/
Text
ISSN 0032-180 X
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
СОДЕРЖАНИЕ
Генезис н география почв
Клюканова А., Кудерина Т. МКузнецов Н. T.t Ромашкевич А. И. Влияние
почвенного покрова на формирование взвешенных наносов рек Централь-
ного Кавказа 5
Химия почв
Васильевская В. Д., Шибаева И, Н. Фракционный состав соединений метал¬
лов в почвах южнотаежного Заволжья 14
Физика почв
Толчельников ЮС., Самойлова Е. М., Гребенников А. М., Кондрат кин Е. А.,
Мазур А. В. Влияние трещиноватости па водный режим южных черноземов
Западной Сибири 24
Торицына Н. В., Бобрина А, В., Судницын И. И. Водный баланс почвы в теп¬
лице при различных способах полива 33
Биологи* почв
Скворцова Е. БНцименко Е. Ю. Влияние луговой и лесной растительности
на мпкроструктурное состояние старопахотных почв 39
Рыков А. Лшиков А. Б., Меланхолцн П. И. Влияние роющей деятельности
кабана на перераспределение радионуклидов в районе Чернобыльской АЭС 51
Эрозия почв
Медведев И. Ф., Шаба?в А. И* Эрозионное процессы на пашне Приволжской
возвышенности 61
(g) Издательство «Наука»
«Прчвоведение», 1ОД1 г.
\
К 30-летию Бурятского отделения ВОП
От редколлегии . 70
Бадмаев //. Б., Дугаров В. И. Почвенные катены Забайкалья: морфология,
свойства, тепло- и влагообеспеченность 70
Цыбжитов Ц. X. Генетические особенности каштановых почв бассейна оз. Бай¬
кал . . . 80
Вторушин В. Л. Мерзлота в почвах Забайкалья 95
Убугунов Л. ЛУбугунова В. И. Почвы речных пойм Монголии 105
Нимаева С. Ш. Биологическая активность лугово-черноземных мерзлотных
почв 118
Чимитдоржиева Г. Д. Особенности органического вещества криогенных почи 125
Нуликов А. И. Экология почв и информационная оценка спилен в системе
почва - среда 133
Кашин В. К., Иванов Г. М, Иод в почвах Забайкалья 142
Хроника
Евгений Анатольевич Дмитриев (к 60-летию со дня рождения) 152
Василий Григорьевич Минеев (к 60-летию со дня рождения) 153
Валентин Георгиевич Унгурян (к 60-летию со дня рождения) 156
Некрологи
Памяти А. Ф. Скворцова 158
Памяти Виктора Абрамовича Ковды 160
2
ACADEMY OF SCIENCES OF THE USSR
POCHVOVEDENIE
THE JOURNAL IS FOUNDED IN 1899 MOSCOW
JVs 11, November 1991
CONTENTS
Soil Genesis and Geography
Klyukanova I. A.t Kuderina T. M.t Kuznetsov N. T.t Romashkevich A. /. Forma¬
tion of suspended load in the Central Caucasus (northern slope) and the sta¬
tus of the soil cover 5
Soil Chemistry
VasiVievskaya V. D.t Shibayeva /. N. Fraction composition of metals compounds
in soils 14
Soil Physics
TolcheVnikov Yu. S., Samoilova Ye. M.f Grebennikov A. М., Kondrashkin Ye. A.,
Mazur A. V. Impact of cracking on water regime of West Siberia southern
chernozems 24
Toritsyna N. V.t Bobrina A. V.t Sudnitsyn I. I. Water balance of greenhouse soils
with different irrigation technique 33
Soil Biology
Skvort$ova Ye. B.t Yakimenko Ye. Yu. Impact of forest and meadow vegetation
on the microstructures of long-ploughed soils 39
Bykov A. V., Lysikov A. B., Melankholin P. N. Wild-boar burrowing activity and
radionuclides redistribution in the vicinity of Chernobyl NPS 51
Soil Erosion
Medvedev I. F.t Shabayev A. I. Manifestations of soil erosion on arable lands of
the Privolzhskaya upland 61
To the 30th anniversary
of Buriat branch of AUSSS
On behalf of editorial board 70
Badmaev N. B., Dugarov V. I. Soil catenas in Trans-Baikal region: morphology,
properties, heat and water supply 70
3
Tsybzhitov Ts. Kh. Genetic properties of chestnut soils in the Baikal basin . . 80
Vtorushin V. A. Permafrost in soils of Trans-Baikal areas 95
Ubugunov L. L.t Ubugunova V. /. Mongolian river flood plain soils 105
Nimaeva S. Sh. Biological activity in meadow-chernozcmic cryogcnic soils 118
Chimitdorzhiyeva G. D. Organic matter in cryogcnic soils 125
Kulikov A. /. Soil ecology and informative assessment of relationships in the
soil — environment system 133
Kashin V. K., Ivanov G. M. Iodine in the soils of Trans-Baikal areas 142
Chronicles
Yevgeny Anatolievich Dmitriev (to his 60-th birthday) 152
Vasili Grigorievich Mineev (to his 60-th birthday) 153
Valentin Georgievich Unguryan (to his 60-th birthday) 156
Obituries
To A. F. Skvortsov’s memory 158
4
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ II
ГЕНЕЗИС И ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
УДК 631.48:551.48
© 1991 г.
И. А. КЛЮКАНОВА, Т. М. КУДЕРИНА, Н. Т. КУЗНЕЦОВ.
А. И. РОМАШКЕВИЧ
ВЛИЯНИЕ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА НА ФОРМИРОВАНИЕ
ВЗВЕШЕННЫХ НАНОСОВ РЕК ЦЕНТРАЛЬНОГО КАВКАЗА
Формирование стока и состава взвешенных наносов горных рек
Центрального Кавказа определяется интенсивностью воздействия на раз¬
ных высотных уровнях естественных и антропогеннообусловленных по¬
верхностных процессов на почвенный покров. В формировании взвешен¬
ных наносов рек Центрального Кавказа почвенная составляющая слабо
проявляется в высокогорьях, ее роль существенно возрастает в направ¬
лении предгорий. С особенностями формирования взвешенных наносов
рек на разных высотных уровнях связаны их различия по содержанию
гумуса, калия, азота и фосфора.
В горных геосистемах формирование взвешенных наносов опреде¬
ляется такими факторами, находящимися в тесной взаимосвязи, как осо¬
бенности морфоструктур и тип структур высотной поясности (в которых
образуется сток рек), геологическое строение, состояние растительности
и почвенного покрова. Изучение состава взвешенных наносов рек горных
геосистем позволяет вскрыть интенсивность и специфику денудации
в каждом типе морфоструктур и высотных поясах и определить основные
причинно-следственные связи. Знание этих связей имеет прямое отноше¬
ние к характеристикам состава аллювиальных отложений подгорных тер¬
риторий, интенсивно используемых в сельском хозяйстве.
На примере бассейна рек Малка — Баксан — Чегем — Черек рассмот¬
рим некоторые особенности и компоненты взвешенных наносов и аллю¬
виальных отложений в связи с состоянием почвенного покрова, естествен¬
ными и антропогенными процессами денудации в высотных поясах и
отдельных морфоструктурах Центрального Кавказа. Как показали исследо¬
вания, состояние почвенного покрова находится в теснейшей связи с со¬
стоянием и характером растительного покрова. Под естественной расти¬
тельностью максимально сохраняется устойчивость почв к разрушению
и смыву, определяемая ненарушенностью строения профиля почв, его
оструктурениостью, высокой гумусностью, механической связанностью
корневыми системами. При деградации естественного растительного по¬
крова пли замене его сельскохозяйственными культурами ухудшаются
все свойства почв, обеспечивающие их устойчивость.
Опыт работы на реках Средней Азии [4] показывает, что состав новей¬
ших аллювиальных наносов, отобранных вскоре после прохождения по-
ловодья или паводков на поймах и в руслах рек, отражает состав взвешен¬
ных наносов.
На исследованной территории Центрального Кавказа питание рек
имеет смешанный характер: дождевое, ледниковое и за счет подземных
5
и талых снеговых вод. Устойчивость стока рек определяется значительной
ролью ледников и высокогорных снегов в питании рек. Реки Централь¬
ного Кавказа характеризуются длительным половодьем в теплое время
года и низким стоянием уровней в зимний период. Половодье начинается
в начале апреля и заканчивается в конце сентября. В период летнего
половодья, при общем высоком стоянии уровней, наблюдается ряд их
подъемов и спадов в результате выпадения дождевых осадков и колеба¬
ний температуры воздуха, усиливающих или ослабляющих таяние лед*
ников и высокогорных снегов. Наивысшие уровни и наибольшие расходы
наблюдаются чаще всего во второй половине лета [2, 3J.
По химическому составу воды рек относятся к гидрокарбонатному
классу с отчетливо выраженным преобладанием НС03 и Са2+. Минерали¬
зация вод изменяется от 80—250 в половодье до 300—800 мг/л осенью
и зимой. Мутность речных вод колеблется в среднем от 300 до 3500 г/м3.
Наибольшая мутность наблюдается в период прохождения наибольших
расходов воды (в июле — августе). Например, на р. Баксан у ст. Прохлад¬
ной в августе средняя мутность составляла 3560 г/м3, а наименьшая —
34 г/м3 была отмечена в феврале. Средняя мутность вод увеличивается
вниз по течению, например, на р. Малка у с. Хабаз — 312 г/м3, а у ст. Про¬
хладной — 1515 г/м1. Средний годовой сток взвешенных наносов р. Малка
у ст. Прохладной составляет 4,5 млн. т. Для сравнения — общий объем
выносимого реками Большого Кавказа твердого стока составляет
180—200 млн.т [1].
Естественно, что только в верховьях рек взвешенные наносы наиболее
полно отражают влияние на их состав физико-географических условий
того высотного пояса, в котором они формируются. Взвешенные же на¬
носы средних и нижних течений рек отражают сумму условий формиро¬
вания стока наносов также и всех вышерасположенных высотных поясов
и типов морфоструктур (табл. 1).
Рассматриваемый бассейн рек Центрального Кавказа пересекает та¬
кие крупные морфоструктуры, как Передовой хребет (сложенный преиму¬
щественно бескарбонатными кристаллическими породами); Северо-Юр-
скую депрессию, сложенную комплексом осадочных пород, главным обра¬
зом типа песчаников и глинистых сланцев; Скалистый и Пастбищный
хребты, сложенные преимущественно комплексом карбонатных пород.
На рисунке показан один из характерных геолого-геоморфологических
профилей Центрального Кавказа с эльбрусским типом высотной почвенно-
растительной поясности [6—8], где формируется сток взвешенных нано¬
сов рек рассматриваемой территории. В сочетаниях почв (рисупок) в пре¬
делах морфоструктур преобладающими являются альпийские и субальпий¬
ские дерново-торфянистые и дерновые ненасыщенные почвы (Передовой
хребет и Ссверо-Юрская депрессия), альпийские и субальпийские дерно¬
во-торфянистые и дерновые темноцветные насыщенные и черноземовид¬
ные почвы (Скалистый хребет). Дерново-торфянистые и дерновые темно-
цветные насыщенные почвы выделены на уровне типа [7].
В верховьях рек взвешенные наносы формируются в пределах Пере¬
дового хребта с его альпинотипными формами рельефа, преобладающими
альпийскими и субальпийскими дерново-торфянистыми и дерновыми
ненасыщенными почвами, в основном хорошо задернованными и пе испы¬
тавшими серьезных антропогенных воздействий. Последнее обусловлено
слабой доступностью этих территорий для пастьбы скота, а также суще¬
ствующей сетью заповедников и заказпиков, исключающих хозяйственную
деятельность. Взвешенные наносы рек в пределах Северо-Юрской депрес-
6
Таблица 1
Физико-географические условия бассейна рек Малка - Баксаи - Чегем - Чсрек
Климатические
Река, пункт
условия; осадки
за год. средняя
температура
Геологические условия
Растительность
Верхоиья рек: Зона * Передового хребта
Баксаи
Чегем
Черек
Гун делен
Тызыл
Малка ~
с. Хабаз
Кичмалка
Малка,
с. Каменно-
мостское
Малка,
с. Екатери-
ноградская
1200-800 мм;
январь 12°,
июль - +6°
1200-800 мм;
январь 10°,
июль - +0%
1G00—800 мм;
январь 12°
Кристаллические сланцы,
амфиболиты, граниты и
гранитоиды
Кристаллические сланцы
и амфиболиты, известняки,
доломиты, песчаники
Граниты, гранитоиды, кри¬
сталлические сланцы, из¬
вестняки, доломиты, песча¬
ники
Альпийские и субальпий¬
ские луга
Альпийские и субальпий¬
ские луга
Альпийские и субальпий¬
ские луга, участки горно-
долинных сосновых и сме¬
шанных широколиственных
лесов
Среднее течение. Зона Скалистого и Пастбищного хребтов
800-600 мм;
январь 6°,
июль - +18°
1200 -800 мм;
январь 6°,
июль - +10°
1000-800 мм;
январь 8°,
июль - +14°
800-600 мм;
январь 6°,
июль - +15°
800-600 мм;
январь 9°,
июль - +12°
Известняки, доломиты,
песчаники, аргиллиты, але¬
вролиты
Песчаники, аргиллиты, але¬
вролиты, известняки, доло¬
миты
Граниты, гранитоиды, слан¬
цы, амфиболиты, туфы,
конгломераты, известняки,
доломиты, песчаники, ар¬
гиллиты, алевролиты
Песчаники, известняки,
мергели
Известняки, доломиты, пес¬
чаники, аргиллиты, але
вриты, граниты, гранито¬
иды, туфы, сланцы
Остепненные субальпий¬
ские луга по левобережью
спускаются до замыкаю¬
щего створа, по правобо-
режью - участки березня¬
ков в сочетании с широко¬
лиственными лесами
Участки березняков; остеп-
ненные субальпийские луга
Субальпийские остепнен¬
ные луга. По склонам к
р. Малка грабо-дубовые ле¬
са и березовое мелколесье
Субальпийские остепнен¬
ные луга, пашни и много¬
летние посадки
Остепненные луга, сельско¬
хозяйственные угодья
Нижнее течение. Предгорная равнина
600-800 мм;
январь 8°,
июль - +18°
Галечники, пески, гли¬
ны, известняки, филлиты,
доломиты, песчаники, ар¬
гиллиты, алевриты
Сельскохозяйственные зем¬
ли в сочетании с поймен¬
ными лугами и зарослями
кустарников
* Геоморфологическая зона.
сии формируются в условиях сравнительно пологих форм рельефа и аль¬
пийско-субальпийских типов растительности и почвенного покрова (пре¬
обладают горно-луговые дерново-торфянистые и дерновые ненасыщенные
почвы). Пологие формы рельефа обусловили значительный пастбищпый
пресс на ее территории.
7
о 20 40 60 во 100 км
Геолого-геоморфологический профиль Центрального Кавказа, эльбрусский тип
структуры высотной почвенно-растительной поясности [5-7]. Обозначения: А — отроги
Передового хребта с сочетанием: 1 - неразвитых и фрагментарных почв под несомк¬
нутыми пионерными группировками, 2 - горно-луговых дерново-торфянистых и дер¬
новых ненасыщенных почв под альпийскими и субальпийскими лугами, часто дсфор-
мированпых в результате лавинных, оползневых и солифклюционных процессов,
3 - дерпово-торфянисто-глеевых почв под гидрофитными лугами, 4 - обнажений пере-
отложенных грунтов и подстилающих пород; Б - Северо-Юрская депрессия с соче¬
танием: 1 - горно луговых дерново-торфянистых ненасыщенных почв под альпийски¬
ми лугами (часто с криогенными деформациями) и дерновых ненасыщенных под
субальпийскими лугами, 2 - дерново-торфянистых глееватых почв под гидрофитными
лугами: В - Скалистый хребет с сочетанием: 1 - горно-луговых дерново-торфянистых
темноцветных насыщенных почв (часто с криогенными деформациями) под альпий¬
скими лугами и дерновых темноцветных насыщенных почв под субальпийскими лу¬
гами, 2 - вторичных послелесных почв, 3 - горно-луговых черноземновидных почв,
4 - обнажений подстилающих пород
В среднем течении твердый сток рек формируется главным образом
в границах морфоструктур Скалистого и Пастбищного хребтов. Характер¬
ными особенностями их являются спокойные формы рельефа, развитие
глубоких каньонообразных долин, широкое участие карбонатных пород
в геолого-геоморфологическом строении, развитие темноцветных и черно¬
земовидных горно-луговых почв (преимущественно бескарбонатных) и
горных черноземов, усиление пастбищного пресса, заметная сельскохозяй¬
ственная освоенность территории.
В нижнем течении рек, в пределах частично облесенных предгорий, на¬
ряду с формированием твердого стока начинается отложение взвешенных
наносов рек, усиливающееся на подгорной равнине, на которой преобла¬
дают черноземы и лугово-черноземные почвы. Это территория максималь¬
ного сельскохозяйственного освоения.
Важной чертой почвенного покрова практически всех высотных поя¬
сов, за исключением подгорной равнины и частично предгорий, является
преимущественная бескарбонатность почв, образованных за счет переот-
ложенного маломощного материала кристаллических и осадочных бес-
карбонатных пород. Карбонатными являются не почвы, а подстилающие
их на разных глубинах слои пород главным образом таких морфострук¬
тур, как Скалистый и Пастбищный хребты. Карбонатность взвешенных
наносов рек, таким образом, является следствием руслового размыва по¬
род, содержащих СаСОэ и MgCOj, а также вторичного обогащения наносов
в реках СаСОз из вод, фильтрующихся через слои карбонатных пород.
Образцы взвешенных наносов рек были взяты в их верховьях, среднем
течении и низовье. В табл. 2 приведены данные о составе взвешенных
наносов рек и новейших отложений, которые позволяют в известной мере
установить зависимость формирования и состава наносов от состояния и
8
Таблица 2
Содержание С02 карбонатов, гумуса, азота, фосфора и калия во взвешенных
наносах рек
Река и пункт
Год
СОа
Гумус j
I "об ц
р2о»
к2о
%
общий,
%
подвиж¬
ный по
Труогу —
Мейеру,
мг/100 г
об¬
щий,
%
подвиж¬
ный по
Прота¬
сову,
мг/100 г
Верховья рек. Зона Передового хребта
Баксан
1985
0,61
0,60
0,07
0,15
3,9
3,46
7,0
1986
0,62
0,54
0,15
Не опр.
4,2
3,68
11,2
1987
1,12
0,43
0,02
»
0,8
2,03
3,0
1988
0,57
0,31
0,06
0,14
0,06
3,11
Не опр.
Чегем
1985
3,32
0,29
0,05
0,18
1,2
3,38
14,2
*
1986
1,41
0,45
0,17
Не опр.
2,4
3,37
15,6
1988
0,53
0,36
0,09
»
Не опр.
3,51
Не опр.
Черек
1985
3,34
1,55
0,09
0,16
10,8
3,29
32,8
1986
3,00
0,63
0,13
Не опр.
5,1
2,08
8,6
1987
4,54
0,60
0,04
Не
опр.
1,61
3,4
1988
1,10
0,72
0,17
3,48
Не опр.
Среднее течение. Зона
Скалистого и
Пастбищного хребтов
Тызыл
1985
4,66
0,47
0,48
0,19
8,3
2,49
5,4
1986
4,80
0,63
0,15
Не опр.
4,0
2,88
8,0
1987
6,80
2,77
0,39
»
2,7
1,65
6,4
1988
6,42
0,82
0,09
0,09
Не опр.
2,20
Не опр.
Гуиделен
1985
3,52
3,48
0,35
0,18
10,3
3,19
10,0
1986
7,20
0,63
0,16
Не опр.
7,6
2,09
5,4
1987
7,91
2,65
0,35
»
3,2
1,67
7,2
1988
7,44
0,22
0,09
Не 1
опр.
1,53
Не опр.
Малка, с. Хабаз
1985
6,42
3,34
0,55
0,21
10,4
2,28
6,0
1986
4,05
6,55
0,38
Не опр.
9,2
1,89
» 9,5
1987
3,80
4,34
0,21
»
2,7
1,70
16,8
1988
6,82
4,31
0,39
Не
опр.
1,85
Не опр.
Кичмалка
1985
6,77
1,16
0,13
0,24
11.1
1,87
4,0
1986
6,60
4,00
0,18
Не опр.
8,6
3,01
5,4
1987
8,99
4,45
0,17
»
5,8
1,59
14,6
Малка, с. Каменно-
1985
1,18
1,74
0,09
0,17
6,8
2,55
5,2
мостское
1986
8,90
2,86
0,21
Не опр.
8,7
1,80
10,0
1987
7,71
0,88
0,08
»
1,6
1,12
6,8
1988
5,37
0,82
0,09
Не опр.
1,54
Не опр.
Нижнее течение. Подгорная равнина
Малка, с. Екатерино-
1985
3,78
1,26
0,12
0,17
7,4
3,37
9,4
градская
1986
4,44
1,26
0,19
Не опр.
6,8
3,11
12,2
1987
7,60
1,77
0,09
»
3,1
1,38
8.0
1988
5,10
1,40
0,06
Не опр.
2,80
Не опр.
состава почвенного покрова, интенсивности природных и антропогенных
поверхностных процессов, состава размываемых пород.
При высокой гумусности горно-луговых почв Передового хребта и Се-
веро-Юрской депрессии (содержание собственно гуйуса и полуразложен-
ного органического вещества изменяется от 12—30% в дерново-торфяни-
стом горизонте до 6—11% в гор. АВ на глубине 20—35 см в альпийских
почвах и от 12—21% в дерновом горизонте до 5—6% в гор. АВ и 3—5%
9
в гор. В на глубине 40—70 см в субальпийских почвах [6]) взвешенные
наносы верховий рек содержат лишь 0,29—1,55% гумуса. Это свидетель-
ствует о формировании взвешенных наносов верховий рек смешанным
усредненным материалом, образовавшимся в результате естественных гео¬
морфологических процессов сноса (типа лавин, селей, оползней и осыпей).
Можно полагать также, что значительную часть таких напосов образует
материал смыва незадернованных приледниковых морен и размыва пород
в долинах. Последнее, как отмечалось, подтверждается высоким содержа¬
нием С02 карбонатов (до 4,54%, за исключением р. Баксан) во взвешен¬
ных наносах рек, тогда как не только почвы, но и верхние горизонты под*
стилающих пород бескарбонатны.
Содержание азота в наносах довольпо низкое. При этом не всегда про¬
слеживаются прямые связи содержания в наносах гумуса и азота. Содер¬
жание общего и подвижного фосфора низкое, что в общем отражает не¬
высокое его содержание в породах, материал которых вовлечен в наносы.
Общее высокое содержание калия соответствует его содержанию в кри¬
сталлических породах Передового хребта и осадочных породах Северо-
Юрской депрессии. Калий в наносах преимущественно входит в состав
гидрослюд и калиевых полевых шпатов. Заметим, что Пхалагова [5] ана¬
лизируя накопление ионов натрия и калия в природных водах, подчерки¬
вает ведущую роль химического выветривания.
Средние течения рек проходят в пределах Скалистого и Пастбищного
хребтов, сложенных преимущественно известняками, мергелями, доломи¬
тами. В почвенном же покрове здесь преобладают сочетания бескарбонат-
ных горно-луговых темноцветных и черноземовидных почв и горных чер¬
ноземов. Естественно, что взвешенные наносы и новейшие аллювиальные
отложения в среднем течении также суммируют и те наносы, которые
поступают из зоны верховий рек.
Наносы среднего течения рек заметно обогащены С02 карбонатов до
3,52—8,99%), гумусом (до 4—6,55%), хотя в отдельные годы есть откло¬
нения как по количеству С02 карбонатов (1,18%), так и по количеству
гумуса (0,22—0,82%). Среднее течение рек проходит в высотном поясе
с горными лугами, часто остепненными (содержание гумуса высокое —
до 12%, состав его гуматно-кальциевый), активно используемыми под вы¬
пас и освоенными в сельском хозяйстве. Естественно, что здесь появляется
активная составляющая денудации — поверхностный смыв и размыв почв.
С этим связана повышенная гумусированность напосов. Карбонатность
же их (при отсутствии карбонатов в почвенных профилях) обусловлена
размывом карбопатных пород в долинах рек и за счет адсорбции СаСОэ
и MgC09 наносами из вод, фильтрующихся через карбонатные слои пород.
В наносах среднего течения рек заметно повышено содержание общего
азота, правда не во всех точках наблюдений. Однако корреляция между
содержанием общего азота и гумуса недостаточно ясна. Возможно, неко¬
торую роль здесь играют состав гумуса наносов и связь азота с разными
фракциями органического вещества, попадающего в наносы. При этом
нельзя забывать об осредняющей роли состава наносов в среднем течении
за счет поступлений их из верховий рек.
Есть тенденция увеличения содержания общего и подвижного фосфора
во взвешенных наносах рек в их среднем течении, что определяется уси¬
лением роли собственно почвенпой составляющей на этом отрезке форми¬
рования стока. Уменьшение же общего содержания калия в наносах сред¬
него течения рек в сравнении с наносами верхнего течения в целом не¬
большое и объясняется смешением проходящих здесь взвешенных наносов
10
Гранулометрический состав наносов
Таблица 3
Река, пункт
Год
Размер частиц, мм; содержание фракций, %
1.0—0,25
0,25—0,05
0,05—0,01
0,01—0,005
0.005—0,001
<0,001
<0.01
Зона Передового хребта. Верховья рек
Баксан
1985
1,69
8,02
69,24
9,64
7,07
4,34
21,05
1986
0,73
11,75
72,88
5,94
2,70
6,00
14,64
1987
0,10
24,82
60,79
7,46
3,14
3,69
14,29
1988
0,71
51,49
23,08
4,24
8,84
11,64
24,72
Чегем
1985
12,22
45,01
34,26
3,45
2,33
2,73
8,51
1986
1,09
32,91
56,86
1,46
1,86
6,32
9,14
1988
1,18
37,76
42,90
4,20
6,12
7,84
18,16
Черек
1985
0,46
12,49
50,83
12,50
13,55
18,17
44,22
1986
0,45
19,17
61,92
6,90
4,38
7,18
18,46
1987
0,39
15,25
62,35
9,56
4,82
7,63
22,01
1988
2,86
56,00
28,08
4,36
3,46
5,24
13,06
Зона Скалистого и Пастбищного хребтов. Среднее течение.
Тызыл
1985
3,10
14,13
48,03
12,80
10,52
11,42
34,74
1986
16,83
54,77
17,40
1,88
0,46
8,66
11,00
1987
0,30
22,44
46,78
8,64
9,04
12,80
30,48
1988
7,17
50,89
26,06
3,46
5,48
6,94
15,88
Гунделен
1985
0,23
7,17
24,35
17,82
27,46
22,97
68,25
1986
0,40
53,68
32,88
5,22
.0,70
7,12
13,04
1987
0,17
9,75
34,75
13,85
20,35
21,15
55,33
1988
15,71
57,43
10,62
0,62
0,46
5,16
6,24
Малка, с. Хабаз
1985
0,32
26,93
35,23
9,22
11,66
16,64
37,52
1986
0,65
3,67
5,82
14,68
25,50
49,68
89,86
1987
0,46
0,46
24,88
11,91
15,93
20,69
48,53
1988
3,61
29,71
31,72
6,98
10,46
17,52
34,96
Кичмалка
1985
0,40
64,50
18,72
4,84
5,25
6,29
16,38
1987
0,12
4,13
34,62
13,34
20,29
27,50
61,13
Малка, с. Ка-
1985
1,04
27,73
45,36
7,36
9,13
9,38
25,87
менномостское
1986
0,54
36,48
40,64
6,66
7,30
8,38
22,34
1987
1,02
51,78
28,22
4,88
5,50
8,60
18,98
1988
28,66
53,44
9,92
0,32
1,22
6,44
7,98
Подгорная равнина. Нижнее течение.
Малка, с. Ека¬
1985
0,02
0,76
55,82
17,67
13,55
12,18
43,40
териноград¬
1986
0,14
4,92
59,94
12,44
11,90
10,66
35,00
ская
1987
0,01
16,64
32,20
16,92
16,48
17,72
51,12
1988
0,63
65,05
24,48
1,16
2,86
5,82
9,84
верховий рек со значительным содержанием калия и наносов среднего те¬
чения, содержащих мало калийных минералов (здесь размываются почвы
и породы с невысоким их содержанием). Содержание подвижного калия
в наносах среднего течения рек практически не отличается от такового в
верховьях рек.
В нижнем течении р. Малки, после впадения в нее всех притоков
(с. Екатериноградская), состав наносов отражает осредняющее наложение
взвешенных материалов из разных зон и морфоструктур при подчиненной
роли местного смываемого и размываемого материала. Содержание гуму¬
са здесь заметно понижено по сравнению со средним его значением (2,46)
1!
в среднем течении рек. Вместе с тем для взвешенных наносов оно доста¬
точно высокое (1,26—1,77) и устойчиво по годам, хотя значительно ниже,
чем содержание гумуса в почвах. Высокое содержание С02 карбонатов
(3,78—7,60) отражает его высокое содержание в поступающих взвешен¬
ных наносах средних течений рек, а также в подвергающихся эрозии
черноземах и лессовидных суглинках. Содержание азота певысокое и
в известной мере коррелирует с содержанием гумуса. В содержании фос¬
фора нет каких-либо заметных отличий от его содержания во взвешенных
наносах верхнего и среднего течения рек. Содержание как общего, так
и подвижного калия во взвешенных наносах в нижнем течении несколько
выше, чем средние значения их содержания в среднем течении рек. Наи~
более вероятной причиной этого является общее увеличение «почвенной»
составляющей во взвешенных наносах нижних течений рек, в особенности
за счет общего усиления сельскохозяйственной эрозии. Несомненно, что
в количество калия взвешенных наносов попадает и калий удобрений,
вносимых на сельскохозяйственные угодья.
В содержании во взвешенных наносах рек рассматриваемых веществ
по годам обращают внимание прежде всего резкие различия их, в особен¬
ности в верхнем и среднем течении. Несомненно, это связано с динамикой
климатических явлений и размывом в разные годы разных по составу
участков высотных поясов и морфоструктур. Для установления четких
закономерностей в формировании взвешенных наносов по годам необхо¬
димы длительные наблюдения в пределах всего бассейна за погодными
условиями и географией размыва и смыва пород и почвогрунтов с их спе¬
цифическими особенностями.
В гранулометрическом составе (табл. 3) взвешенных наносов рек вы¬
является прежде всего крайне низкое содержание среднего песка. Только
в отдельные годы (главным образом в 1988 г.) содержание его значи¬
тельно увеличивается. Преобладающими фракциями являются мелкий
песок и крупная пыль, которые следует рассматривать как транзитную
часть мелкозема. С содержанием ила в известной мере коррелирует содер¬
жание гумуса. Отклонения в такой корреляции, видимо, связаны с не¬
полной диспергацией илистых частиц при анализе наноса, в котором они
могут находиться в виде микроагрегатов. Средние значения содержания
ила в наносах возрастают в среднем течении рек, что связано с размывом
осадочных пород и почв Скалистого и Пастбищного хребтов. Однако и
здесь есть отклонения (р. Малка, с. Каменномостское). Гранулометриче¬
ский состав наносов в нижнем течении практически не отличается от
такового в среднем течении. По годам содержание фракций в грануломет¬
рическом составе наносов изменяется довольно значительно.
Заключение
В каждом высотном поясе горной геосистемы в формировании стока
взвешенных наносов рек преобладающую роль играет своя группа факто¬
ров (природных и антропогенных) или механизмов. В альпинотипных вы¬
сокогорьях, т. е. в верховьях рек, с их малой доступностью и наиболее
мощной закрепленностью почвогрунтов растительностью, смыву водными
потоками твердых частиц (за счет таяния снега и дождей) и образованию
взвешенных наносов предшествует работа на склонах естественных гео¬
морфологических процессов, создающих в высокогорьях пестрый рисунок
незакрепленных или слабозакрепленных растительностью грунтов,—ла¬
вин, селевых отложений, оползней и осыпей. Непосредственный смыв
12
почвенного материала в образовании взвешенных наносов в верховьях рек
играет незначительную роль, поэтому и состав взвешенных наносов рек
здесь в большей мере отражает состав слагающих высокогорья пород, чем
почв.
При формировании вещественного состава наносов в среднем течении
рек, с их заметно возрастающим содержанием С02 карбонатов, гумуса
й азота, заметную роль играют процессы пастбищной эрозии и эрозии на
сельскохозяйственных угодьях, поступления веществ (главным образом
С02 карбонатов) с фильтрующимися через пласты осадочных пород во¬
дами, русловой размыв осадочных пород. В целом в среднем течении рек
существенно повышается собственно почвенная составляющая взвешен¬
ных наносов.
В нижнем течении, на подгорной равнине, соотношение факторов
в формировании вещественного состава наносов меняется. Здесь имеет
место не только транзит наносов, но также и выпадение определенной их
части из водных потоков при весенне-летних разливах. На это указывает
общее уменьшение содержания гумуса во взвешенных наносах при близ¬
ких его значениях по годам.
В целом участие почвенного материала в формировании взвешенных
наносов рек определяется степенью нарушенности естественного расти¬
тельного покрова и соответственно нарушенностью почв, т. е. собственно
эрозией — пастбищной и сельскохозяйственной. Это участие закономерно
усиливается в направлении от высокогорий к подгорной равнине. По со¬
держанию гумуса и калия при выпадении на подгорной равнине наносы
могут оказать благоприятное влияние на почвенный покров.
Список литературы
1. Большой Кавказ - Стара-Планина (Балкан). М.: Наука, 1984. 253 с.
2. Давыдов Л. К. Гидрография СССР. JI.: Изд-во ЛГУ, 1955. Ч. 2. 600 с.
3. Кавказ. М.: Наука, 1966. 470 с.
4. Кузнецов И. Т., Клюканова И. А., Санин С. А. Физико-географические основы фор¬
мирования состава взвешенных наносов рек и ирригационных систем (на при¬
мере Средней Азин). М.: Наука, 1987. 150 с.
5. Пхалагова Дз. М. Химическая география вод и гидрогеохимия Центрального Кав¬
каза. Орджоникидзе: ИР, 1976. 357 с.
6. Ромашке в ыч А. И., Яшина А. В., Борунов Л. К. Особенности структур почвенного
и растительного покрова северного склона Центрального Кавказа//Почвоведе¬
ние. 1985. № 5. С. 32-42.
7. Ромашкевич А. Я. Горное почвообразование и геоморфологические процессы. М.:
Наука, 1988. 150 с.
В. Щербакова Е. М. Древнее оледенение Большого Кавказа. М.: Изд-во МГУ, 1973.
271 с.
Институт географии АН СССР Поступила в редакцию
09.07.90
I. A. KLYUKANOVA, Т. М. KUDERINA, N. Т. KUZNETSOV, A. I. ROMASHKEVICH
FORMATION OF SUSPENDED LOAD IN THE CENTRAL CAUCASUS
(NORTHERN SLOPE) AND THE STATUS OF THE SOIL COVER
The formation of mountainous rivers run off and of the composition of its solid
ingredients is determined by the impact of natural and man-induced surface processes,
operating with different intensity at a number of altitudinal levels. The soil ingredient
is hardly important for the solid run off in high mountains, however, its contribution
increases towards the foothills. The origin of solid run off accounts for the difference
in humus, potassium, nitrogen and phosphorus contents.
13
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1991 Л* 11
ХИМИЯ почв
УДК 550.47:631.483
© 1991 г.
В. Д. ВАСИЛЬЕВСКАЯ, И. И. ШИБАЕВА
ФРАКЦИОННЫЙ СОСТАВ СОЕДИНЕНИЙ МЕТАЛЛОВ В ПОЧВАХ
ЮЖНОТАЕЖНОГО ЗАВОЛЖЬЯ
Предложена схема последовательной экстракции форм соединений
металлов из почв. Показаны различия в их количественном соотношении
в зависимости от характера почвообразующей породы, типа почвообразо¬
вания, положения почвы в системе сопряженных геохимических ланд¬
шафтов речной долины. В песчаных почвах преобладают соединения ме¬
таллов с аморфными оксидами и гидроксидами железа, в суглинистых -
с первичными и вторичными минералами.
В последние десятилетия в различных компонентах биосферы проис¬
ходит интенсивное накопление редких и рассеянных элементов в количе¬
ствах, значительно превышающих их природный кларк, что представляет
реальную угрозу развитию живых организмов. При поступлении токси¬
кантов в биосферу определенная часть их при взаимодействии с различ¬
ными компонентами природных систем, в первую очередь с почвами, об¬
разует слабоподвижные соединения и, таким образом, на какой-to пе¬
риод исключается из геохимических циклов. Поэтому важное значение
приобретает изучение наиболее реакционноспособных соединений ме¬
таллов.
В почве частичная детоксикация металлов экзогенного происхождения
обусловлена как процессами их иммобилизации микрофлорой, так и обра¬
зованием различных по степени устойчивости соединений с компонен¬
тами твердой фазы. Степень инактивации определяется как составом почв
и почвообразующих пород и химической природой токсиканта, так и гео¬
химическими условиями внешней среды.
Особенности содержания и распределения металлов (или, в условиях
геохимического фона, микроэлементов, в дальнейшем — МЭ) в природных
объектах в большинстве исследований охарактеризованы с помощью абсо¬
лютного содержания. Однако для изучения малых геохимических циклов
элементов в ландшафтах конкретной территории наиболее важный смысл
приобретает нахождение элементов в составе различных почвенных ком¬
понентов, поскольку в естественных условиях любой химический элемент
входит в состав тех или иных природных соединений, которые могут быть
выделены из почвенных образцов экстракцией растворами разного со¬
става. Указанный подход позволяет не только охарактеризовать процессы
миграции и аккумуляции МЭ в ландшафтах, но также вплотную прибли¬
зиться к изучению сложных механизмов почвенно-геохимических процес¬
сов, обусловливающих концентрацию и рассеивание элементов.
В твердой фазе почв МЭ присутствуют как легкообменные ионы тонко¬
дисперсных глинистых минералов и гуминовых соединений, труднорас¬
творимые и внутрикомплексные соединения с органическим веществом,
14
оксиды, изоморфная примесь в первичных минералах, ионы, прочно фик¬
сированные вторичными минералами, в составе оксидов и гидроксидов
железа, труднорастворимых солей.
В представленной работе охарактеризованы формы соединений марган¬
ца, цинка и меди в составе почвенных компонентов генетических горизон¬
тов различных по составу и свойствам почв южнотаежных ландшафтов,
рассмотрена их трансформация в ландшафтно-геохимических сопряже¬
ниях.
В настоящее время общепринятая схема фракционирования МЭ в поч¬
вах отсутствует; поэтому авторами опробирована и признана целесообраз¬
ной следующая схема последовательной экстракции форм соединений МЭ.
основой для которой послужили работы Зырина с соавт. [4], Глазовской
и Горюновой [2], Шумана [14].
Схема последовательного фракционирования ме¬
таллов из почв: 1) обменные и легкорастворимые соединения (ацетат¬
но-аммонийный буферный раствор, pH 4,8); 2) связанные с органическим
веществом (0,7 М гипохлорит натрия, pH 8,5); 3) связанные с оксидами
марганца (гидроксиламин солянокислый); 4) связанные с аморфными окси¬
дами и гидроксидами железа (реактив Тамма); 5) связанные с окристал-
лизованными оксидами и гидроксидами железа (реактив Тамма+аскорби-
новая кислота); 6) связанные с первичными и вторичными минералами
(остаток после всех вытяжек).
Валовое содержание микроэлементов определялось в растворе после
обработки почвы плавиковой кислотой и «царской водкой». Конечное опре¬
деление металлов в полученных растворах проводилось атомно-абсорбци-
онным методом. Результаты эксперимента оценивались вариационно-ста¬
тистическим методом; математические расчеты выполнены на ЭВМ [6, 7].
Исследования проводились в ландшафтно-геохимических системах бас¬
сейну Унжи. Почвы территории сформированы на четвертичных отложе¬
ниях Днепровского оледенения, представленных флювиогляциальными
песками и моренным суглинком, подстилаемыми коренными породами
нижней перми и карбонатными глинами верхней юры, нередко выходящи¬
ми на дневную поверхность. Геохимическая обстановка бассейна характе¬
ризуется наличием избыточного увлажнения и развитием оглеения в про¬
филе значительной части почв (вследствие залегающего близко к поверх¬
ности регионального водоупора — гипсово-ангидритовой и глинистой
толщи коренных пород), кислой средой (pH водный 4,5—5,5), низким содер¬
жанием органического вещества (С орг. 1,5—2%), за исключением локаль¬
ных ареалов распространения дерново-карбонатных почв, сформированных
на отложениях юрских глин. Концентрация Mn, Zn, Си в почвах незначи¬
тельна, кларки концентраций для Мп и Zn не превышают 0,3—0,4, для
Си-0,5-0,6.
В иллювиально-гумусово-железистых подзолах и дерново-подзолистых
почвах песчаного состава максимальное содержание обменных и легкорас¬
творимых соединений МЭ отмечается в верхних органогенных горизонтах
и слое лесной подстилки и составляет в среднем соответственно 23 и 37%
от валового содержания Мп, 23 и 18 — Zn, 23 и 7% — Си. Обменные марга¬
нец и цинк в профиле данных почв распределяются по аккумулятивно-
элювиально-иллювиальному типу: максимальная биогенная аккумуляция
элементов в верхних гумусовых горизонтах, резкое уменьшение концент¬
рации в гор. А2 и накопление в иллювиальном горизонте с последующим
монотонным убыванием вниз по профилю. Количество обменной меди
уменьшается до следов уже с глубины 30 см. При переходе от песчаных
15
Содержание марганца, цинка н меди
Горизонт,
глубина, см
Общее содержание,
мнг/кг
Обменные и легко¬
растворимые
Связанные с органи¬
ческим веществом
Мп
Zn
Си
Мп
Zn
Си
Мп
Zn
Си
Подзол глубинно-глеевый иллювиально-гумусово-железистый
АО
0-5
206
35
6,0
19
23
23
57
46
48
AiA2
5-7
19
10
2.0
29
20
Сл.
16
25
50
А2
7-18
11
2,4
1,1
8
16
11
Сл.
50
30
Bhf
18-36
154
12
3,3
1
9
15
»
11
6
вс*
36-88
12
7,4
1,1
3
9
Сл.
»
10
18
G
88-96
11
5
и
3
2
>
2
Сл.
Дерново-
неглубокоподзолистая
почва па
Апах
0-28
513
33
7
12
10
9
36
8
28
А2
28-43
105
21
4
7
1
10
Сл.
2
5
II Вк
43-84
43
16
12
5
22
9
»
4
3
вс
84-100
42
14
11
9
14
12
Сл.
с
>100
83
15
11
11
5
10
»
Аллювиальная дерновая
почва на
Ad
0-18
560
79
17
25
8
5
19
7
15
В
18-38
302
46
12
9
5
6
15
11
10
ВС
38-58
210
28
9
11
8
9
11
13
12
С
58-80
279
31
5
8
13
14
9
11
16
почв к суглинистым содержание обменных МЭ повышается (таблица,
рис. 1).
В соответствии с характером гумусонакопления в профиле изучаемых
почв содержание МЭ в составе органического вещества (ОВ) достигает
наибольших значений в подстилке и пахотном слое, где составляет соответ¬
ственно 57 и 51 % от валового содержания Мп, 46 и 29 — Zn, 7 и 23% — Си.
В нижележащих горизонтах содержание МЭ, связанных с ОВ, резко пада¬
ет с глубиной (рис. 1). Распределение данной фракции МЭ в профиле под¬
золов, а марганца также и в дерново-подзолистых почвах характеризуется
регрессивно-аккумулятивным типом. Дифференциация почвенной толщи
дерново-подзолистых почв по содержанию цинка и меди в составе ОВ от¬
носится к аккумулятивно-элювиальному типу. Из представленного мате¬
риала четко выявляется сходство характера распределения МЭ во фрак¬
циях обменных и легкорастворимых соединений и ОВ в верхних горизон¬
тах почв, что позволяет предположить, что МЭ, входящие в состав второй
фракции, являются потенциально доступным источником вещества для
первой фракции. Вероятно, между ними происходят процессы обмена ио¬
нами, поскольку среди различных соединений металлов с органическим
веществом всегда присутствуют способные к реакциям обмена органомине¬
ральные комплексы типа фульватов и гуматов, адсорбционные и хемо-
сорбционные комплексы на поверхности твердых частиц ОВ [1, 4, 5, 10].
Содержание марганца в форме оксидов не превышает 6% от общего ко¬
личества элемента, цинка — 12%. В вертикальном профиле подзолов и-дер-
ново-подзолистых почв распределение марганца и цинка в составе оксидов
марганца четко идет по элювиально-иллювиальному типу. Сорбция меди
оксидами марганца наиболее значительна в иллювиальных горизонтах.
Согласно исследованиям Моргана и Стумма [13], при pH 2 Мп02 заряжа-
16
в почвах, % общего содержания
Связанные с оксида¬
ми марганца
Связанные с аморф¬
ными оксидами и
гидроксидами железа
Связанные с окри-
сталлиэованными
формами железа
Прочносвязанные
с минеральной
частью почвы
Мп
Zn
Си
Мп
Zn
Си
Мп
Zn
Си
Мп
Zn
Си
на древнем аллювии (раэр. 21)
Сл.
24
31
28
5
11
»
22
18
»
»
»
15
28
26
35
1
Сл.
»
20
4
»
14
»
50
57
30
9
1
9
9
19
25
»
34
23
54
44
23
15
в
12
Сл.
54
32
73
29
20
5
8
17
4
7
12
9
40
40
45
20
22
28
28
22
18
двучленных отложениях (раэр. 27)
1
. 3
11
25
5
Сл.
8
14
22
18
60
30
1
5
Сл.
36
71
49
8
12
7
48
10
29
4
16
10
31
19
32
15
3
35
45
36
11
3
14
5
51
44
36
7
Сл.
15
30
28
32
1
Сл.
8
59
34
28
1
31
24
28
29
30
слоистом аллювии (раэр. 23)
Сл.
6
15
34
16
35
13
35
26
9
28
4
4
4
14
54
21
38
11
25
11
7
34
21
15
6
14
43
22
Сл.
12
18
38
8
33
27
1
6
10
52
8
21
14
22
10
16
40
29
ется отрицательно, приобретая катионообменную емкость, которая увели¬
чивается с ростом pH.
Оксидам и гидроксидам железа принадлежит значительная роль в ад¬
сорбции марганца, цинка и меди в минеральных горизонтах легких по гра¬
нулометрическому составу почв. Распределение соединений Мп, Zn в со¬
ставе данной фракции имеет элювиально-иллювиальный характер и со¬
ставляет в иллювиальном горизонте подзолов 53% от общего содержания
Мп и 49%—Zn, в дерново-подзолистых почвах —50% Мп и 82% Zn
(рис. 1). Особенности геохимической обстановки бассейна Унжи заключа¬
ются в высоком относительном содержании в почвах несиликатного Fe —
45—60%, основная часть которого представлена аморфными соединения¬
ми (Fe2Oja 60—75%). По-видимому, этот факт обусловливает ведущую
роль аморфной фракции оксидов и гидроксидов железа в сорбции Мп, Zn
и Си изучаемыми почвами. Отношение концентрации марганца в составе
аморфных оксидов к его содержанию в окристаллизованных оксидах же¬
леза (Fe2Os0 ) составляет в подзолах и дерново-подзолистых почвах соот¬
ветственно: Мп в Fe2Oja/Mn в Fe203o=2—13.
При переходе к нижним горизонтам указанные различия выражены пе
так резко. Для цинка имеет место соотношение Zn в Fe203a/Zn в Fe03o=
*1,3—2,1. Сходные явления наблюдали Зузук и Крюков [3], которые по¬
казали, что сорбция никеля возрастала с увеличением концентрации исход¬
ного раствора и уменьшением степени кристалличности оксидов железа.
Медь, связанная с оксидами железа, распределяется в профиле дан¬
ных почв по элювиально-иллювиальному типу. В иллювиально-желези-
стых подзолах не наблюдается значительного преобладания металлов во
17
I НмпР——IZn 1 1СЦ
Рис. 1. Распределение соединений марганца, цинка и меди по профилю почв и их
трансформация в различных геохимических ландшафтах. Ландшафт, № разреза,
почва: А - элювиальный, разр. 27, дерново-неглубокоподзолистая на двучленных от¬
ложениях; Б - трансэлювиальный, разр. 22, дерново-мелкоподзолистая на аллювии;
В - суперквальный, разр. 26, аллювиальная лугово-болотная на аллювии. Соединения,
связанные: I - с органическим веществом, II - с оксидами марганца, III - с аморф¬
ными оксидами и гидроксидами железа, IV - с окристаллизованными оксидами желе¬
за, V - с первичными и вторичными минералами
фракции аморфного железа. В верхних горизонтах подзолов медь сосредо¬
точена преимущественно в аморфных оксидах железа, в нижних горизон¬
тах—в составе окристаллизованных соединений железа. В дерново-под¬
золистых почвах имеет место следующее соотношение: Си в Fe2Oja/Cu в
Fe2Oi0=2,2. Механизмы связывания МЭ оксидами железа изучены недо¬
статочно. В исследованиях Кунса с соавт. и Дженни [9, 11] показано, что
оксиды железа и марганца контролируют концентрацию рассеянных эле¬
18
ментов посредством явлений поверхностной сорбции, соосаждения и ок¬
клюзии.
Песчаный состав изучаемых почв обусловливает незначительное уча-
стие минеральной части в фиксации МЭ: 21—23% от общего содержания
Мп и Zn и 11% — Си. Наибольшее абсолютное количество МЭ, находящих¬
ся в составе минеральной части подзолов, наблюдается в иллювиальном
горизонте, обогащенном вторичными глинистыми минералами.
По способности фиксировать марганец и цинк почвенные компоненты
подзолов и дерново-подзолистых почв на песчаных породах располагают¬
ся в следующий ряд: Ре203(Реа>Ре0)>минералы>0В>Мп02. В отноше¬
нии Си установлена несколько иная закономерность: в подзолах
Ре203(Реа>Рео)>0В>минералы>Мп02; в дерново-подзолистых почвах
Ре203(Реа>Ре0)>минералы>Мп02>0В. Очевидно, среди почвенно-геохи¬
мических процессов, контролирующих концентрацию Мп, Zn и Си, в верх¬
них горизонтах профиля подзолистых почв легкого гранулометрического
состава определяющая роль принадлежит органическому веществу, в ни*
жележащих — оксидам и гидроксидам железа, а также минеральной со¬
ставляющей. Дженни [9] на основании обобщения литературного мате¬
риала пришел к заключению, что наиболее важным процессом, влияющим
на уровень концентрации рассеянпых элементов в почвах и породах, явля¬
ется процесс адсорбции их твердыми оксидами железа и марганца и орга¬
ническим веществом.
Дерново-подзолистые почвы, сформированные на двучленных породах,
характеризуются рядом существенных особенностей по сравнению с рас¬
сматриваемыми выше почвами. Они отличаются повышенным содержани¬
ем обменных и легкорастворимых соединений Мп, Zn и в наибольшей сте¬
пени Си, особенно в нижних горизонтах, сложенных тяжелосуглинисты¬
ми моренными отложениями (рис. 1). Распределение соединений МЭ во
фракции ОВ в профиле данных почв, как и в подзолах, относится к рег¬
рессивно-аккумулятивному типу.
Наибольшее содержание исследуемых металлов в составе оксидов мар¬
ганца отмечается в гор. В. В распределении Мп, связанного с аморфной,
a Zn — с окристаллизованной фракцией оксидов железа, наблюдается две
зоны аккумуляции — в гор. Апах и почвообразующей породе. Адсорбция
Си окристаллизованными оксидами железа достигает максимума в иллю¬
виальном горизонте, аморфными — в нижней части профиля, сложенной
моренными суглинками. По сравнению с подзолами уровень содержания
Мп в составе аморфных оксидов и гидроксидов железа в профиле данных
почв увеличивается в среднем в 5—6 раз, в 4 — в составе окристаллизовап-
ных, в 3 раза — для Мп, Zn и Си. Соотношение распределения концентра¬
ции МЭ между аморфной и окристаллизованными формами оксидов желе¬
за изменяется в сторону усиления роли последней в процессах сорбции Мп
и Zn, которая по сравнению с подзолами повышается соответственно в
3,6 и 3 раза. В отношении меди четкой закономерности не выявлено.
В суглинистой моренной толще почвенного профиля заметно возраста¬
ет значение минеральной составляющей в фиксации МЭ как в абсолютном,
так и в относительном количестве. Средневзвешенное содержание меди в
составе данной фракции увеличивается почти в 7, цинка — в 4, марганца —
в 2,4 раза (рис. 2). Закономерное увеличение содержания МЭ в минераль¬
ной части почв тяжелого гранулометрического состава, вызванное увели¬
чением количества глинистых минералов, в свою очередь, по-видимому,
обусловливает повышение концентрации обменных соединений МЭ в этой
части профиля. По мнению Зырина с соавт. [4], большая часть металлов
Рис. 2. Соотношение распределения марганца, цинка и меди по почвенным фрак¬
циям в различных типах почв (% от валового содержания, среднее для метровой
толщи). Почвы: I - подзолы иллювиально-железистые; II - дерново-подзолистые на
двучленных отложениях; III - аллювиальные дерновые на слоистом аллювии (внут¬
ренний круг - супесчаные, внешний - суглинистые), IV - аллювиальные лугово-бо¬
лотные. Формы соединений: 1 - подвижные, 2 — связанные с органическим вещест¬
вом, 3 - с оксидами марганца; 4 - с аморфными оксидами железа, 5- с окристалли¬
зованными оксидами железа, 6 - с первичными и вторичными минералами
фиксируется глинистыми минералами в обменной форме, но некоторая
часть закрепляется необратимо в результате проникновения металлов
внутрь кристаллической решетки либо замещения на алюминий [12] или
гидроксил-ион в алюмогидроксильных октаэдрах [8]. Вклад почвенных
компонентов дерново-подзолистых почв на двучленных отложениях в
фиксацию металлов убывает в соответствии с установленной закономерно¬
стью: для Си и Мп—Fe20s(Fea>Feo)>MHHepaflbi>0B>Mn02, для
Zn—Ге2Оа(Геа>Гео)>минералы>Мп02>ОВ (рис. 1).
В условиях последовательного геохимического подчинения почв сопря¬
женного ряда элементарных ландшафтов происходит значительная транс¬
20
формация соединений Мп, Zn и Си, количественная оценка которой, а так-
же определение статистической значимости достоверности различий между
близкими значениями полученных величин проводились путем вычисления
интегрального количества соединений элемента в вертикальном профило
почв глубиной 1 м с учетом объемного веса, приведенного к единице пло¬
щади (1 м2, рис. 2).
Литолого-геоморфологические особенности строения региона обуслов¬
ливают геохимическую контрастность ландшафтов правого и левого бере¬
гов Унжи. Ландшафты правого берега реки объединяют дерново-неглубо-
коподзолистые окультуренные почвы элювиальных ландшафтов водораз¬
делов, сформированные на двучленных породах, подстилаемые суглини¬
стой мореной, дерново-мелкоподзолистые иллювиально-железистые почвы
на древнеаллювиальных наносах трансэлювиальных ландшафтов склонов
надпойменных террас, аллювиальные болотные перегнойно-глеевые почвы
на глинистом аллювии притеррасья и лугово-болотные почвы на слоистом
аллювии центральной поймы.
Проведенные расчеты показали, что содержание обменных и водорас¬
творимых соединений цинка и меди уменьшается в почвах трансэлюви¬
альных ландшафтов, а количество обменного марганца увеличивается.
В геохимически подчиненных ландшафтах поймы с высоким общим содер¬
жанием МЭ количество Мп и Zn в составе данной фракции возрастает в
2,2 и 1,9 раза и практически не меняется для Си.
Содержание Мп и Си во фракции ОВ достоверно уменьшается в дерно-
во-подзолистых почвах трансэлювиальных ландшафтов; в то же время для
Zn наблюдаемые различия оказались статистически незначимыми. Высо¬
кая степень гумификации пойменных почв способствует интенсивному на¬
коплению изучаемых элементов в ОВ данных почв, однако в ряде случаев
увеличение количества МЭ во фракции ОВ не является достоверным па
сравнению с почвами элювиальных ландшафтов. Так, интегральное коли¬
чество марганца, связанного с ОВ почв центральной поймы, возрастает
более чем в 2 раза, а в условиях притеррасного понижения, где также от¬
мечается некоторое увеличение содержания элемента в данной фракции,
статистические расчеты показали его недостоверность. Сорбция МЭ окси¬
дами марганца наибольших размеров достигает в профиле болотных почв
притеррасья (рис. 2).
В супераквальных ландшафтах поймы усиливаются процессы адсорб¬
ции МЭ оксидами и гидроксидами железа, а меди — также и оксидами мар¬
ганца. Преимущественное накопление цинка и меди в аморфных оксидах
железа почв элювиальных и трансэлювиальных ландшафтов при перехо¬
де к супераквальным ландшафтам трансформируется в сторону увеличения
их содержания в составе окристаллизованных соединений. Несмотря на
повышение количества марганца, связанного с окристаллизованными ок¬
сидами железа, в 2 раза и более по сравнению с элювиальными ландшаф¬
тами, приоритет в фиксации элемента по-прежнему принадлежит аморф¬
ным соединениям железа.
Содержание МЭ в составе минеральной части достоверно уменьшается
в песчаных дерново-подзолистых почвах транзитных ландшафтов и значи¬
тельно увеличивается в суглинистых аллювиальных почвах поймы. Коли¬
чество Мп, находящегося в минеральной фракции тяжелосуглинистых почв
притеррасного понижения и поймы, увеличивается соответственно в 1,8
и 2,3, Zn — в 2,6 и 1,2, Си — в 1,4 и 3 раза. Трансформация соединений Си
в почвах геохимически подчиненных ландшафтов вызвана повышением ео
концентрации в минеральной части, которой в этих условиях принадлежит
21
решающая роль в фиксации элемента. Почвенные компоненты заболочен¬
ных почв располагаются в следующий убывающий ряд по количеству свя¬
занных с ними металлов: Мп — минералы>Ре203(Геа>Рео)>0В>Мп02;
Zn—Ге203(ГеаЖе0)>минералы>0В>Мп02; Си — минералы>Ге203(Геа>
>Fe0)>0B>Mn02. Дифференциация профиля данных почв по содержа¬
нию изучаемых форм соединений металлов слабо выражена и, как прави¬
ло, характеризуется равномерно-аккумулятивным типом.
В почвах центральной ноймы имеет место следующее соотношение поч¬
венных компонентов по степени связывания МЭ: Мп—Fe203(Fea>Feo)>
>минералы>0В>Мп02; Zn—Ге203(Ге„>Геа)>минералы>0В>Мп02;
Си — минералы>Ге203(Геа>Гег,) >0В>Мп02.
Анализ трансформации соединений МЭ в ландшафтах левобережья,
сложенных песчаными наносами флювиогляциального и древнеаллювиаль¬
ного происхождения, на которых формируются иллювиально-гумусово-же¬
лезистые подзолы элювиальных и трансэлювиальных ландшафтов и аллю¬
виальные дерновые почвы супераквальных ландшафтов, показал, что при
переходе от автономных элементов рельефа к подчиненным происходит до¬
стоверное увеличение содержания Мп, Zn и Си во фракции ОВ и оксидов
и гидроксидов железа. В отличие от тяжелосуглинистых пойменных почв
правого берега медь находится преимущественно в составе аморфных со¬
единений железа. Заметное влияние на поведение элемента оказывают
также оксиды марганца. В песчаных почвах поймы, несмотря на усиление
роли минеральной составляющей в связывании МЭ почвами, решающее
значение в регулировании концентрации металлов принадлежит оксидам
железа. Распределение компонентов по степени участия в фиксации метал¬
лов характеризуется следующим соотношением: Мп—Fe203(Fea>Feo)>
>0В>минералы>Мп02; Zn—Fe203( Fe(,>Fea) >минералы>0В>Мп02;
Си—Fe2Os (Fea>Fe0) >мипералы>Мп02=0В.
Таким образом, в распределении соединений металлов с компонентами
твердой фазы почв бассейна Унжи наряду с общими закономерностями,
отмеченными для группы соединений Мп, Zn и Си, связанных с органи¬
ческим веществом, имеются существенные различия. Соотношение распре¬
деления металлов в оксидах и гидроксидах Fe и минеральной части зави¬
сит от гранулометрического состава и усугубляется степенью гидромор
физма и оглеения почв. В супесчаных почвах основным компонентом, кон¬
тролирующим концентрацию Мп, Zn и Си в верхних горизонтах, является
органическое вещество, в нижележащих — оксиды и гидроксиды железа,
в подавляющем большинстве случаев — их аморфная фракция. В случае
суглинистого состава почв в фиксации элементов значительно возрастает
роль минеральной части, в ряде случаев выступающей в качестве преоб¬
ладающего сорбента металлов, особенно для меди и реже — для марганца.
Список литературы
1. Александрова Л. Н., Дорфман Э. H.f Юрлов О. В. Органо-минеральные производ¬
ные гумусовых веществ в почвах // Зап. Леиингр. с.-х. ин-та. 1970. Т. 142.
2. Г лазовская М. А., Горюнова В. Б. Техногенные потоки тяжелых металлов в ланд¬
шафтно-геохимической системе побережье - морская бухта // Геохимия тяжелых
металлов в природных и техногенных ландшафтах. М., 1983.
3. 3ft у к Ф. В., Крюков В. Л. Сорбция никеля оксидами и гидроксидами железа и
марганца // Геохимия. 1987. № 2.
4. Зырин И. Г., Моту зова Г. В., Симонов В. ДОбухов А. Я. Микроэлементы в поч¬
вах Западной Грузии//Формы соединений микроэлементов в почвах. М., 1979.
5. Орлов Д. С. Химия почв. М.: Изд-во МГУ, 1985.
22
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ И
УДК 631.432
© 1991 г.
Н. В. ТОРИЦЫНА, А. В. БОБРИНА, И. И. СУДНИЦЫН
ВОДНЫЙ БАЛАНС ПОЧВЫ В ТЕПЛИЦЕ ПРИ РАЗЛИЧНЫХ
СПОСОБАХ ПОЛИВА
Использование микроиспарителей позволило измерить физическое
испарение и транспирацию в почве теплиц. Показано, что полив дожде¬
ванием более экономичен, чем внутрипочвеппый и капельный. Выявле¬
на зависимость между физическим испарением, температурой и влаж¬
ностью почвы.
Важнейшей задачей оросительных мелиораций является экономное
и рациональное использование поливной воды. Повысить эффективность
орошения можно за счет уменьшения непроизводительных статей рас¬
хода, прежде всего поверхностного стока, фильтрации и «физического»
испарения с поверхности почвы.
Для отработки водосберегающей техники полива необходимо иметь
удовлетворительный способ измерения этих статей водного баланса. В дан¬
ной работе будет рассмотрен один из методов измерения «физического»
испарения (/?). В настоящее время для определения Е за небольшие
промежутки времени (декада, месяц) широко используются расчетные
способы, основанные на связях Е с различными гидрометеорологически¬
ми элементами: метод теплового баланса, метод турбулентной диффузии,
а также различные экспериментальные зависимости Е от температуры и
дефицита влажности воздуха, скорости ветра и т. п. Поскольку в боль¬
шинстве методов используются, как правило, эмпирические статистиче¬
ские зависимости, а не строгие функциональные, эти способы не являют¬
ся универсальными [2, 4, 7, 10].
Трудности использования метода водного баланса для определения
Е за небольшие промежутки времени связаны с необходимостью точ¬
ного учета влагообмена поверхностных горизонтов с нижележащими
слоями почвы и транспирации [4, 10]. В практике широко используют¬
ся методы прямого измерения Е при помощи различных по конструкции
и размерам почвенных испарителей. Принципиальным недостатком всех
испарителей является изоляция почвы в испарителе от окружающей
почвы, что приводит к изменению тепло- и влагообмена почвы в испа¬
рителе по сравнению с естественными условиями. Вследствие этого при
недостаточном увлажнении почвы (из-за отсутствия подтока воды сни¬
зу) скорость испарения из испарителя обычно занижена, а при избы¬
точном (из-за капиллярного подпора влаги в испарителе) завышена
[4, 9, 10]. Кроме того, измерение «физического» испарения при помо¬
щи испарителей возможно лишь для поверхности, свободной от расти¬
тельного покрова (пар). При этом, во-первых, при наличии растений ско¬
рость испарения замедляется из-за затеиепия поверхности, и, во-вторых,
вследствие транспирации растений почва вне испарителя более сухая,
2 Почвоведение, .Ye 11
33
Схема опыта
Таблица 1
X.
лизи¬
метра
Почва
Способ полива
Культура
^min. кПа
Шифр
1
Дерново-подзолистая
Капельный
Огурцы
-10
К10
-30
КЗО
2
То же
Дождевание
»
-10
дю
-30
дзо
3
*
Внутрипочвенный
Укроп
-10
пю
-30
пзо
4
Краснозем
Капельный
Огурцы
-10
КК10
-30
КК30
чем в испарителе. Поэтому «физическое» испарение в испарителях ока¬
зывается выше, чем под растительным покровом.
Для того чтобы повысить точность прямых измерений Е с поверх¬
ности почвы, покрытой растительностью, предпринимались попытки
использовать метод микроиспарителей, имеющих объем 1—2 дм3 [1, 8].
Правда, недостатки, связанные с отсутствием контакта с окружающей
почвой, присущие почвенным испарителям, в микроиспарителях прояв¬
ляются еще более резко. Однако можно существенно уменьшить ошибки
измерения Е путем частой смены почвы в микроиспарителе; при этом
влажность почвы в нем будет тем ближе к естественной, чем чаще будет
сменяться почва.
В работе была предпринята попытка измерить испарение с поверх¬
ности почвы при помощи микроиспарителей в условиях теплицы под
разными овощными культурами и при разных способах полива. Опыты
проводили в лизиметрах площадью 8,5 м2 и глубиной 1,5 м, находящихся
на почвенном стационаре МГУ (табл. 1).
Орошение проводили при снижении капиллярного давления почвен¬
ной влаги (Р), среднего по площади, до минимальных значений (Ртщ)
— 10 или —30 кПа, соответствующих верхнему и нижнему пределам диа¬
пазона оптимальной увлажненности этой почвы для влаголюбивых куль¬
тур [12]. Влажность этой почвы при Р, равном —10 кПа, близка к по¬
левой влагоемкости. Р измеряли тензиометрами, установленными на глу¬
бине 0,1 м на разных расстояниях от увлажнителей (I): 0,3; 0,6; 0,9;
1,2; 1,5 м.
Испарение с поверхности почвы (Е) измеряли с помощью микроиспа¬
рителей — металлических бюксов объемом 80 см3 (площадью 20 см2 и вы¬
сотой 4 см), в которые помещались монолиты почвы. Испаритери взвеши¬
вали ежесуточно. Е рассчитывали по изменению веса испарителей.
В процессе испарения происходит уменьшение влажности почвы
(W, %) и давления почвенной влаги, что ведет к уменьшению коэффи¬
циента влаголроводности почвы и, следовательно, к уменьшению скорости
подтока воды к поверхности, ее пересыханию и резкому снижению ско¬
рости испарения. Для того чтобы W поверхностного слоя почвы в испа¬
рителях была близка к естественной, их перезарядка производилась еже¬
суточно. Испарители устанавливали между растениями на разных рас¬
стояниях от увлажнителей. W почвы определяли в момент установки
испарителей и к концу суточной экспозиции.
34
6. мм/сут
и/.%
Рис. 1. Испарение (а) и влажность почвы (б) па разном расстоянии от
увлажнителя. Варианты опыта: 1 - П10, 2 - ПЗО, 3 - К10, КЗО, 4 - КК10,
5 - ККЗО, 6 -Д10, ДЗО
[мм/суш
Рис. 2. Зависимость испарения от влажности почвы (а) и среднесуточ¬
ной температуры воздуха на открытом пространстве (б). Обозначения
см. на рис. 1
Среднемесячная температура воздуха Т в июне составляла 21° С,
в июле — 19,5, в августе — 16,5° С.
Величины Е изменяются от 0,2 до 2,0 мм/сут за период наблюдений
(рис. 1,а, 2). Для внутрипочвенного и капельного вариантов полива об-
наруживается резкое уменьшение Е по мере удаления от оросителя, за
исключением варианта КЗО (рис. 1,а). Зависимость Е от I приблизитель¬
но описывается уравнениями
ДЛЯ
П10
£=-1,21
+2,0
(1)
ДЛЯ
ПЗО
£=-0,5*
+1,9
U<2m]
(2)
для
НЮ
«а»
О
1
II
Ьэ
+1,3
(3)
Эти зависимости являются следствием уменьшения влажности почвы
цо мере удаления от оросителя (рис. 1,6):
для П10 ^=—71+30
для ПЗО 7,3/+28
для К10,К30 ^=-9,31+34
[7<W<32%]
(4)
(5)
(6)
35
Сопоставление Е и W (рис. 2) обнаружило существование зависимо¬
сти, близкой к прямолинейной:
Е=0,05W-0,04. (7)
Коэффициент корреляции этой связи г=0,78±0,09 при температуре воз¬
духа на открытом пространстве в интервале 13—20° С (средняя за сутки)
и W 7-32%.
Констатация зависимости скорости Е от W (линейной для условий не¬
достаточного увлажнения почвы) дана ранее [3, 5]. Зависимость Е от
W особенно четко проявляется на красноземе, где уменьшение W почвы
на 20% ведет к уменьшению Е в 4 раза. При дождевании величины Е
невысокие (1,2—1,4 мм/сут), что объясняется повышенной влажностью
воздуха и смягчением микроклимата [(>]. Значения Е при одинаковой
влажности под укропом выше, чем под огурцами. Это можно объяснить
меньшей затененностью почвы под укропом. При капельном поливе Е
больше на вариантах с более низким Р,щи, что связано с более низкой
влажностью и менее благоприятными условиями для развития растений
и, следовательно, с меньшей биомассой и меньшей затененностью почвы.
Получена прямолинейная зависимость между Е и среднесуточной тем¬
пературой воздуха на открытом пространстве (Г) (коэффициент корре¬
ляции г=0,78):
Е=0,076Г-0,037 [ 13°э£э21°]. (8)
С учетом уравнений (7) и (8) было получено уравнение, связывающее
испарение с параметрами W и Т:
Е=0,00327Ж (9)
В соответствии с этим уравнением при W=31%, что соответствует поле¬
вой влагоемкости, испарение с поверхности почвы равно исиаряемости
но уравнению Селянинова (0,1 -Т) [11].
Уравнение (9) позволяет рассчитать суточную величину Е по дан¬
ным влажности почвы и температуры воздуха с удовлетворительной точ¬
ностью. В 67% случаев отклонение расчетной величины Е от фактической
но превышает 0,4 мм/сут. Средняя относительная ошибка расчетов со¬
ставляет 36%. Учитывая, что средняя относительная ошибка тепловод-
но-балансового метода при определении месячных значений Е составляет
20%, а для декадиых значений возрастает до 25—28% [12], можно гово¬
рить об удовлетворительных результатах при расчете суточных значений
Е по предложенному уравнению.
Знание величин физического испарения позволяет вычислить другие
элементы водного баланса. Допуская, что интенсивность затрат воды на
смачивание почвенного профиля до начала фильтрации была близка к
скорости фильтрации после полного промачивания почвы в лизиметре,
можно рассчитать количество воды, необходимое для смачивания профили
почвы. Зная оросительную норму (П), количество воды, израсходованной
на физическое испарение (#), смачивание профиля (С), фильтрацию
(Ф), можно вычислить транспирацию растений (Т) по уравнению вод¬
ного баланса
Т=П-С—Ф-Е. (10)
Самая высокая оросительная норма была при дождевании — 345 мм.
Транспирацпя составила 33—36% от оросительной нормы при внутрипоч-
венном поливе (укроп) и капельном орошении (огурцы) и 46% при дож¬
девании. Высокое значение тращшрацин при дождевании (158 мм) свя-
36
Таблица 2
Элементы водного баланса закрытого грунта при разных способах орошения
Элемент баланса
Вариант опыта
'
вп
Д
к
кк
Оросительная норма, мм
228
345
214
134
Расход воды:
смачивание профиля
37
82
7
10
16
24
3
7,5
фильтрация
19
8
56
112
8
2
26
84
испарение
97
97
75
2
43
28
35
1
транспирация
75
158
76
10
33
46
36
7,5
Примечание. Числитель — расход воды, в мм водного слоя, знаменатель — в % от ороси¬
тельной нормы. Средние данные для вариантов орошения при Pmin* равном —10 и —30 кПа.
зано с тем, что при таком поливе не вся поливная вода попадает непо¬
средственно в почву. Часть ее задерживается на поверхности растений,
соответственно уменьшается доля фильтрации (2%) и испарения (28%).
Непроизводительные расходы поливной воды (фильтрация и испарение)
составили 51 при внутрипочвенном и 61% при капельном поливе. При¬
менение капельного полива на красноземе оказалось нецелесообразным,
так как почти вся поливная вода (84%) профильтровалась сквозь поч¬
венный профиль, почти не рассасываясь в сторону от точки полива
(табл. 2).
Оптимальным в условиях закрытого грунта является полив дожде¬
ванием, так как он обеспечивает экономное использование влаги и более
высокую урожайность культур.
Список литературы
1. Абрамова М. М. Испарение почвенной влаги в засушливых условиях//Почвове¬
дение. 1968. № 8. С. 137-144.
2. Будаговский А. И. Испарение почвенной влаги. М.: Наука, 1964. 243 с.
3. Долгов С. И. Исследования подвижности почвепной влаги и ее доступности для
растений. М.; JL: Изд-во АН СССР, 1948. 208 с.
4. Зубенок Л. И. Испарение на континентах. JI.: Гидрометеоиздат, 1976. 264 с.
5. Колясев Ф. Е. Испарение воды почвой//Почвоведение. 1939. № 5. С. 33-54.
6. Константинов А. Р. Вопросы теории и режима орошения//Тр. УкрНИГМИ. 1966.
Вып, 57. С. 3-27.
7. Константинов А. Р. Испарение в природе. JI.: Гидрометеоиздат, 1968. 532 с.
8. Кулик Н. Ф. Водный режим песков аридной зоны. Л.: Гидрометеоиздат, 1979.
280 с.
9. Милторп Ф. Л. Поступление и расход воды в сухих и засушливых зонах // Расте¬
ние и вода. JI.: Гидрометеоиздат, 1967. С. 5-63.
10. Роде А. А. Основы учения о почвенной влаге. Т. 2. JI.: Гидрометеоиздат, 1969.
287 с.
11. Харченко С. И. Управление водным режимом на мелиорируемых землях в Не¬
черноземной зоне. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 239 с.
37
12. Судницын Я. ИТройно О. Торицы на И. В. Определение оптимального
уровня увлажнения дерново-подзолистой почвы под овощными культурами //
Биол. науки. 1990. № 1. С. 115-119.
Факультет почвоведения Поступила в редакцию
МГУ 01.08.90
N. V. TORITSYNA, A. V. BOBRINA, I. I. SUDNITSYN
WATER BALANCE OF GREENHOUSE SOILS
WITH DIFFERENT IRRIGATION TECHNIQUE
The application of microevaporators permitted to measure the physical evaporation
and transpiration by plants ip a greenhouse. The sprinkling irrigation is shown to he
more cheap and efficient as compared to drop and subsoil irrigation. The dt'pendcnce
between physical evaporation, soil temperature and moisture has been revealed.
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
БИОЛОГИЯ ПОЧВ
УДК 631.4
© 1991 г.
Е. Б. СКВОРЦОВА, Е. Ю. ЯКИМЕНКО
ВЛИЯНИЕ ЛУГОВОЙ И ЛЕСНОЙ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
НА МИКРОСТРУКТУРНОЕ СОСТОЯНИЕ
СТАРОПАХОТНЫХ ПОЧВ
Исследовано микростроение ранее распахиваемых дерново-подзоли¬
стых почв Московской обл., запятых в настоящее время 90-100-летннмн
суходольным лугом и сосновым лесом. С помощью автоматического ми-
кроморфометрнческого анализа пористости почв показано, что лесной
биоцоиоз способствует разделению старопахотного слоя на два горизонта:
комковато-порошистый гор. А1 с ярко выраженной зоогенной микроагре-
гнрованпостью и гор. А1А2 с пластипчатой структурой. В почве под лу¬
гом ооодзоливания и формирования пластинчатой структуры не обнару¬
жено, гумусовый горнзоит имеот комковато-зернистую структуру, агреги-
рованность на микроуровне выражена слабо.
В условиях южнотаежной подзоны в результате хозяйственной дея¬
тельности человека широкое распространение получили вторичные лесо¬
насаждения и суходольные луговые биогеоценозы.
Вопрос о характере влияния луговой и лесной растительности на
почву является дискуссионным [3, 5, 6]. В том числе остается неясным
изменение структурного состояния почвы под действием этих фитоценозов.
Геоботаники считают неизбежным истощение почвы под суходольны¬
ми лугами вследствие долговременного их использования в качестве кор¬
мовых угодий. Большая часть почвоведов склонна считать, что в резуль¬
тате интенсивного развития дернового процесса под луговыми травами
происходит улучшение питательпого режима почвы, структуры ее верх¬
ней толщи.
Поскольку при изучении биотического фактора важно соблюдение од¬
нородности прочих условий почвообразования, особый интерес представ¬
ляют исследования одновозрастных, рядом расположенных биоценозов,
которые возникли на почвах, прошедших этап однотипного сельскохозяй¬
ственного освоения и имеющих благодаря этому гомогенное строение
верхней части профиля.
Примером таких ценозов являются одновозрастные суходольный луг
и лес, сформировавшиеся в конце XIX в. на территории бывших крестьян¬
ских наделов Малинского имения на левом берегу р. Жилетовка (ныне —
территория Малинского лесничества Красиопахорского лесхоза Москов¬
ской обл.).
В перпод сельскохозяйственного освоения данной территории почвы
подвергались систематической распашке, что приводило к гомогенизации
верхней части почвенного профиля и формированию аптропогенной ком¬
коватой структуры пахотного горизонта окультуреиных почв.
39
см луг переход лес
Рис. 1. Морфологическое строение почв траншеи
В настоящее время эти прежде осваиваемые почвы заняты частично
лесопосадками, частично луговой растительностью. Возраст фитоценозов
составляет 90—100 лет (возраст устанавливали по материалам лесоуст¬
ройства и хозяйственным описаниям имений XVIII—XIX вв.).
Изучение современного состояния почвы под лугом и лесом позволяет
установить различия между влиянием на почву луговой и лесной расти¬
тельности.
На контакте луга и леса в верхней выровненной части пологого скло¬
на Пыла заложена траншея длиной 21 м, под прямым углом пересекаю¬
щая границу фитоценозов. Луг — трехщетинниково-разнотравный, пери¬
одически выкашивается. Лес — сосняк волосистоосоковый с примесью бе¬
резы и осины. Нулевая отметка траншеи находится на лугу, луговое раз¬
нотравье сменяется лесным на отметке 10,5 м (граница фитоценозов),
первые стволы деревьев (сосна) появляются на 15-ти метрах (рис. 1). Ис¬
следуемые почвы сформированы на покровном суглинке, верхняя часть
профиля имеет среднесуглинистый гранулометрический состав.
Луговая часть траншеи в настоящее время имеет мощный дерновый
горизонт и растянутый гумусовый профиль (до 1—2% гумуса на глубине
45 см). Морфологические признаки подзолистого горизонта отсутствуют,
хотя наличие гор. В с ореховатой структурой и глинистыми кутанами ука¬
зывает на вероятную исходную (до окультуривания) оподзолеиность
этих почв.
По мере движения от луга к лесу мощность гумусово-аккумулятивного
горизонта уменьшается. Осветленные гор. А1А2 и А2В появляются уже
на лугу, в 8 м от границы лесного фитоценоза. Сначала эти горизонты
представлены отдельными морфонами, а затем их присутствие становится
постоянным (с отметки 7 м для гор. А2В и 9,5 м —для гор. А1А2).
В лесной части траншеи сформирована слабодерново-слабоподаолистая
почва.
В соответствии с морфологическим обликом от луга к лесу изменя¬
ются химические свойства почвы. Влияние леса проявляется в уменьше¬
нии содержания гумуса, обменных оснований, в увеличении кислотности
верхних горизонтов почвы. Под лесом сильнее, чем под лугом, выражена
пространственная неоднородность этих параметров, резче их профильное
изменение [9]. В гор. А1' под лугом и А1А2 (и в меньшей степени в
40
гор. А1) под лесом наблюдается пониженное содержание ила по сравне¬
нию с остальными горизонтами почвы и породой. При этом обезыливапио
почвы под лесом заметнее, чем под лугом. Почва под лесом отличается
также более рыхлым сложением всего профиля и повышенной водопро¬
ницаемостью верхних горизонтов.
Изучение структуры почв проводили в шлифах из образцов ненару¬
шенного сложения, отобранных из траншеи на отметках 1, 9 и 18 м. Об¬
разцы отбирали из каждых 10 см с учетом генетических горизонтов в
верхних 50 см почвы. Исследовали шлифы как вертикальной, так и го¬
ризонтальной ориентации.
Сравнение шлифов показало, что почвы в траншее различаются по
мезо- и микростроению. Различия в структурном состоянии проявляются
в форме агрегатов, их внутреннем строении, меж- и внутриагрегатной
пористости.
В луговой части траншеи развит гор. Ад (0—7 см), имеющий раздель¬
но-агрегатное плотноватое сложение и комковато-зернистую структуру.
Большинство агрегатов дернины лишено искусственной ойатанности, ха¬
рактерной для пахотных горизонтов недеградированных сельскохозяйст¬
венных почв. В срезе агрегаты представлены более или менее четкими
изометричными многогранниками размером 2—5 мм, имеющими упоря¬
доченную упаковку, с субпараллельностью основных граней. Межагрегат-
ные поры упаковки имеют вид тонких слабоколенчатых пересекающих¬
ся трещин.
Внутреннее строение агрегатов в отличие от их внешней конфигурации
имеет черты, широко распространенные в пахотных горизонтах дерново-
подзолистых почв. Внутрипедная почвенная масса практически не агре¬
гирована, уплотнена. Агрегаты имеют преимущественно одропорядковое
строение, иногда содержат тонкие внутриагрегатные трещины.
Обращает на себя внимание невысокая зоогенная переработка поч¬
венной массы дернины. Скопления копролитов встречаются единично,
разрозненные выбросы малочисленны, приурочены в основном к меж-
агрегатному пространству. Обильные растительные остатки распростра¬
нены в почвенной массе дернины неравномерно. Свежие корневые срезы
более характерны для порового пространства, разложившиеся оста/ки —
для внутрипедной массы.
При переходе от дернины к гумусовому гор. А1 характер почвенной
структуры изменяется в сторону укрупнения агрегатов до 7—8 мм и уве¬
личения количества агрегатных блоков, представляющих собой крупные
двух-трехпорядковые комки. Агрегированность внутрипедной массы оста¬
ется на низком уровне. В отличие от материала дернины гор. А1 в
большей степени переработан почвенной мезофауной, главным образом
червями. Количество растительных остатков сохраняется высоким, хотя
и не столь обильным, как в дернине. Свежие остатки по-прежнему при¬
урочены к порам, разложившиеся — к внутриагрегатной массе.
Нижняя часть гумусового горизонта (23—28 см) находится в зоне
уменьшения количества корней луговой растительности. На этой глу¬
бине для почвенной массы характерно чередование слаборасчлененных
трещиноватых микрозон и более рыхлых участков, сложенных неяснэ-
комковатыми агрегатами.
В слое 35—40 см (гор. АВ) на фоне нео,структуренного или неясно¬
комковатого малогумусного пылеватого материала встречаются трещи¬
новато-блоковые микроучастки с высоким содержанием оптически ориен¬
тированной глины. На глубине 45—50 см (гор. В1) такие участки стано¬
вятся ведущим компонентом почвенного строения.
41
В десной частя траншея гумусовый гор. А1 имеет комковато-пороши-
стую структуру. Анализ микростроепия показал, что комковатые элемен¬
ты чаще сложены нерасчлененной почвенной массой, реже имеют тре¬
щиноватое строение. Распространены также разнообразные скопления
копролитов, преимущественно червей вида L. rubellus.
Порошистые элементы представлены сгустковыми микроагрегатами,
большинство из которых является в разной степени трансформированными
выбросами коллембол и энхитреид. Они рассеяны в пространстве между
макроагрегатами, встречаются во внутрипедных порах, могут составлять
самостоятельные многопорядковые скопления.
Зоогенные образования различных видов доминируют в почвенной мас¬
се и являются ее основной структурной составляющей. Так, в крупномер¬
ных шлифах вертикальной и горизонтальной ориентации (размер шли¬
фов 5X6 см) пространство, занятое эоогенными агрегатами, составляет
70—80% площади шлифа. Интенсивная эоогенная переработка материала
характерна для гумусовых горизонтов старопахотных лесных почв [7],
однако в данном случае уровень зоогенности особенно высок. Раститель¬
ные остатки менее обильны, чем под луговой растительностью, распро¬
странены как в порах, так и в почвенной массе.
Гор. А1А2 тоже сильпо переработан почвенной меэофауной, однако
по сравнению с гор. А1 в нем повышена доля незоогенных комков с внут¬
ренней микротрещиноватостью. Микротрещины часто имеют горизонталь¬
ную ориентировку.
На глубине 23—28 см (гор. А2В) происходит существенное изменение
структурного состояния почвы. Появляются осветленные морфоны гор. А2
с тонкопластинчатым строением, характерным для подзолистого горизонта.
Этот вид структуры присутствует фрагментарно, поскольку почва на
данной глубине отличается большой неоднородностью. Даже в наиболее
осветленных морфонах на микроуровне содержатся включения материала
гор. В1 и зоогенные агрегаты, искажающие пластинчатую структуру.
Определенные нарушения связаны также с наличием ортштейнов. Тем
не менее пластинчатая структура преобладает как в макро-, так и в
микростроении этих морфонов.
На границе гор. А2 и В1, на глубине 35—40 см, в почвенной массе
чередуются микроучастки пылеватого материала с неоструктуренным или
тонкопластинчатым строением и обильные включения глинистого мате¬
риала гор. В1 с трещиновато-микроблоковой структурой. Неоднородность
структурного состояния усиливается наличием крупных корневых ходов
и отдельных микроучастков с эоогенными выбросами.
На глубине 45—50 см строение почвы в общем аналогично луговой
части траншеи. В почвенной массе доминирует материал гор. В1 с трещи-
новато-блоковой структурой.
В зоне перехода от дуга к лесу почвенный профиль имеет сходство с
почвой под лугом (в профиле присутствуют гор. Ад и мощный А1) и с
почвой под лесом (появляются признаки оподзоленности). Для гор. Ад
(0—7 см) характерна комковато-зернистая структура, однако в отличие
от луговой части траншеи в нем помимо изометричных агрегатов присут¬
ствуют горизонтально вытянутые отдельности разных порядков, которые
придают дернине неясноплитчатое строение. В гумусовом гор. А1 чаще,
чем под лугом, встречаются массиэные и трещиновато-неясноблоковые
участки. В его нижней части (на глубине 23—28 см) на микроуровпе вы¬
деляются осветленные пылеватые микрозоны с массивным иеагрегиро-
вапным или слаботрещиноватым строением почвенной массы. Оподзолен-
42
пые морфоны гор. А2В в отличие от одноименного горизонта под лесом
характеризуются слабым проявлением или полным отсутствием пластин¬
чатой структуры. Гор. В1 в зоне перехода по микростроению сходен с та¬
ковым луговой и лесной частей траншеи.
Итак, при переходе от леса к лугу существенно изменяется структур¬
ное состояние почвы, в том числе происходит изменение строения почвен¬
ной массы на мезо- и микроуровне.
Для количественной оценки выявленных различий и установления их
достоверности проведен морфометрический анализ почвенной структуры,
основанный в данном случае на измерении параметров норового простран¬
ства почвы в микроморфологических шлифах. Правомерность такого
. подхода обусловлена взаимосвязью между структурным состоянием твер¬
дой фазы ненарушенной почвы и строением ее норового пространства.
Преимущество его заключается в том, что морфометрическая оценка
структурного состояния почвы по строению пор, а не агрегатов возможна
не только для раздельно-агрегатного, но и для массивного строения поч¬
венной массы.
Изучение пористости в шлифах проводили на оптико-электронном ана¬
лизаторе изображения «Меджискан-2* фирмы «Joyce-Loebl».
Макропоры (площадь £>0,05 мм2) исследовали с помощью эпидиа¬
скопа при увеличении в 10 раз. Измерение меэопор с площадью среза
0,0005 ммг^5^0,05 ммг проводили под микроскопом с увеличением в
80 раз. Поры <0,0005 мм2 не исследовали.
Полученные данные показывают, что под лугом морфометрические
показатели макропор имеют более плавное профильное изменение, чем
под лесом и в зоне перехода (табл. 1). Эта тенденция прослеживается
как в вертикальных, так и в горизонтальных срезах, за исключением глу¬
бины 12—17 см.
Данные табл. 1 выявляют также различия между горизонтами по сред¬
ним измеренным параметрам. Так, трещиноватые гор. Ад (0—7 см) под
лугом и в области перехода, а также гор. В1 (45—50 см) под лесом выде¬
ляются повышенными значениями длины и периметра макропор. Гор. А1
(0—7 см) под лесом, где преобладают иэометричные поры упаковки агре¬
гатов, отличается малой протяженностью макропор.
Более полную информацию о строении пор дают группировка приве¬
денных в табл. 1 параметров и расчет соотношений между ними. Такие
расчетные показатели, как R=4nS/Pz и l=DjL% где R — показатель иэре-
занности, I — показатель изометричности, количественно характеризуют
форму срезов пор в шлифах. Эти показатели, согласно используемым фор¬
мулам, могут изменяться от единицы до величин, близких к нулю. Значе¬
ние Я=1 соответствует идеальной окружности, Ж1 — сильно изрезанным
контурам; 1=1 характеризует изометричные, а /<1 —сильно вытянутые
контуры пор.
В данной работе исследованы эмпирические распределения пор в ин¬
тервалах 0<Л^1 и 0</^1 по 5 и 12 классам иэреэанности и иэомет-
ричности.
Необходимо отметить, что при переходе от площадных и линейных па¬
раметров к их соотношениям в исследуемых почвах заметно уменьшается
неоднородность статистических выборок. Так, коэффициент вариации по¬
казателя изрезанности в среднем в 3,4 раза ниже, чем аналогичный ко¬
эффициент площади пор, и в 1,9 раза ниже, чем периметра пор. При пере¬
ходе от абсолютных значений ширины и длины пор к их соотношению
коэффициент вариации сократился в среднем в 2,8 и 2,4 раза. Таким об-
43
Таблица 1
Средние морфометрические параметры макропор в почвах лугового и лесного БГЦ
Параметр
Глу¬
бина,
см
Горизонтальные срезы почвы
Вертикальные срезы почвы
под
лугом
при
переходе
под
лесом
под
лугом
при
переходе
под
лесом
Площадь 5, мм2
0-7
0,50
0,55
0,62
0,84
0,98
0,32
12-17
1,98
1,13
0,75
0,87
0,65
0,94
23-28
0,48
0,61
0,42
0,31
0,53
0,38
35-40
0,51
0,42
Не опр.
0,31
0,65
0,52
45-50
0,51
0,47
0,71
0,30
0,20
0,46
Периметр Р, мм
0-7
5,27
4,74
4,41
5,95
7,61
3,29
12-17
8,65
7,29
5,11
5,68
4,79
4,77
23-28
3,84
4,45
3,60
3,03
3,56
3,04
35-40
4,07
3,66
Не опр.
3,45
5,07
4,37
45-50
4,26
3,99
5,57
3,18
2,69
5,03
Длина L, мм
0-7
1,59
1,43
1,20
1,67
2,25
0,98
12-17
2,36
2,10
1,41
1,74
1,58
1,41
23-28
1,29
1,37
1,20
1,06
1,19
1,05
35-40
1,38
1,14
Не опр.
1,20
1,49
1,44
45-50
1,32
1,28
1,83
1,10
1,02
1,82
Ширина />, мм
0-7
0,79
0,69
0,63
0,82
0,91
0,50
12-17
1,25
1,02
0,74
0,85
0,64
0,70
23-28
0,61
0,75
0,55
0,51
0,57
0,50
35-40
0,62
0,63
Не опр.
0,54
0,79
0,68
45-50
0,69
0,62
0,79
0,55
0,42
0,63
Примечание. Повторность п=100—200 пор.
разом, форма пор является более стабильной характеристикой строения
порового пространства и структурного состояния почвы, чем площадь сре¬
зов пор и их линейные размеры. Последние во многом зависят от плотно¬
сти почвы, которая может изменяться в рамках одного типа почвенной
структуры. Форма пор, напротив, в большей степени определяется таким
устойчивым показателем, как форма твердых структурных отдельностей
в почвенной массе ненарушенного сложения. В связи с этим при изучении
разновидностей почвенной структуры количественные показатели формы
пор оказываются более информативными, чем результаты прямого изме¬
рения пор.
Важной характеристикой структурного состояния почвы является сте¬
пень анизотропии как порового пространства, так и почвенной массы в це¬
лом. В исследованных почвах, согласно их морфологическим свойствам,
можно ожидать усиление анизотропии почвенного строения под лесом.
Наличие или отсутствие анизотропии выявляли путем сравнения горизон¬
тальных и вертикальных срезов почвы (табл. 2).
По полученным данным, под лугом почвенная масса имеет преиму¬
щественно изотропное строение. Исключение составляет нижняя часть
гор. А1 (23—28 см), где горизонтальные срезы макропор имеют более вы¬
тянутую форму, чем их вертикальные срезы. В области перехода от луга
к лесу выявлена анизотропия комковато-зернисто-плитчатой дернины
(0—7 см) и гор. В1 (45—50 см). Под лесом анизотропия почвенной массы
выражена наиболее ярко. Она отмечена во всем исследованном профиле,
кроме гумусовых горизонтов, и прослеживается как по изрезанности, так
44
Таблица 2
Критерий согласия X Колмогорова — Смирнова при сравнении вертикальных
и горизонтальных срезов почвы по строению макропор
Глубина, см
Местоположение разреза
луг
переход
лес
Изрсзанность
0-7
0,23
1,16а
0,90
12-17
0,42
0,51
0,94
23-28
0,98
0,94
1,53в
35-40
0,35
0,98
Не опр.
45-50
0,80
1,36в
1,70г
Изометричность
0-7 ‘
0,74
1,37в
0,40
12-17
0,93
0,62
0,76
23-28
1,64г
0,81
1,94д
35-40
0,45
0,34
Не опр.
45-50
1,19а
1,14а
1,63г
Примечание. Здесь и в табл. 3 различия значимы: а — с р=0,80; б —с р=0,90; в —с
Р=0,95; г — с р=0,99; д — с р=0,999.
Таблица 3
Критерий согласия X Колмогорова - Смирнова при сравнении вертикальных срезов
почвы по строению пор
Макропоры (п= 100-
-200)
Мезопоры (п=320-
-380)
Глубина,
см
луг — лес
луг — пере¬
ход
лес — пере¬
ход
луг — лес
луг — пере¬
ход
лес — пере¬
ход
Изрезанность
0-7
3,08д
1,48в
2,12д
1,20а
0,91
0,93
12-17
1,326
1,72г
1,10а
1,38в
1,70г
0,53
23-28
1,10а
1,50в
1,83г
3,00д
2,08д
1,316
35-40
1,01
1,12а
0,61
1,06
1,17а
1,05
45-50
3,54д
1,35 в
3,04д
1,00
1,88г
1,00
Изометричность
0-7
1,55в
0,68
2,32д
3,16д
0,53
2,57д
12-17
1,12а
1,10а
0,64
0,77
1,02
1,42в
23-28
1,44в
0,36
1,37в
2,24д
1,46в
1,326
35-40
0,85
1,59в
1,18а
1,316
1,70г
0,91
45-50
2,61д
1,19а
2,26д
1,42в
1,82в
0,90
Ориентация
0-7
0,44
1,84г
1,88г
0,68
0,80
0,54
12-17
0,97
0,30
0,48
1,64в
0,40
1,42в
23-28
0,42
1,21а
1,08а
2,13д
2,13д
0,53
35-40
1,53в
0,59
0,93
1,57в
0,92
1,17а
45-50
0,69
0,68
1,316
0,38
0,64
0,26
45
50 см
/00%
Рис. 2. Профильное распределение макропор по форме и ориентации в вертикальных
срезах почвы: А - под лугом, Б - в зоне перехода, В - под лесом. I - изрезанность
пор: 1 - сильно изрезанные (Я<0,2); 2 -изрезанные (0,2</?<0.4); 3 - слабо изре¬
занные (0,4<Ж0,6); 4 - угловатые (0,6<Д<0.8); 5 - округлые (0,8<В< 1,0). II - изо-
метричность пор: 1 - трещиновидные (/<0,2); 2 -сильно вытянутые (0,2</<0,4);
3 -вытянутые (0,4</<0,6); 4 - слабо вытянутые (0,6</<0t8); 5 - изометричные
(0,8</<1,0). III - ориентация пор: 1 - вертикальные (О<0г<я/6; 5я/6<0г<я); 2-
иаклонные (я/6<Йг<я/3; 2л/3<0г<5л/6); 3 - горизонтальные (л/3<0г<2я/3)
и по изометричности макропор. В осветленных морфонах гор. А2В ани¬
зотропия связана с пластинчатой структурой, в гор. В1 — с наличием от¬
дельных вертикальных сквозных трещин.
Остановимся подробнее на профильном изменении строения вертикаль¬
ных срезов почвы. Вертикальные срезы информативны как при изучении
изотропного, так и анизотропного строения почвенной массы. Рассмотрим
распределение макро- и мезопор по изрезанности, изометричности и ориен¬
тации 1 (рис. 2, 3).
Профильное сравнение распределений показало, что в почве под лугом
происходит уменьшение общей изрезанности макропорового пространства
с глубиной. При этом наблюдаются значительная профильная неоднород¬
ность по изрезанности макро- и мезопор и слабая неоднородность по их
изометричности и ориентации. Особенно выделяются нижняя часть гор. А1
(23—28 см) и весь гор. В1 (45—50 см). По изрезанности макропор они
1 Показатель ориентации Or представляет собой угол (в радианах) между вер¬
тикалью и направлением длинной оси поры («Magiscan-2», «User Manual»).
46
Б
о
1
SO см
О
п
50 см
О
Ш
50 См
Рис. 3. Профильное распределение мезопор по форме и ориентации в
вертикальных срезах почвы. Обозначения - см. рис. 2
отличаются от всех остальных горизонтов с вероятностью р>0,95—0,99.
Нижняя часть гор. А1 выделяется также по ориентации макропор и изо-
метричности мезопор.
Таким образом, мощный гумусовый горизонт почвы под лугом делится
на два подгоризонта, верхний из которых по строению порового простран¬
ства сходен с дерниной, а нижний отличается и от дернины, и от других
горизонтов профиля.
В почве под лесом в отличие от почвы луга наблюдается общее увели¬
чение изрезанности и изометричности макропор с глубиной. Выявлена
также более резкая профильная неоднородность по комплексу морфомет¬
рических показателей. Последнее связано главным образом с гор. В1, ко¬
торый резко отличается от всех других горизонтов и морфонов профиля
(р>0,99). В то же время и в верхней почвенной толще выявлены досто¬
верные различия в строении почвенной массы. Так, гор. А1 отличается
от всех не гумусово-аккумулятивных горизонтов большей изометричностью
макропор, а от гор. А1А2 — их пониженной изрезанностью. Морфоны
гор. А2 отличаются от всех горизонтов легкой части профиля большей вы-
тянутостью и преимущественно горизонтальной ориентацией макропор
(р>0,95). Кроме того, в легкой части профиля выделяется группа гори¬
зонтов и морфонов с наличием трещиновидных, горизонтально залегаю¬
щих мезопор. Это горизонты и морфоны А1А2, А2, А2В (рис. 3).
47
Итак, старопахотные почвы под лугом и лесом различаются по харак¬
теру профильного изменения формы макропор, а также формы и ориен¬
тации мезопор. Соответственно различается и структурное состояние поч¬
венной массы.
Различия между исследованными биогеоценозами прослеживаются не
только по характеру профильного изменения пористости, но также по
строению отдельных почвенных горизонтов под лугом, лесом и в зоне
перехода. Между почвами под лугом и лесом главные различия отмечепы
на глубинах 0—7, 23—28 и 45—50 см (табл. 3).
На глубине 0—7 см в луговой дернине преобладают сильно изрезанные
и сильно вытянутые, в том числе трещиновидные, макропоры; внутриагре
гатные мезопоры отличаются умеренной изрезанностью и вытянутостью
(рис. 2 и 3). В гор. А1 почвы под лесом макро- и мезопоровое простран¬
ство имеет однотипное строение. Для него характерны равномерное рас¬
пределение пор по форме и практически полное отсутствие трещиновид¬
ных пор всех размеров. Сравнение показало, что эти горизонты по форме
пор различаются с очень высокой вероятностью, а по ориентации пор не
имеют существенных различий (табл. 3).
На глубине 23—28 см морфоны гор. А2 лесной почвы благодаря плас¬
тинчатой структуре отличаются от неоподзоленной почвы под лугом не
только по форме, но и по ориентации пор. Различия по форме выявлены
для пор всех размеров, по ориентации — только для мезопор. На уровне
мезопор различия с почвой под лугом выявляются также в гор. А1А2, А2
и на переходе к В1 (табл. 3). Таким образом, под лесом элементы тонко¬
плитчатого строения, характерного для оподзоленной почвы, встречаются
во всей облегченной по гранулометрическому составу толще, за исключе¬
нием зоогенного гумусового гор. А1.
На глубине 45—50 см почвы под лугом и лесом различаются только по
форме макропор. Под лесом встречаются крупные межагрегатные и транс¬
агрегатные трещины, благодаря чему резко увеличивается общая изрезан-
ность порового пространства почвы.
Переходная зона по строению макропор имеет много общего с почвой
под лугом. Различия заключаются только в пониженной общей изрезан¬
ности пор по всему профилю и в горизонтальной ориентации макропор
дернины. Различия с лесной почвой ярко выражены по всем исследован¬
ным параметрам макропор и приурочены главным образом к основным
генетическим горизонтам — А1, А2/Л2В, В1. По строению мезопор почва
в зоне перехода имеет сходство как с луговой, так и с лесной частью тран¬
шеи: верхние горизонты исследованного профиля имеют больше луговых
признаков, с глубиной усиливается сходство с лесной почвой.
Итак, в трех рассмотренных почвах количественно установлены раз¬
личия в строении почвенной массы. По строению макропор наиболее силь¬
но различаются верхние части гумусово-аккумулятивных горизонтов, го¬
ризонты с максимальным проявлением оподзоливания и гор. В1. Строение
мезопор подтверждает эти различия, а в ряде случаев усиливает их или
способствует более яркому их проявлению.
Установленные различия обусловлены спецификой биоценотических
условий леса и луга, благодаря которой ведущая роль в образовании
структуры данных почв принадлежит различным факторам и процессам.
В почве под лугом комковато-зернистая структура дернины и верхней час¬
ти гор. А1 образована главным образом при расчленении слабоагрегиро-
ванной почвенной массы под действием физико-механических процессов.
На это указывают трещиноватое строение почвенной массы и преимущест¬
48
венная однопорядковость агрегатов. В формировании и особенно закреп¬
лении агрегатов велика роль травянистых корней и разложившихся рас¬
тительных остатков.
Агрегирование почвенной массы на микроуровне в почве под лугом
не проявляется, несмотря на обилие фитогенных клеев и повышенное со¬
держание гумуса (до 7%). Очевидно, при слабой зоогенной переработке
материала этих условий недостаточно для микроагрегирования сильнопьт-
леватой почвенной массы (содержание крупной пыли в гор. А1 дости¬
гает 50%).
В почве под лесом, напротив, материал гумусового горизонта превос¬
ходно агрегирован на микроуровне. Микроагрегаты встречаются разроз¬
ненно или в виде многопорядковых скоплений. Основная масса микро¬
агрегатов представлена выбросами мезофауны. Таким образом, главная
причина многопорядкового агрегирования почвы заключается в ее зооген-
ности. Зоогенная переработка оказывает на строение данного горизонта
более .мощное влияние, чем процессы фитогенного и водно-физического
оструктуривания. Уменьшению роли последних способствует меньшее ко¬
личество травянистых корней, а также менее контрастные условия увлаж¬
нения, иссушения и промерзания почвы под лесом [2, 8, 10]. В то же вре¬
мя активность почвенной мезофауны достигает здесь очень высокого уров¬
ня, возможно, благодаря предшествующему сельскохозяйственному ос¬
воению.
С глубиной в оструктуривании почвы увеличивается роль абиогенных
процессов. При этом под лесом в оподзоленных пылеватых морфонах с
низким содержанием гумуса, обменного Са2+, валового и подвижного Fe
формируется тонкопластинчатая структура. На микроуровне пластинча¬
тый характер структуры прослеживается также в гор. А1А2 и на переходе
от гор. А2В к В1. Подобное вторичное проявление оподзоливания с фор¬
мированием тонкоплитчатой структуры почвенной массы наблюдается
также в старопахотной толще при зарастании пашни еловыми лесами [1].
Под лугом подзолообразование не проявляется и пластинчатая структура
не образуется.
Третьим слоем, в котором выявлены различия между исследованными
почвами, является верхняя часть гор. В1 (45—50 см). Для этого горизонта
в целом характерно трещиновато-блоковое строение, однако под лесом
сильнее, чем под лугом, развита сеть межагрегатных и трансагрегатных
трещин, что может быть связано с неодинаковыми условиями увлажнения
почвенной толщи.
Оценивая изменение старопахотных почв под влиянием леса и луга,
следует учитывать, что окультуренным почвам Нечерноземья генетически
присущи элювиально-иллювиальные процессы, которые в той или иной
степени компенсируются процессами аккумуляции веществ и структуро-
образования в ходе окультуривания [4].
Отсутствие сельскохозяйственного воздействия и поселение естествен¬
ной растительности создают условия для регенерации природного соотно¬
шения процессов аккумуляция, разрушения и выноса веществ, для специ¬
фического распределения веществ по профилю старопахотного горизонта,
для формирования ряда нехарактерных для пашни почвенных свойств,
в том числе естественной почвенной структуры.
Произрастание на старопахотной почве соснового леса в течение 90—
100 лет приводит к появлению лесного гор. А1, сформированного при ак¬
тивном участии почвенной мезофауны и имеющего высокую степень зоо¬
генной микроагрегированности. Лесной биоценоз способствует также про¬
49
явлению оподэоленности почвенной массы и формированию пластинчатой
структуры почвы, которая на микроуровне прослеживается во всем старо¬
пахотном слое, за исключением зоогенного гор. А1.
Столь же продолжительное влияние луговой растительности не приво¬
дит к проявлению оподэоленности и формированию пластинчатой струк¬
туры в старопахотной почве. Луговой биоценоз на данном этапе его раз¬
вития способствует поддержанию в почве мощного гумусово-аккумулятив¬
ного горизонта, который наследует от старопахотной почвы низкую микро-
агрегированность почвенной массы. На макроуровне его верхняя, наиболее
насыщенная корнями часть, включая дернину, приобретает комковато¬
зернистую структуру, образование которой связано главным образом с фи¬
тогенным воздействием и процессами физико-механического острукту¬
ривания.
На границе лугового и лесного биоценозов в верхней части старопахот¬
ной толщи прослеживается преимущественное влияние луговой расти¬
тельности, в ее нижней части — преимущественное влияние леса, которое
выражается в микрозональном осветлении материала и локальном появ¬
лении тонкопластинчатой структуры почвенной массы на микроуровне.
Список литературы
1. Баранова О. Ю., Номеров Г. Б. Измепенне морфологических свойств дерново-под
золистых почв при восстановлении лесов на пашнях//Тез. докл. VII Делегат,
съезда Всесоюз. о-ва почвоведов. Т. 1. Ташкент, 1985. С. 147.
2. Воронков Н. Л., Кожевникова С. А., Шомполова В. А. Температурный режим почв
под лесом и залежыо в условиях Подмосковья // Почвоведение. 1979. № 6. С. 90-
99.
3. Завалишин А. А.% Надеждин Б. В. К изучению современного почвообразования
на западе Русской равнины // Сб. работ Центр, музеи почвоведения нм. В. В. До
кучаева. М.; JL. 1957. Вып. 2. С. 27-56.
4. Караваева Н. А., Жариков С. Кончин А. Е. Пахотные почвы Нечерноземья:
процессно-эволюционный подход к изучению//Почвоведение. 1985. № 11. С. 114-
125.
5. Коротков А. А. Процессы накопления и выноса веществ в дерново-подзолистых
пахотных и луговых почвах: Автореф. дис. ... докт. с.-х. наук. Ленинград; Пуш¬
кин, 1970. 35 с.
6. Работов Т. А. Луговедение. М.: Изд-во МГУ, 1974. 384 с.
7. Скворцова Е. Б., Баранова О. Номеров Г. Б. Изменение микростроения почв
при зарастании пашни лесом//Почвоведение. 1987. № 9. С. 101—109.
8. Федоров С. Ф. Испарение с леса и поля в различные но увлажненности годы //
Тр. Гос. гидрол. ин-та. 1965. Вып. 123. С. 22-35.
9. Якименко Е. Ю. Особенности почвообразования на суходольных лугах//Почво
ведение. 1987. № 5. С. 15-25.
10. Яркое С. /7. Почвы лесолуговой зоны СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 318 с.
Почвенный институт нм. В. В. Докучаева Поступила в редакцию
Геологический институт АН СССР 08.08.90
Ye. В. SKVORTSOVA, Ye. Yu. YAKIMENKO
IMPACT OF FOREST AND MEADOW VEGETATION
ON THE MICROSTRUCTURES OF LONG-PLOUGHED SOILS
Micromorphological features of long-ploughed sod-podzolic soils under the
90-100 years old pine forest and meadow have been investigated. The automatical qu
antification of porosity displayed the difference in fabric within the old arable layer,
caused by the recent existence of forest. Two horizons were distinguished: structureless
cloddy A1 horizon with distinct zoogenic microaggregation and platy A1A2 horizon.
In the soil under meadow there was no podzolization or platy structure, the humus hori¬
zon was cloddy-granular, the microaggregation was weak.
50
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Л* И
УДК 531.4
© 1991 г.
А. В. БЫКОВ, А. Б. ЛЫСИКОВ, П. Н. МЕЛАНХОЛИИ
ВЛИЯНИЕ РОЮЩЕЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ КАБАНА
НА ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ РАДИОНУКЛИДОВ
В РАЙОНЕ ЧЕРНОБЫЛЬСКОЙ АЭС
С 1987 по 1990 г. в сосняках района аварии на ЧАЭС определяли
влияние роющей деятельности кабана и других животных на уменьше¬
ние мощности экспозиционной дозы излучения на поверхности почвы.
На территории, наиболее сильно загрязненной радионуклидами, роющей
активностью кабана за пять лет охвачено около 50% лесной площади.
Установлено, что на пороях кабана в результате переворачивания и сгре¬
бания подстилки мощность дозы значительно уменьшается (на 20-80%
от фона) за счет погребения сильно загрязненных слоев и обнажения
чистого минерального горизонта почвы.
После аварии на Чернобыльской атомной электростанции (ЧАЭС) воз¬
никла угроза вторичного ветрового разноса радиоактивного материала и
вовлечения его в поверхностный сток. Особенно остро эта проблема встала
в первые годы после аварии, так как выпавшие радиоактивные вещества
находились на поверхности или в самом верхнем слое лесной подстилки
и продолжали поступать на нее с древесным опадом.
Около 50% загрязненной радионуклидами территории облесено, а в
пределах 30-километровой зоны площадь лесов составляет более 1000 км*.
Проведение на такой территории эффективных мероприятий по дезакти¬
вации почвы и подстилки практически невозможно. Поэтому любые есте¬
ственные механизмы, препятствующие разносу радиоактивного материала
и способствующие дезактиваций территории, нуждаются в изучении.
Известно, что роющая деятельность животных приводит к нарушению
целостности лесных подстилок, к перемешиванию почвы и оказывает су¬
щественное воздействие на биогеоценоз в целом [6, 11]. Эта деятельность
является важным фактором переноса и закрепления радионуклидов в
подстилках и почвах [2, 7, 9, 12].
Нами рассмотрены те формы деятельности позвоночных животных
(прежде всего кабана), которые приводят к перемещениям и фиксации
радионуклидов и к снижению вероятности их вторичного разноса.
Материал и методика. Материал собран в 1987—1990 гг. в окрестностях
г. Чернобыль, как в 10-, так и в 30-километровой зонах отселения, а так¬
же за пределами зоны в окрестностях пос. Ораное.
Особое внимание нами уделено радиационной обстановке в исследуе¬
мых лесах, на неповрежденной почве и в пороях животных. Мощность
экспозиционной дозы излучения определяли в полевых условиях без от¬
бора образцов с помощью рентгенметра ДП-5В и некоторых других при¬
боров.
Понятие «мощность дозы излучения» обычно применяется к рентге¬
новскому и ^-излучению. Для выражения дозы 0-излучения ранее приме-
51
Таблица 1
Некоторые химические показатели почвы 45-летиего сосняка в зоне аварии на ЧАЭС
Горизонт, глубина, см
PH
собщ
Обменные основания
мг-эь'В/100 г
водный
солевой
Са
Mg
А1
5-10
4,7
4,0
0,73
0,58
0,44
А2А1
15-25
5,1
4,3
0,35
0,40
0,26
Blh
35-45
5,2
4,5
0,19
0,28
0,20
В2
90-100
5,4
4,6
0,05
0,22
0,26
нялся термин «фэр» (физический эквивалент рентгена). Учитывая, одна¬
ко, чю этот термин в настоящее время не используется, а такжо то об¬
стоятельство, что рентгенметр ДП-5В отградуирован в мР/ч (безотноси¬
тельно к тому, определяется у- или ^-излучение), мы будем использовать
понятие «мощность дозы» применительно и к суммарному (к+Р)-излуче¬
нию (измерение с открытым окном блока детекторов).
Учеты повреждений подстилки или иных результатов роющей деятель¬
ности животных проведены на площадках, размером 10X10 м на учетных
полосах протяженностью от 50 до 1000 м при ширине 4—8 м, что зависело
от густоты насаждения, степени развития подлеска и кустарничкового яру¬
са. Зафиксированы все повреждения подстилки и почвы, определен их
характер: принадлежность тому или иному виду животных, площадь, глу¬
бина пороя, ширина смещенного вала подстилки. Возраст пороев живот¬
ных рассчитывался на основании анализа древесного опада и стадии
микросукцессии.
Рассматриваемые леса расположены в Припятском Полесье. Район ха¬
рактеризуется умеренно континентальным климатом и выровненным сла¬
бохолмистым рельефом. Здесь распространены дерново-подзолистые пес¬
чаные и супесчаные почвы, часто заболоченные, а в понижениях рельефа
и в поймах рек — торфяники. Почвы подстилаются в основном флювиогля-
циальными и аллювиальными песчаными отложениями днепровского оле¬
денения.
Почвы в исследуемых сосняках дерново-слабоподзолистые, отличаю¬
щиеся слабой гумусированностью, кислой реакцией и обедненное! ыо эле¬
ментами питания. Представление о морфологическом строении профиля
дает описание почвенного разреза, заложенного в типичном участке куль¬
туры сосны 40-летнего возраста. Гор. О (0—4 см) — хвойно-моховая под¬
стилка серо-бурого цвета, довольно плотно слежавшаяся. Отчетливо раз¬
деляется на два подгоризонта по степени разложения 01 и 02, слой гу¬
мификации выражен слабо. Сразу под подстилкой диагностируется тон¬
кий слой оподзоленного мелкого песка мощностью около 1 см. Гор А2А1
(5—27 см) — буровато-серого цвета, плотный, непрочно-комковатый, пес¬
чаный; отдельные более темные морфоны — в верхней части горизонта.
Гор. Blh (27—55 см) — мелкий желтовато-палевый песок с признаками
пропитки органическим веществом, бесструктурный, уплотненный. Гор.
В2 (55—120 см) — светло-желтый мелкий песок, плотный, бесструктур¬
ный; заметны желто-бурые и рыжие прослойки. Краткая химическая ха¬
рактеристика почв, распространенных в окрестностях ЧАЭС, приводит¬
ся в табл. 1.
Украинское Полесье расположено в зоне смешапных лесов, но преоб¬
ладают здесь сосновые леса, которые по своему характеру близки к таеж-
52
ным [3]. Лишь небольшие участки заняты сложными борами, а в основном
это зеленомошные, вересково-черничные и брусничные сосняки и вторич¬
ные березняки. На рассматриваемой территории большая часть лесов искус¬
ственного происхождения — это культуры сосны обыкновенной с незначи¬
тельной примесью сосны Банкса.
Для сосновых культур региона характерны окна и поляны с высоким
обилием зубровки, вейника наземного или иван-чая. Здесь формируются
куртины кустарников (ива, крушина или малина, ежевика). Проективное
покрытие нижнего яруса превышает нормальное для сосновых культур в
несколько раз. Такие просветы возникают в местах поражения сосны кор¬
невой губкой и имеют обычно округлую форму. Эти «губочные» окна раз¬
нообразят монотонность рассматриваемых сосняков и привлекательны для
многих видов животных*
Леса, расположенные к западу и северо-западу от ЧАЭС, находятся на
оси двух основных выбросов радиоактивного материала и сильно загряз¬
нены. Именно эти лесные участки характеризуются высокой.антропоген¬
ной нарушенностыо, так как местность, находящаяся недалеко от двух
городов (Чернобыля и Припяти) и крупного водохранилища, изобиловала
дачными участками, детскими учреждениями, оборудованными местами
отдыха в лесу. На этой небольшой территории пересекались три шоссей¬
ные дороги с автобусным движением, находилась станция железной доро¬
ги. Все это имело следствием высокую степень рекреационной нагрузки
на изучаемые леса. Другой источник антропогенных нарушений — интен¬
сивное лесное хозяйство и выпас скота; ряд участков пройден пожарами
и рубками. Этими факторами в значительной степени обусловлены зако¬
номерные изменения почвенного и растительного покровов. Флористиче¬
ский состав в рассматриваемых культурах в той или иной степени непол¬
ночленный: по сравнению с естественными сообществами в аналогичных
местообитаниях рассматриваемые культуры сосны физиономически ближе
к мертвопокровным типам леса.
Именно эта территория подверглась в 1986 г. наиболее мощному радио¬
активному загрязнению, в результате чего часть леса сразу получила ле¬
тальную дозу и погибла в 1986—1987 гг. (так называемый «рыжий лес»).
На значительной площади, вдоль оси западного радиоактивного следа, от¬
мечены разные проявления действия радиации на древостой: местами от¬
мирание деревьев растянулось до 1990 г., кое-где древостой частично со¬
хранился, погибла лишь часть деревьев, а на остальных отмечены повреж¬
дения крон. По мере удаления от ЧАЭС повреждения прослеживаются
лишь на отдельных деревьях. В целом большая часть лесов 10-километро¬
вой зоны не имеет видимых следов радиационного поражения [1].
К 1990 г. процесс отмирания сильно пораженных деревьев в основном
завершился и сформировались участки сухостоя с вкраплениями живых
лиственных пород (преимущественно березы). Для предупреждения лес¬
ных пожаров к 1988 г. большая часть «рыжего леса» была раскорчевана,
а на освободившемся месте заложены сосновые культуры.
После аварии доступ на загрязненную территорию был ограничен, хо¬
зяйственная и любая иная деятельность в лесах прекращена. В результа¬
те рекреационный пресс оказался полностью снятым. Началось самовос¬
становление растительного покрова: сперва из различных видов сорняков,
а с 1988 г. и из лесных видов. Следует ожидать увеличения роли лишай¬
ников, кустарничков и полукустарничков — групп растений, наиболее не¬
стойких к вытаптыванию и выпасу [ 10]. Отсутствие лесохозяйственных ме¬
роприятий приводит здесь к увеличению захламления леса упавшими
53
сучьями, буреломом и возрастанию в составе древостоя доли мелколист¬
венных пород.
Радионуклиды, выпавшие в результате аварии на лесной полог, посте¬
пенно под действием ветра и осадков перемещались вниз и закреплялись
на поверхности почвы. Очищению крон способствовал и опад загрязпенной
хвои, сформировавшейся до 1986 г. Через несколько месяцев после аварии
до 90% общего запаса радионуклидов на единицу площади содержалось в
тонком слое опада и подстилки мощностью 1—2 см, а к концу 1988 г. до
98% радионуклидов находилось в
верхнем слое (0—5 см) подстилки и
почвы. Это свидетельствует об отно¬
сительно небольшой скорости их
миграции. В 1989 г. наибольшее ко¬
личество радионуклидов содержалось
в толще слоев ферментации и гумифи¬
кации подстилки и на границе с ми¬
неральной частью профиля. Вниз по
профилю почвы содержание радио¬
нуклидов быстро убывало и с глуби¬
ны ~15 см становилось постоянным,
близким к значениям фона в неза¬
грязненных местах. Динамика вер¬
тикальной миграции радионуклидов в
почве показана на рис. 1.
Результаты 'у-спектрометрического
анализа количества радионуклидов по
горизошам профиля подтверждались
и данными послойной радиометрии.
Отмеченный характер распределения
радиоактивных веществ по профилю
почвы сосняков объясняется посте¬
пенным перекрытием наиболее за¬
грязненного слоя подстилки опадом
хвои, травяпистых растений и нара¬
стающим мхом. Происходило свое¬
образное самоочищение лесного био¬
геоценоза, в результате которого над¬
земные части растений и наземные
животные получали более низкие
поглощенные дозы, главным образом
^-излучения [13J.
Рис. 1. Динамика распределения f-излу- Распределение значений мощно*
чающих радионуклидов по профилю Сти дозы излучения по площади за-
венарушенной почвы соснового древо- иигит от МНпжргткя НЬяктпппп гпопи
стоя (в % от общей суммы т-иэлучате- висит от множества факторов, среди
лей в осенний период) которых: метеоусловия в период вы-
броса, удаленность участка от по¬
врежденного реактора, структура фи¬
тоценоза. На расстоянии нескольких десятков километров от АЭС рас¬
пределение значений мощности дозы было в целом диффузное, за исклю¬
чением редких «горячих» точек с почти 3-кратным превышением дозы над
средними значепиямп.
На близких к реактору участках отмечена более высокая локальность
в пространственном распределении радионуклидов. Пятна повышенного
54
фона радиоактивности, как правило, приурочены к окнам в пологе на¬
саждений, местам порубок и просекам [8].
Полученные результаты. Обследование лесов позволило выделить не¬
сколько типов пороев и других зоогенных повреждений подстилки и
лочвы:
1. Погребение почвы и подстилки при создании нор лисами, барсука¬
ми, желтогорлой мышью, водяной полевкой и кротом.
2. Разрывы и переворачивание подстилки на следах лося, кабана, оле¬
ня, косули. Отмечаются только на мертвопокровных участках с тонкой
подстилкой. Разрыв подстилки происходит на каждом третьем — четвертом
шаге животного. Площадь поврежденного пятна <0,01 м2.
3. Ленточные порой, при которых подстилка полностью сдвигается в
одно место и переворачивается. Ширина ленты обычно ~0,2 м, площадь
0,1—1 м2. Результат поисковой активности кабана.
4. Мозаичные порой. Состоят из слившейся группы пороев кабана. Че¬
редуются участки, обнаженные до минерального горизонта, валы перевер¬
нутой цодстилки и отдельные останцы ненарушенного почвенного покро¬
ва. Площадь до 500 м2, чаще 50—100 м2.
5. Сплошные порой в сочетании со сбоем и измельчением подстилки*
То же, что и предыдущее, но здесь выражены лишь краевые валы сдви¬
нутой подстилки, а внутри вся подстилка разбита и перемешана с поч¬
вой— останцов неповрежденной подстилки нет. Возникают в результате
нескольких повторных кормежек кабана.
в. Кольцевые порой вокруг пней и стволов усыхающих деревьев (очень
редко вокруг деревьев без внешних следов повреждения). Представляют
собой канавку глубиной ~0,2 м вокруг пня или комля дерева, ширина 0,2—
0,7 м; вокруг вал перевернутой подстилки высотой до 0,25 м. Создаются
кабаном (сходные повреждения подстилки оставляют иногда барсуки) при
Поиске личинок и имаго насекомых, а также мелких позвоночных живот-
пых. Важно отметить, что данная форма деятельности кабана резко уско¬
ряет вывал сухостоя и даже внешне здоровых деревьев, убыстряет разло¬
жение пней, что в свою очередь приводит к погребению радионуклидов как
под осыпающейся с корней почвой, так и под упавшими стволами.
7. Поверхностные порой. Возникают при поисковых действиях кабана и
на местах его лежек. Здесь подстилка пе сгребается полностью, а повреж¬
дается или переворачивается лишь ее верхняя часть или же она полностью
измельчается. Объективно оценить площадь таких нарушений трудно, но
юна невелика и вряд ли превышает 3 м2 на одной лежке.
8. Сбой подстилки на кабаньих тропах. На постоянных тропах живот¬
ного почва обнажается до минерального горизонта. Ширина до 0,6 м, чаще
0,3—0,4 м, длина варьирует, но редко тропа прослеживается далее чем
на 30 м.
9. Создание норной сети мышевидными грызунами — своеобразный ме¬
ханизм погребения радионуклидов. Норы зверьков приурочены к рыхлым
подстилкам, создаются при протискивании животного и не связаны собст¬
венно с роющей деятельностью, т. е. с перемещением вещества подстилки.
В рассматриваемых лесах объем норной сети невелик и лишь местами
достигает 12% объема подстилки.
10. Повреждения подстилки птицами. В поисках корма птицы разгре¬
бают верхние слои подстилки приблизительно на половину ее толщи. Эти
повреждения выглядят в виде узких лент не более 0,1 м шириной и очень
разной длины. Заметны только свежие повреждения.
55
Таблица 2
Площадь, занятая пороями кабана в сосновых насаждениях окрестностей ЧАЭС, %
Площадь, занятая пороями кабана
Объект, форма учета
кольцевые
порой вокруг
ленточные,
мозаичные и
суммарная площадь
пороев
пней и ство¬
лов (за год)
сплошные
порой
(за год)
за год
с 1986 по
1990 г.
Лесные массивы на границе 30-километровой зопы и вне ее
Сосновые культуры 30 лет (суммарная
трансекта 6 км)
0,4
1,0
1,4
7,0
Там же (три пробные площадки 10Х
Х10 м)
0,2
1,2
1,4
7,0
Сложный бор 80 лет (суммарная тран¬
секта 4 км)
—
1,0
1,0
5,0
Лесные участки в пределах 10-километровой зоны
Сосновые культуры 35-40 лет (сум¬
марная трансекта 5 км)
2 0
9,0
11,0
55,0
Там же (три пробных площадки 10Х
ХЮ м)
2,0
10,0
12,0
60,0
Сосновые культуры 50 лет (суммарная
трансекта 1 км)
2,0
5,0
7,0
35,0
Сосновые культуры 50-100 лет (сум¬
марная трансекта *6 км)
1,5
3,0
4,5
22,5
Сосняк с дубом 100 лет (суммарная
трансекта 0,5 км)
0,5
1,0
1,5
7,5
Сосновые культуры 35 лет, сухостой к
1988 г. (суммарная трансекта 2 км)
3,5
11,0
14,5
72,5
Участие различных видов животных в процессах повреждения под¬
стилки неодинаково. Погребение почвы при создании нор, переворачивание
и разрыв подстилки при передвижениях копытных, разгребание ее пти¬
цами в целом охватывает менее 1% облесенной площади и в процессах
дезактивации играет ничтожную роль. Эти повреждения могут рассматри¬
ваться как значимые лишь в отдельных случаях — при изучении конкрет¬
ных биотопов, и здесь их биогеоценотическая роль может оказаться су¬
щественной.
Функция норной сети мышевидных грызунов более значима, она сво¬
дится к накоплению радионуклидов в результате инфильтрации растворов
н рассмотрена отдельно [4, 5].
В рассматриваемых процессах наиболее заметна и важна деятельность
кабана, который в поисках корма смещает подстилку на значительной
площади. Поэтому результаты роющей деятельности этого вида изучены
нами наиболее подробно.
В лесах региона распределение пороев кабана сильно варьирует
(табл. 2). В целом площадь пороев, созданных за год, вероятно, не пре¬
вышает 3%, но количество их резко возрастает на лесных участках, рас¬
положенных поблизости от заброшенных сельскохозяйственных угодий в
покинутых людьми населенных пунктов. Здесь возникают скопления ка¬
банов, животные кормятся на заброшенных полях, лугах, огородах и в са-
56
Таблица 3
Мощность экспозиционной дозы (Р+Т) -излучения на поверхности подстилки
и в пороях кабана в сосновых насаждениях окрестности ЧАЭС
(п — повторность измерений)
Объект
На поверхности
подстилки, мР/ч
В пороях кабана
мР/ч
% от фона
Сосновые культуры, 35 лет
То же, 40 лет
Сосняк с дубом 100 лет
Сосновые культуры, 35 лет
То же,.40 лет
То же, 50-100 лет
Сосняк с дубом 100 лет
Сосновые культуры, 35 лет
То же, 40 лет
То же, 50-100 лет
Сосняк с дубом, 100 лет
1987 г., л=23
43±4,0
41,0±4,2
15,3±1,4
1988 г., л=17
40,8±3,0
8,7 ±0,8
17,4±1,5
6,4±1,1
1989 г., л—23
30,0±1,2
5,8±0,5
12,2±0,8
3,9±0,3
1990 г., л=24
18,0±1,2
21,3±1,3
3,2±0,8
21,9±1,5
4,3±0,6
2,8±0,5
3,2±0,5
15,7±0,3
2,8±0,1
2,2±0,4
1,8±0,1
43
52
21
54
48
16
50
52
48
18
46
Сосновые культуры, 35 лет
24,5±1,7
21,0±0,9
86
То же, 40 лет
4,6±1,0
3,8±0,5
82
То же, 50-100 лет
7,3±0,2
6,4±0,5
88
дах. Следы деятельности кабана не редкость в окраинных районах г. Чер¬
нобыль. Соответственно животные многочисленны и в лесных участках во¬
круг ЧАЭС, на территории наиболее сильно загрязненной радионуклидами.
Самая высокая роющая активность кабана отмечается в молодых сосновых
культурах и в сухостоях, где ежегодная площадь пороев колеблется от 7
до 14,5% (в среднем 11,1±1,6). В старовозрастных насаждениях за год
кабан перекапывает почти втрое меньше — 3,0± 1,5% площади. Таким об¬
разом, за послеаварийный период в ближайших окрестностях ЧАЭС порой
кабана охватывают: в молодых сосновых культурах 55,6±7,8%, а в старо¬
возрастных сосняках — 15,0±7,5% их площади, причем на некоторых уча¬
стках эти величины достигают 72,5 и 22,5% площади соответственно.
В то же время в сплошных лесных массивах, удаленных от урбанизи¬
рованной территории, за эти годы площадь пороев относительно невели¬
ка — 6,3±0,7%.
Роль кабана в процессе связывания радионуклидов обусловлена слабой
связью подстилки с верхним минеральным горизонтом и отсутствием в
рассматриваемых сосняках развитой дернины. Кабан сдвигает и перевора¬
чивает подстилку, обнажая почву, незагрязненную радионуклидами,
и создает вал, в котором горизонт с высоким содержанием радионуклидов
погребен под слоем относительно чистой подстилки и почвы (рис. 2).
Установлено, что мощность дозы излучения на поверхности пороев ка¬
бана заметно ниже таковой на поверхности ненарушенной подстилки
(табл. 3). В пороях снижение уровня мощности дозы излучения начинает
сильно проявляться на участках обнажений, радиус которых превышает
57
мР-Ч-'
ЕЗ' ЕЕЗг
Рис. 2. Изменения экспозипионной дозы излучения на иороях кабана в
зависимости от микрорельефа (на трансекте длиной 16 м) в 1988 г. (Л)
и в 1990 г. (Б). 1 - значение экспозиционной дозы (к+Р), мР/ч; 2 — поло¬
жение точки промера в микрорельефе пороя, см; 3 — фоновый уровень
экспозиционной дозы (М±т) на поверхности подстилки, мР/ч
0,1 ы, что происходит как за счет перекрытия наиболее загрязненного слоя!
подстилки — своеобразного экранирования, так и в результате заглубле¬
ния места обнажения на несколько сантиметров, что приводит к появле¬
нию своего рода теневого эффекта (табл. 4).
По мере продвижения радионуклидов вниз по почвенному профилю и
достижения ими минерального горизонта эффект от погребения радионук¬
лидов снижается. Если в 1987—1989 гг. мощность экспозиционной дозы
излучения в среднем в пороях кабана составляла 40,4±6,0% фоновой, ток
1990 г. она возросла до 85,3±1,8% (табл. 2, рис. 2). Это связано с тем,
что теперь, переворачивая подстилку, кабап не только погребает сильно
загрязненный слой, но и выносит его на поверхность. На рис. 1 видно, что
в 1988 г. мощность поглощенной дозы практически па всем порое была
ниже фоновой, а в 1990 г. в ряде точек она заметпо превышала фон. Оче¬
видно, что уже начипая с 1991 г. роющая деятельность кабана будет не
понижать радиационный фон па поверхности почвы, а напротив, повы¬
шать его.
Итак, установлено, что сгребая и переворачивая лесную подстилку, жи¬
вотные способствуют уменьшению мощности экспозиционной дозы излу¬
чения на поверхности почвы. На пороях кабана, роющая деятельность ко¬
торого в районе аварии наиболее существенна, величина мощности дозы
снижается на 20—80% от фона.
<58
Таблица 4
Мощность экспозиционной дозы смешанного (р+Т) -излучения на пятнах
обнаженной поверхности верхнего минерального горизонта различной
площади в сосновых культурах 50-100 лет (сентябрь 1988 г.)
Радиус пятна, м
мР/ч
% от фона *
>0,1
2,8±0,5
16
<0,1
3,5±0,3
21
* В % от мощности дозы излучения на поверхности окружающей ненарушенной подстилки.
С 1986 по 1990 г. в окрестностях ЧАЭС кабаном перекопано ~50% ле¬
сопокрытой площади и соответственно на этой же площади снижена ве¬
роятность вторичного разноса радионуклидов.
Такие значительные результаты роющей активности кабана обусловь
лены своеобразием природных условий региона и антропогенными фак¬
торами. Разбитая в результате рекреации относительно маломощная и су¬
хая подстилка, слаборазвитый напочвенный покров в искусственных моно-
доминантных лесах вызвали после аварии повышенную опасность вто¬
ричного горизонтального переноса радионуклидов. Снятие антропогенного
пресса и обилие кормов на покинутой человеком территории привели к су¬
щественному повышению численности кабана и усилению его роющей дея¬
тельности.
Данное явление существенно в первые годы после аварии. Его можно
рассматривать как спонтанный механизм своеобразного очищения почвы.
Этот механизм — начальный и простейший этап в процессе естественной
стабилизации экосистем. В дальнейшем роющая деятельность кабана уже
не будет приводить к уменьшению мощности дозы, а в ряде случаев будет
способствовать ее повышению. Однако к 1990 г., когда уровень радиацион¬
ного фона резко уменьшился, а верхний слой подстилки стал практически
свободен от радионуклидов, опасность их эрозионного разноса уже зна¬
чительно снижена.
Кроме того, следует отметить, что на обнаженных до минерального го¬
ризонта участках пороев кабана, где удалена подстилка, содержащая ос¬
новное количество радионуклидов, воздействие fi-изл учения почти снима¬
ется. Очевидно, что это должно положительно сказываться на процессах
возобновления сосны и других растительных видов, на состоянии почвен¬
ных животных и микроорганизмов.
Выводы
1. После аварии на ЧАЭС в результате прекращения хозяйственной
деятельности в зоне отселения сложились условия для усиления роющей
активности кабана и увеличения масштабов его воздействия на экосистемы.
2. В пороях кабана суммарная мощность экспозиционной дозы излуче¬
ния снижается более чем вдвое и составляет иногда 20% от фона.
3. Роющая деятельность кабана в 1986—1990 гг. охватила около поло¬
вины лесной территории в окрестностях городов Чернобыль и Припять,
что позволяет считать эту деятельность ведущим фактором иммобилиза¬
ции радионуклидов в зоне отселения АЭС.
4. Поело снятия антропогенного пресса дикие животные способны вы¬
ступать как мощный, хозяйственно значимый фактор стабилизации нару¬
шенных экосистем.
59
Список литературы
1. Абатуров Ю. Д., Абатуров А. В., Быков А. В. и др. Состояние сосновых лесов в
ближней зоне ЧАЭС //1 Междунар. конф. «Биологические и радиоэкологические
аспекты последствий аварии на Чернобыльской атомной станции». М., 1090. С. 16.
2. Алексахин P. M.f Бочарова М. А. Достижения и задачи исследований миграции
искусственных радионуклидов в лесных биогеоценозах // Лесоведение. 1971. №4.
С. 59-70.
3. Андриенко Т. JI., Попович С. Юч Шеляг-Сосонко Ю. Р. Полесский государствен'
ный заповедник. Киев: Наук, думка, 1986. 205 с.
4. Быков А. В. Влияние системы нор мелких млекопитающих на изменение мощ«
ностн экснозициониой дозы в лесных подстилках//Экология, 1990. № 6. С. 84-86.
5. Быков А. В. Влияние нор мелких млекопитающих на перемещение радионуклидов
в подстилке и в верхних слоях почвы //1 Междунар. конф. «Биологические и ра¬
диоэкологические аспекты последствий аварии на Чернобыльской атомной стан¬
ции». М., 1990. С. 91.
6. Коэло П. Г., Ставровская JI. А. Влияние роющей деятельности кабана (Sus sero-
fa L.) на травянистую растительность // Заповедники Белоруссии. Исследования.
Минск, 1979. Вып. 3. С. 91-99.
7. Криволуцкий Д. АПокаржевский А. Д. Роль почвенных животных в биоген¬
ной миграции кальция и стронция-90 // Теоретические и практические аспекты
действия малых доз ионизирующей радиации. Сыктывкар, 1973. С. 148-149.
8. Лысиков А. Б. Особенности пространственного распределения и миграции радио¬
нуклидов в почвах сосняков зоны аварии на ЧАЭС//1 Междунар. конф. «Биоло¬
гические и радиоэкологические аспекты последствий аварии на Чернобыльской
атомной станции». М., 1990. С. 26.
9. Маслов В. И. Влияние жизнедеятельности некоторых почвенных беспозвоночных
и насекомоядных животных на изменение радиационной характеристики поверх¬
ностных слоев почвы // Материалы I Всесоюз. конф. «Радиоэкология животных».
М., 1979. С. 97-98.
10. Меланхолин П. Н. Флористические изменения в напочвенном покрове в лесах
пострадавших в результате аварии на АЭС //1 Международная конференция
«Биологические и радиоэкологические аспекты последствий аварии на Черно¬
быльской атомной станции». М., 1990. С. 43.
11. Русаков О. С., Тимофеева Е. К. Кабан: экология, ресурсы, хозяйственное значе¬
ние на Северо-Западе СССР. Л.: Изд-во ЛГУ, 1984. 206 с.
12. Усачев В. А., Мартюшов В. 3., Криволуцкий Д. А. Накопление 90Sr дождевыми
червями и их влияние на рассеивание радионуклида в почве // Экология. 1985.
№ 5. С. 76-78.
13. Lysikov А. B.f Abaturov J. D. Ekologicke aspekty havarie v Cernobylske atomove
elektrarnfc// Lesnictvi (Praha). 1990. V. 36 (LXIII). N 5. S. 421-428.
Институт лесоведения Поступила в редакцию
АН СССР, с. Успенское 14.01.91
А. V. BYKOV, А. V. LYSIKOV, Р. N. MELANKHOLIN
WILD-BOAR BURROWING ACTIVITY AND RADIONUCLIDES
REDISTRIBUTION IN THE VICINITY OF CHERNOBYL NPS
In 1987-1990 the influence of wild-boar and other burrowing animals on the decrease
of exposition dose of radiation on the soil surface in pine forests near Chernobyl has
been studied. Almost half of the forest lands slrongly polluted by radionuclides was
reworked by wild-boar. In such places the radiation dose decreases (by 20-80% aga¬
inst the background) duo to turning over and heaping the litter, burial of strongly pol¬
luted soil layers and outcropping of «риге» mineral ones.
«0
\т
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Л* II
ЭРОЗИЯ ПОЧВ
УДК 631.4-* 632.125
© 1991 г.
И. Ф. МЕДВЕДЕВ, А. И. ШАБАЕВ
ЭРОЗИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ НА ПАШНЕ ПРИВОЛЖСКОЙ
ВОЗВЫШЕННОСТИ
' Приведены результаты исследований по влиянию агрометеорологи¬
ческих условий на процессы эрозии. Выявлена прямая зависимость меж¬
ду коэффициентом стока воды и количеством глубоких зимие-весенних
оттепелей, величиной смыва почвы и запасами продуктивной влаги в
почве перед уходом в зиму на уплотненной пашне. На зяби отмечается
обратная связь между величиной смыва почвы и продолжительностью
снеготаяния. Продуктивность сельскохозяйственных культур определяет¬
ся в первую очередь погодными условиями, а также типом севооборота
и рельефом поля.
Приволжская возвышенность наиболее сильно расчлененная и эрози-
онно опасная территория Поволжья. Рельеф возвышенности представлен
неширокими волнистыми плато, склоны изрезаны овражнобалочными си-
стемами (коэффициент расчлененности 0,56—0,70 км/км2). Преобладают
водосборы с покатыми (1—5°) и сильно покатыми (5—10°) склонами.
Максимальная крутизна склонов достигает на западе 7—8, на востоке
15-20°.
Почвенный покров в основном представлен черноземами обыкновенны-
ми и южными, от маломощных слабогумусных до среднемощных и сред-
негумуспых на третичных и четвертичных отложениях. Средняя сумма
осадков колеблется от 300 до 500 мм/год.
В период весеннего снеготаяния на всей территории возвышенности и
на ограниченной площади при выпадении ливневых осадков почти еже¬
годно формируется сток, возникает ускоренная эрозия, уменьшается пло¬
дородие почв.
Несмотря на высокую эродированность почвепного покрова Приволж¬
ской возвышенности, особенности проявления эрозионных процессов на
этой территории освещены недостаточно. Б настоящей работе излагаются
результаты изучения стока атмосферных осадков и смыва почвы на раз¬
личных агрофонах за 16-летний период.
Стационарные исследования проводились с 1972 г. на полях ОПХ
«Центральное» НИИСХ Юго-Востока. Опыты заложены на склоне южной
экспозиции с крутизной 2—3 и 5—7°. Почва — чернозем южный, маломощ¬
ный, малогумусный легкоглинистый, соответственно уклону слабо- и
среднеэродированный на делювиальных отложениях (табл. 1). Содержа*
иие гумуса 2,5—3,0%, pH солевой эытяжки 6,8—7,2. Сумма поглощенных
оснований 30—35 мг-эрв на 100 г почвы.
В опытах на двух градациях крутизны склона (2—3 и 5—7°) проведено
изучение особенностей формировании стока и проявления эрозионных
в!
Гранулометрический состав почвы опытного участка
Таблица 1
Горизонт,
глубина, см
Содер>кание (%) франций, мм
сумма
фракций
<0,01
пическая
1—0,25
0.25—
0,05
0.05—
0.01
0.001 —
0.005
0.005—
0.001
<0.001
влаж¬
ность. %
Уклон 2-3°
А
0-25
0,8
10,8
29,4
7,5
18,3
33,7
53,5
В
25-41
0,8
12,1
27,0
7,6
17,0
35,5
60,1
ВС
41-80
0,7
12,1
24,1
7,1
16,1
39,9
63,1
С
80-120
0,7
14,5
23,6
5,6
16,8
38,8
61,2
Уклон 5-7°
А
0-25
2,4
20,9
25,4
5,6
18,8
26,9
51,3
3,05
В
25-32
1,5
19,3
27,6
7,4
15,6
28,6
51,6
4,30
ВС
32-69
2,2
22,1
21,5
5,2
15,2
33,8
54,2
2,48
С
69-90
0,9
16,8
26,5
6,6
16,3
33,5
56,4
3,19
Таблица 2
Агрометеорологические условия формирования стока талых вод
ОПХ «Центральное»
Год
наблюде¬
ний
Запасы воды
в снеге +
+ осадки за
снеготаяние,
мм
Глубина
промерзания
почвы.
см
Количе¬
ство
глубоких
оттепе¬
лей *
Продуктив¬
ная влага в
слое почвы
О—1,5-метро-
вом пред¬
шествующего
года, мм
Коэффициент
стока
Продол¬
житель¬
ность
уплотнен¬
снеготая¬
зябь
ная
ния, дни
пашня
1973
48+49
80-100
3
33
0,49
0,69
8
1974
100+123
50-70
2
215
0,13
0,51
22
1975
27+77
40-50
3
122
0
0,34
3
1976
83+92
90-100
Нет
79
0
0,51
6
1977
67+70
90-100
2
131
0,06
0,58
6
1978
93+99
50-60
2
121
0,30
0,65
9
1979
178+178
50-60
2
48
0,01
0,53
20
1980
117+109
60-70
Нет
66
0,01
0,36
8
1981
70+92
130-140
4
196
0,38
0,58
11
1982
13+16
60-70
2
46
0,16
0,48
3
1983
21+34
20-40
Нет
60
0,06
0,66
2
1984
45+47
10-20
»
50
0
0
3
1985
123+124
40-60
»
24
0
0,03
5
1986
119+153
40-49
»
173
0
0,22
7
1987
120+171
80-90
»
66
0
0,29
20
1988
В сред¬
нем
62+60
80-93
90-106
106-74
»
138
98
0
0,1
0,14
0,41
7
* Оттепели, продолжительностью более 4 дней с максимальной температурой воздуха
более 2е.
процессов в полевых и почвозащитных севооборотах на участках глубокой
зяблевой обработки (на 25—27 см) и уплотненной пашни (многолетние
травы, озимые). Учет количеств талых вод и смыва почв проводили на
стоковых площадках размером 20X60 и 20X100 м. Расход поверхностного
стока учитывался при помощи треугольных водосливов с тонкой стенкой
и углом выреза 45°. Величина смыва почвы в период весеннего стока опре¬
делялась по выносу с жидким стоком и после окончания весеннего стока
62
и ливней по объему водороин согласно общепринятым методикам [13,
18, 19].
Изучение основных факторов формирования стока талых вод под¬
тверждает, что на его величину не все они оказывают существенное
влияние.
Наибольшая интенсивность водоотдачи снегового покрова в Поволжье
близка к 0,14 мм/мин. В условиях, ког:ы и почве отсутствует продуктив¬
ная влага, а свободная пористость состлнлпп 1)3%, скорость впитывания
при температуре воды 0° характеризуе м н с ледующими величинами: на
зяби—1,25, по пласту многолетней залежи — 2,5—3,0, на посевах ози¬
мых — 0,4 мм/мин (5, 9].
По запасам продуктивной влаги в 1,5-метровом слое почвы из 16 лет
наблюдений в более чем половине случаев перед уходом в зиму наблю¬
далась низкая обеспеченность почвы влагой (табл. 1). Однако даже в та¬
ких случаях, когда в почве осенью содержалось влаги менее 50% от сред¬
немноголетних запасов, коэффициент стока весной 1973 г. составил на
уплотненной пашне 0,69, на зяби — 0,49.
Математическая обработка результатов наблюдений выявила слабую
взаимосвязь между коэффициентом стока и запасами продуктивной влаги
в почве перед уходом в зиму (коэффициент корреляции составил для зяби
г=0,13±0,27).
Существенное влияние на объем стекающей воды оказало глубокое
промерзание почвы. Такое промерзание увлажненной почвы резко умень¬
шает ее водопроницаемость и увеличивает потери воды на сток, особенно
на участках уплотненной пашни. Связь между этими показателями харак¬
теризуется коэффициентами корреляции: на зяби г=0,45±0,24, на уплот¬
ненной пашне г=0,34±0,26.
Более значительное влияние на величину стока оказывают глубокие
зимне-весенние оттепели, приводящие к полному или частичному таянию
снегового покрова, а быстрое последующее похолодание обеспечивает про¬
мерзание почвы на 40—60 см, вызывает образование ледяной корки и
резко уменьшает водопроницаемость почвы и повышает коэффициент
стока.
В 50% случаев из всего периода наблюдений сохранялся зимний тип
погоды, а в остальные годы наблюдались глубокие зимне-весенние оттепе¬
ли, часто приводящие к частичному снеготаянию, переувлажнению верх¬
него слоя почвы и уменьшению ее водопроницаемости.
При прохождении стока по таломерзлой почве (1976, 1980, 1983—
1988 гг.) потери снеговой воды на уплотненной пашне составили в сред¬
нем 28%, а на зяби сток в эти годы практически отсутствовал. В годы с
зимне-весенними оттепелями средний коэффициент стока составил: на
зяби —0,19, на уплотненной пашне — 0,54 (табл. 2).
Механизмы формирования стока талых вод на зяби и на уплотненной
пашне имеют существенные различия.
Скважность глубоко обработанной зяби представлена как капилляр¬
ными и некапиллярными норами, так и более крупными полостями. Вода
в крупных порах замерзает «пристенное [7]. По крупным порам и поло¬
стям гравитационная вода быстро продвигается внутрь за пределы толщи,
подвергается раннему замерзанию. При постепенном замерзании поверх¬
ности пашни не все поры закупориваются льдом, водопроницаемость
крупных пор сохраняется. Поэтому, несмотря на глубокое промерзание
(50—100 см), каждый 2-й год сток на зяби не образуется.
63
Таблица 3
Ливневые осадки и повторность нх выпадения по метеостанции Саратов Ю-В
за 1924-1988 гг.
Показатель
Число дождей с суммой осадков, мм
10
15
20
30
40
Число лет с дождями, % от 64 лет
60
55
43
26
14
В ливнеопасный период (май - август) выпадает
18
дождей всего за 64 года
285
163
90
39
В среднем за год
4,4
2,5
1,4
0,6
0,3
Распределение дождей по месяцам, % *
май
22
26
26
18
11
июнь
28
27
28
20
6
июль
27
25
21
36
50
август
23
24
26
26
33
Между величиной коэффициента стока на зяби и количеством глубо¬
ких зимне-весенних оттепелей отмечается прямая и тесная корреляцион¬
ная зависимость (г=0,714-0,19), которая выражается уравнением регрес¬
сии у=0,0014+0, О&г.
На уплотненной пашне скважность почвы представлена преимущест¬
венно в виде капиллярной системы пор. Поэтому при замерзании волна
холода быстро охватывает увлажненный пахотный горизонт, включая
зону подошвы [15]. Дальнейшее продвижение гравитационной воды вииз
прекращается. Происходит обратное движение влаги по капиллярам на¬
встречу фронту промерзания [19]. Зимние оттепели способствуют накоп¬
лению льда в пахотном слое, что още сильнее уменьшает водопроницае-
ность почвы. В процессе размораживания почвы весной растительный
покров (озимые, многолетние травы) замедляют процесс оттаивания поч¬
вы, что также способствует увеличению потерь снеговой воды на сток.
В связи с особенностями состояния поверхности поля на уплотненной
пашне зависимость между величиной коэффициента стока и количеством
глубоких зимне-весенних оттепелей более слабое, чем на зяби: коэффици¬
ент корреляции равен 0,65±0,21; уравнение регрессии у=0,29±0,11х.
На территории Приволжской возвышенности повсеместно отмечается,
смыв почвы от осадков ливневого характера, особенно на незащищенных
растительностью полях (пар, пропашные, поздние яровые).
Анализ выпадения осадков за 64 года показывает, что 2 года из 3 бы¬
вают с осадками более 20 мм, каждый 2-й год выпадает более 30 мм осад¬
ков, 1 год из 5 — 40 мм (табл. 3).
По количеству эрозионно опасных дождей осадки распределяются сле¬
дующим образом: в среднем на год приходится по два дождя с суммой
осадков более 20 и 30 мм, осадки с суммой более 15 и 20 мм выпадают на
первую половину ливневого периода (май, июнь), более 30—40 мм — на
вторую половину (июль, август). Распределение дождей с суммой осадков
более 10 мм было равномерным по всем месяцам анализируемого периода.
В условиях засушливого климата летние осадки в основном просачи¬
ваются в почву. На черноземах Приволжской возвышенности ливневой
сток расчетной 10% -ной вероятности составляет на многолетней залежи
11, посевах озимых — 7 мм, на зяблевой пахоте — 0 [12].
При выпадении ливней с суммой осадков более 40 мм и интенсив¬
ностью дождя 0,5—1,5 мм/мин на озимых и нарах возникает сток в 5 и
€4
10 мм [2]. При этом почва смывается до глубины 10 см, вершины овра¬
гов размываются, откладываются конусы выноса мелкозема [2, 6, 9, 10].
Длительные наблюдения показали, что пахотные земли Приволжской
возвышенности подвергаются активным эрозионным процессам как при
снеготаянии под воздействием талых вод, так и летом, в период выпаде¬
ния осадков ливневого характера (табл. 3).
За период наблюдений почти ежегодно отмечались дожди ливневого
характера, однако эрозионные процессы под действием ливней возникали
только на паровых или пропашных полях, а также на узкорядных посе¬
вах с низким проективным покрытием. Проективное покрытие раститель¬
ностью полей за годы исследований в опыте не опускалось ниже 90%.
В 1973 году (11 мая) выпало 26,9 мм осадков с интенсивностью
0,51 мм/мин. Два ливня (9 мая и 25 августа) с суммой осадков 56,5 мм и
интенсивностью соответственно 0,47 и 0,30 мм/мии наблюдались в 1983 г.
Под их воздействием на паровых полях отмечалась самая высокая вели¬
чина смыва за время проведения исследований в стационарном опыте.
Эрозионно опасные ливни (7 мая и 11 июпя) с общей суммой осадков
23,0 мм и интенсивностью 0,16—0,65 мм/мин, приведшие к смыву почвы,
выпали в 1986 г. (табл. 4).
Весной при снеготаянии эрозия почв проявляется в Поволжье на об¬
ширной территории (около 60%). Наиболее эрозионно опасной поверх¬
ностью при весеннем стоке оказалась уплотненная пашня (слаборазвитые
озимые по чистым парам, многолетние травы 1-го года при летнем посеве,
участки с мелким рыхлением почвы). В среднем за 16 лет потери воды
на стационарном участке составили 30 мм, почвы—10,2 т/га (табл. 4).
На зяби средний сток формировался в меньших объемах и смыв почвы
был в 6,4 раза меньше, чем на уплотненной пашне. Однако на 1 мм стока
потери почвы составили: на уплотненной пашне —0,3, на зяби — 0,4 т/га.
За годы наблюдений установлено, что с увеличением крутизны склона
с 2—3 до 5—7° смыв почвы от стока талых вод увеличился в почвозащит¬
ном севообороте на 93%, в полевом —на 52%. От действия ливневых
осадков смыв почвы в этом случае возрос на 82 %.
На зяби увеличение крутизны склона приводит к увеличению смыва
почвы на 91%, на уплотненной пашне —на 58% (табл. 4, 5). В почвоза¬
щитных севооборотах с 3-летним выращиванием многолетних трав но
сравнению с полевыми смыв почвы уменьшился на 17—48%.
Особенности формирования стока талых вод на глубоко обработанной
зяби и уплотненной пашне влияют на величину эрозии почв.
На участках уплотненной пашни установлена прямая и тесная корре¬
ляционная зависимость между величиной потерь почвы при снеготаянии
и запасами продуктивной влаги в почве перед уходом в зиму. Чем больше
запас продуктивной влаги в почве, тем обширнее зона промерзания. Нали¬
чие на поверхности плотной пашни инертного материала (растительного
покрова) также способствует сохранению в течение более длительного
времени промороженного ело#, что ведет к уменьшению водопроницаемо¬
сти, увеличению стока и смыва почвы. Коэффициент корреляции между
запасами влаги в почве и смывом почвы составил г=0,96±0,13, зависи¬
мость характеризуется уравнением регрессии у=0,23^—6,55.
Низкая водопроницаемость с постепенным размерзанием плотной паш¬
ни с поверхности поля способствуют увеличению смыва почвы, особенно
при удлинении периода снеготаяния. Отмечается прямая и тесная взаимо¬
связь между смывом почвы и длительностью снеготаяния. Чем продолжи¬
тельнее снеготаяние, тем в больших количествах смываются почвы: козф-
65
Таблица 4
Эрозия почв от стока талых я ливневых вод, т/га (черноземы южные)
Год
наблюдений
Культуры
почвозащитного
севооборота
Почвозащит¬
ный севообо¬
рот, склон
Культура в полевом
севообороте
Полевой севооборот
склон
2—3°
склон 5—7*
2—3°
5—7°
при
снего¬
тая¬
нии
от
лив¬
ней
при
снего¬
тая¬
нии
от
лив¬
ней
1973
Посев трав
4,8
10,4
Пар
4,8
7,0
10,4
12,0
1974
Многолетние тра¬
24,3
53,5
Озимая пшеница
44,0
0,0
56,0
0,0
вы
1975
То же
0,0
0,0
Яровая пшеница
0,0
0,0
0,0
0,0
1976
»
0,0
0,0
Просо
0,0
0,0
0,0
0,0
1977
Яровая пшеница
0,0
0,0
Яровая пшеница
0,0
0,0
0,0
0,0
1978
То же
1.2
2,7
То же
1,6
0,0
3,1
0,0
1979
Пар
1,9
1,6
Пар
0,6
0,0
3,1
0,0
1980
Озимая пшеница
7,9
5,7
Озимая пшеница
2,3
0,0
1,9
0,0
1981
Яровая пшеница
1,5
3,0
Яровая пшеница
1,5
0,0
3,2
0,0
1982
То же
1,9
5,9
Просо
2,5
0,0
2,9
0,0
1983
Многолетние тра¬
0,0
0,0
Пар
вы
0,0
22,0
0,0
42,0
1984
То же
0,0
0,0
Озимая пшеница
2,5
0,0
10,0
0,0
1985
»
0,0
0,0
Яровая пшеница
4,2
0,0
7,3
0,0
1986
Яровая пшеница
0,0
0,0
Кукуруза
0,0
6,4
0,0
10,1
1987
То же
0,0
0,0
Яровая пшеница
0,0
0,0
0,0
0,0
1988
»
0,0
0,0
То же
0,0
0,0
0,0
0,0
Сумма за
43,5
82,8
64,0
35,4
97,9
64,1
1973-
1988 гг.
В среднем
2,7
5,2
4,0
2,2
6,1
4,0
Таблица 5
Средние потерн почвы с различных агрофонов от стока талых и ливневых вод, т/га
(чернозем южный, 1973-1988 гг.)
При снеготаянии
От ливней
Агрофон
Сток
талых
вод,
склон
в среднем
склон
в среднем
Всего
мм
2—3®
5—7*
по склону
2—3°
5—7“
по склону
Зябь
4
1,0
2.1
1,6
2,2
4,0
3,1
4,7
Уплотненная пашня
(озимые, многолетние
травы)
30
7,9
12,5
10,2
0
0
0
10,2
фициент корреляции при этом составляет г=0,95-К0,16, зависимость вы¬
ражается уравнением у=2,39х—9,71.
На глубоко обработанной зяби запасы продуктивной влаги и глубина
промерзания не оказывали определяющего влияния на сток и смыв поч¬
вы. В связи с тем что наличие крупных пор в пахотном слое обеспечивало
водопроницаемость почвы и уменьшение стока, зависимость между вели¬
чиной смыва и запасом продуктивной влаги имеет обратную зависимость.
Коэффициент корреляции составил г=—0,76+0,23, который характеризу¬
ется уравнением у=5,41—0,019#.
На зяби отмечается обратная зависимость между интенсивностью сне¬
готаяния и величиной смыва почвы. Чем продолжительнее снеготаяние,
66
Таблица б
Продуктивность почвозащитных н полевых севооборотов на различных по крутизне
склонах, ц. к. ед.
Гол
наблюде¬
ний
Культура почвозащит¬
ного севооборота
Продуктивность
почвозащитного
севооборота на
склоне
Культура полевого
севооборота
Продуктивность
полевого сево¬
оборота на
склоне
2—3°
5—7°
2—3*
5—7°
1973
Посев трав
0
0
Пар
0
0
1974
Многолетние травы
27,6
28,0
Озимая пшеиица
44,0
44,5
1975
То же
2.7
2,4
Яровая пшеница
9,5
6,9
1976
»
5,2
5,0
Просо
39,5
32,4
1977
Яровая пшеница
22,1
30,6
Яровая пшеница
19,0
18,5
1978
То же
24,8
20,9
То же
37,1
35,7
1979
Занятый пар
17,6
11,2
Пар
0
0
.
(вика + овес)
1980
Озимая пшеница
46,3
42,7
Озимая пшеница
59,9
50,9
1981
Яровая пшеница
46,7
40,4
Яровая пшеница
54,6
50,8
1982
То же
34,0
28,6
Просо
22,5
21,2
1983
Многолетние травы
4,6
3,5
Пар
0
0
1984
То же
6,7
6,4
Озимая пшеница
27,5
15,7
1985
»
16,6
16,0
Яровая пшеница
43,5
39,3
1986
Яровая пшеница
27,5
23,8
Кукуруза
37,0
32,8
1987
То же
48,9
45,8
Яровая пшеница
31,3
29,6
1988
19,1
17,2
То же
14,0
11,6
Итого:
350,4
322,5
439,3
389,9
тем меньше смыв почвы. Коэффициент корреляции составил г=—0,40±
-±0,32 при у=4,22—0,11х.
Взаимосвязи величины смыва с глубиной промерзания, количеством
зимне-весенних оттепелей, коэффициентом стока и запасами воды в снеге
не обнаружено.
Продуктивность возделываемых культур определяется уровнем плодо¬
родия почв, погодными условиями, прежде всего количеством гвыпавших
осадков. В годы с обильными осадками урожайность сельскохозяйствен¬
ных культур резко повышается. Особенно большие колебания в зависи¬
мости от условий увлажненности года отмечаются при возделывании яро¬
вых культур (табл. 6).
На продуктивность возделываемых культур оказывает влияние тип
севооборотов. В полевом севообороте продуктивность за 16 лет была на
23,3% больше, чем в почвозащитном. Уменьшение продуктивности в поч¬
возащитном севообороте связано прежде всего с возделыванием многолет¬
них трав. На склонах южной экспозиции многолетние травы теряют много
снеговой воды на сток, а влаги в почве накапливается меньше. Недоста¬
точная увлажненность связана также с увеличением плотности почвы при
возделывании многолетних трав, что отрицательно сказывается на их уро¬
жайности [22]. Поэтому несмотря на более высокие потери почвы и пита¬
тельных элементов в период стока, в полевом севообороте продуктивность
паровых звеньев была в 2,4 раза выше, чем многолетних трав почвозащит¬
ного севооборота (табл. 5).
Заметное влияние на выход продукции при возделывании сельскохо¬
зяйственных культур оказал рельеф опытного поля.
На склонах с меньшей крутизной (2—3°) выход продукции в полевом
севообороте был на 12,6, а в почвозащитном — на 8,7% выше, чем на
склоне 5—7°.
3* 67
В звеньях многолетних трав колебания продуктивности от крутизны
склона были незначительны (3,3%). В полевом севообороте, где отмече¬
ны более высокие потери почвы и питательных элементов с эрозионны¬
ми стоками, различия в продуктивности по уклонам увеличиваются
до 11,0%.
Итак, на пахотных землях Приволжской возвышенности активно про¬
является водная эрозия в период весеннего снеготаяния и летом, при вы¬
падении ливневых осадков. Величина стока воды и смыва почвы обу¬
славливается прежде всего рельефом, состоянием пашни и погодными
условиями в зимне-весенний период.
На стоковых площадях длиной до 60—100 м потери воды с уплотнен¬
ной пашни при весеннем снеготаянии были в 4,8, а почвы — в 5,7 раз
больше, чем с зяби. Наиболее эрозионно опасными полями яв¬
ляются слаборазвитые озимые и многолетние травы 1-го года пользова¬
ния при летнем посеве по парам.
Выявлена прямая зависимость между количеством зимне-весенних
оттепелей и величиной стока. На уплотненной пашне смыв почвы имеет
прямую взаимосвязь с продолжительностью снеготаяния и запасами про¬
дуктивной влаги в почве перед уходом в зиму, а на зяби отмечается об¬
ратная зависимость между этими величинами, что объясняется особен¬
ностями формирования стока и прохождением смыва на различных агро¬
фонах. Среднегодовые потери почвы весной составили 1,6—10,2 т/га.
Эрозионно опасные ливневые осадки с интенсивностью дождя 0,5—
1,5 мм/мин выпадают 1 раз в 2 года.
Черноземы южные обладают противоэрозионной устойчивостью от
ливневой эрозии на полях, занятых многолетними травами и зерновыми
культурами. На паровых нолях, посевах пропашных и поздних культур
(просо) потери почвы на черноземах южных от ливневых осадков в сред¬
нем за год составляют 3,1 т/га.
Из общей суммы потерь почвы от водной эрозии, учтенных на скло¬
нах до 100 м длиной, около 40% теряется при ливневых осадках. При
нормальном развитии сельскохозяйственных культур и полном проектив¬
ном покрытии растительностью эрозия почв от ливневых осадков не от¬
мечается.
Продуктивность различных тйиов севооборотов определяется уровнем
плодородия смытых почв, погодными условиями, набором возделываемых
культур и рельефом поля.
Суммарный выход продукции за 16 лет наблюдений в полевом сево¬
обороте был на 23,2% выше, чем в почвозащитном. Уменьшение продук-
тивности почвозащитного севооборота произошло за счет звена многолет¬
них трав.
Более высокие потери почвы, а с ней и питательных элементов с эро¬
зионными стоками на склоне крутизной 5—7° отрицательно повлияли на
урожайность сельскохозяйственных культур. На склоне крутизной 2—3°
выход продукции был па 12,6% выше, а в почвозащитном — на 8,7%
выше, чем на более крутом склоне (5—7°).
Список литературы
1. Баранов А. Г. Оценка поверхностного стока талых вод с целью построения комп¬
лекса противоэрозиовных мероприятий //Тез. докл. «Комплекс противоэрозион-
ных мероприятий в действии». Ворошиловград, 1985. С. 55-56.
2. Бялый А. М. Водный режим в севообороте па черноземных почвах Юго-Востока.
JI.: Гидрометеоиздат, 1971. 23 с.
3. Заславский М. Я., Каштанов А. Н. Почвозащитное земледелие. М.: Россельхоэ-
издат, 1979. 205 с.
4. Кабанов Я. Г. Весенний сток и пути его уменьшения // Погода и засуха в По¬
волжье. Саратов. 1972. С. 147-270.
5. Кабанов Я. Г. Погода и поле. Саратов: Приволж. кн. изд-во, 1975. 240 с.
6. Калужский В. А. Комплекс агролесомелиоративных мероприятий и его воздей¬
ствие на сток и водную эрозию почв на Приволжской возвышенности: Автореф.
дис.... канд. с.-х. н. Саратов, 1970.
7. Качинский //. А. Замерзание, размерзание и влажность почвы в зимний сезон
в лесу и на полевых участках. М.: Изд-во МГУ, 1927. 168 с.
8. Косцов Г. В. Зависимость расхода наносов от расхода воды и уклона // Ме¬
теорология и гидрология. 1971. № 9. С. 65-69.
9. К узник Я. А. Агромелиоративные мероприятия, весенний сток и эрозия почв.
Л., 1962. 177 с.
10. К узник Я. А., Воронин Н. Г., Дик Э. Я. Противоэрозионный комплекс в По*
волжье. Саратов: Приволж. кн. изд-во, 1968. 90 с.
11. Львович М. Я. Человек и воды. М.: Географиз, 1963. 568 с.
12. Лысое А. В., Проездов П. Н. Формирование стока и смыва на южных чернозе¬
мах Приволжской возвышенности // Научно-техн. бюл.: Почвозащитное земле¬
делие. Вып. 1(36). Курск, 1983. С. 74-80.
13. Методические рекомендации по учету поверхности стока и смыва при изучении
водной эрозии. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 88 с.
14. Наумов С. В. Водная эрозия почв в Саратовской области. Саратов: Приволж. кн.
изд-во, 1970. 126 с.
15. Ревут Я. Б. Физика почв. М.; Колос, 1972. 368 с.
16. Скородумов А. М. Земледелие на склонах. Киев, 1970. 425 с.
17. Соболев С. С. Развитие эрозионных процессов на территории европейской части
СССР и борьба с ними. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 248 с.
18. Соболев С. С. Методика полевого опыта по борьбе с водной и ветровой эрозией
почв. М.: Почв, ин-тут им. В. В. Докучаева, 1970. 44 с.
19. Сурмач Г. Я. Водная эрозия и борьба с ней. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 254 с.
20. Сус Я. Я. Эрозия почв и борьба с ней. М.: Сельхозиздат, 1949. 350 с.
21. Сухарев Я. Я. Регулирование и использование местного стока. М.: Колос, 1967.
272 с.
22. Шибаев А. Я. Почвозащитное земледелие. Саратов, 1985. 93 с.
НПО «Элита Поволжья», Поступила в редакцию
Саратов 15.05.89
I. Г. MEDVEDEV, A. I. SHABAYEV
MANIFESTATIONS OF SOIL EROSION ON ARABLE LANDS
OF THE PRIVOLZHSKAYA UPLAND
The results of research on the influence of agrometeorological conditions on the
erosion processes are adduced. The straight dependence between the runoff coefficient
and the amount of strong winter — spring thaws, between the quantity of soil washed
away and stocks of productive moisture in the soil before winter was revealed for com¬
pacted arable lands. The opposite dependence between the quantity of soil washed away
and duration of snow melting was observed. The productivity of crops is determined
first of all by weather conditions, then by rotation type and field topography.
69
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Л* 11
К 30-ЛЕТИЮ БУРЯТСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ ВОН
ОТ РЕДКОЛЛЕГИИ
В текущем году исполняется 10 лет Бурятскому институту биологии и
30 лет Бурятскому отделению ВОП. Эта дата отмечается публикацией
серии статей почвоведов Бурятии, посвященных проблемам почвенного
покрова Прибайкалья.
Прогрессивное человечество ратует за сохранение Байкала и прила¬
гает максимум усилий к спасению уникального объекта природы, восста¬
новлению первозданного облика озера. Вряд ли следует доказывать, что
не только само озеро Байкал, но и окружающие его ландшафты должцы
быть предметом комплексного изученця. Самое пристальное внимание
следует обратить на почвы, поскольку им принадлежит важная экологи¬
ческая роль.
Публикуя статьи, посвященные почвам и почвенному покрову При¬
байкалья, редколлегия журнала «Почвоведение» надеется, что они будут
полезны в общем деле охраны природы, восстановления и научно обосно¬
ванного освоения почв региона.
Пользуясь случаем, редколлегия благодарит Биологический институт
и Бурятское отделение ВОП СО АН СССР за существенную материаль¬
ную поддержку журнала, направленную на его развитие.
УДК 631.432: 631.436
@ 1991 г.
Н. Б. БАДМАЕВ, В. И. ДУГАРОВ
ПОЧВЕННЫЕ КАТЕНЫ ЗАБАЙКАЛЬЯ: МОРФОЛОГИЯ,
СВОЙСТВА, ТЕПЛО- И ВЛАГООБЕСПЕЧЕННОСТЬ
Впервые для региона изучены вопросы формирования склоновых
почвенных топорядов, имеющих широкое распространение в Забайкалье.
Выявлена пространственная близость почв мерзлотного и немерзлотного
рядов и резкое различие почв разного местоположения в рельефе по
свойствам, режимным показателям и плодородию.
Наклопные поверхности (склоны) — наиболее распространенные фор¬
мы земного рельефа. По Демеку [6] они занимают до 90% площади кон¬
тинентов. По оценкам Спиридонова в СССР на горные районы приходится
75—80% территории (11). В Забайкальской горной стране склоновые
почвы занимают более 90%. К сожалению, работ по исследованию пере¬
распределения тепла и влаги в почвах склонов различной экспозиции и
крутизны крайне мало. Поэтому необходимость специальных крупно¬
70
масштабных исследований почвенного покрова Забайкалья, свойств и ре¬
жимов почв в системе мезорельефа назрела, и она диктуется не только
научным интересом, но и практической важностью их правильного ис¬
пользования в адаптированном к природным условиям земледелии.
Своеобразие почвообразования и специфическая дифференциация поч¬
венного покрова на склонах были замечены еще классиками генетического
почвоведения и для мезоформ рельефа получили отражение в понятиях
о топографии и топографическом ряде почв [9]. Более того, Высоцкий [3]
для основных четырех зон ЕТС дал схему типически повторяющихся на
протяжении склона почвенных топорядов, а также установил генетиче¬
скую взаимосвязь между почвами, занимающими различные, но вполне
определенные положения в рельефе, тем самым предвосхитив выделение
сочетаний Неуструевым [13] и катен Мильном [23, 24] и Олиером [25].
Исследования проводились в центральном Забайкалье — Еравнинской
озерной котловине. Природные условия почвообразования этого района
подробно описаны ранее [10].
По почвенному районированию регион относится к оригинальной мерз¬
лотной лесостепи, где в структуре почвенного покрова встречаются как
мерзлотные, так и длителыюсезонномерзлотные почвы — мерзлотные лу¬
гово-черноземные, мерзлотные луговые и черноземы [15].
В геоморфологическом отношении экспериментальный полигон-тран-
сект пересекает денудационно-соночную грядовую систему с абсолютной
высотой 895 м над ур. м. и относительной высотой — 30—40 м с простира¬
нием север-юг.
Это типичная для Забайкалья дисимметрия форм рельефа: южные
склоны крутые и укороченные, северные — пологие и протяженные. По
степени горизонтального и вертикального расчленения они относятся к
среднерасчлененным формам [18]. Расстояние между водораздельной ли¬
нией и тальвегом составляет от 400 до 600 м, перепад высот колеблется
в пределах 25—50 м.
Исследование почвенного покрова (топорядов) склоновых ландшаф¬
тов, а также его свойств и режимов проводилось согласно общепринятым
методам детального крупномасштабного картирования [4, 7, 12, 14, 16,
18,20,21].
Результаты детального картирования (1:2000) показывают, что поч¬
венный покров склоновых ландшафтов Забайкалья отличается большой
неоднородностью и контрастностью (рис. 1). Отмечается пространственная
близость почв мерзлотного и немерзлотного рядов. Основной фон иссле¬
дуемого участка составляют почвы мерзлотного ряда. Каждый ЭПА за¬
нимает строго определенное место в системе мезорельефа в соответствии
с условиями почвообразования, а несколько ЭПА по условиям сопряжен¬
ности образуют парагенетический ряд.
Для установления связи почв с рельефом через их положение в нем,
угол наклона и экспозицию склона, а также установления зависимости
водного и теплового режимов почв от совокупных свойств рельефа, нами
выделены следующие две катены (топоряда): лугово-степного склона
южной и лугово-лесного склона северной экспозиций. В состав почвенного
покрова лугово-степной катены склона южной экспозиции входят мерз¬
лотные серые лесные щебнистые почвы элювиального местоположения,
черноземы мучнисто-карбонатные скелетные сезонномерзлотные транзит¬
ной части склона и мерзлотные лугово-черноземные почвы подгорного де¬
лювиального шлейфа. Все перечисленные компопенты дайной катены на¬
ходятся под пашней.
71
Рис. 1. Почвенный покров и геомор¬
фологический профиль (по линии
А—Б) экспериментального участка.
Почвы: 1 - мерзлотные серые лесные
(лесостепная растительность); 2 -
мерзлотные серые лесные (пашня);
3 - мерзлотные серые лесные (бере¬
зово-лиственничный лес); 4 - мерз¬
лотные луговые (пашня); 5 - мерз¬
лотные лугово-черноземные (паш¬
ня) ; 6 — сезонномерзлотные чернозе¬
мы (пашня). А-Б - полигон-тран-
сект: от шлейфа склона южной экс¬
позиции (А), через водораздел, до
шлейфа склона северной экспози¬
ции (Б).
Рис. 2. Пространственно-временная
изменчивость температуры (°С) - I -
и влажности (% от объема) - II -
почвенных топорядов (на глубине
0,1-0,2 м).
Рис. 1
Рис. 2
Лугово-лесная катена склона северной ориентации также включает
мерзлотные серые лесные щебнистые почвы элювиальной части ландшафт
та под растительностью лесостепного облика и пашней. Другие компонен¬
ты — это мерзлотные серые лесные щебнистые почвы трансэлювиальной
части пологого склона под антропогенно-разреженным березово-листвен¬
ничным крупнотравным лесом, мерзлотные лугово-черноземные суглини-
стые почвы пологонаклонные к северу на щебнисто-суглинистом делюви¬
альном шлейфе под пашней и пахотные мерзлотные луговые суглинистые
почвы на делювиально-аллювиальных гравийно-песчаных отложениях.
72
Морфологические характеристики выделенных почв существенно раз*
личаются в зависимости от местоположения почвы в ландшафте. Так,
мерзлотные серые лесные почвы элювиальной части и черноземы мучни¬
сто-карбонатные, формирующиеся в транзитной части склона южной экс¬
позиции характеризуются высокой скелетностью и незначительным по
мощности профилем. Почвы мерзлотного ряда, особенно склона северной
экспозиции, отличаются мощным профилем, преобладанием тонкодис-
нерсных частиц в гранулометрическом составе, а также яркими призна¬
ками криогенных процессов и гидроморфизма: морозобойные трещины,
криотурбации, неоднородность цветовых гамм от охристых до сизоватых,
даже зеленоватых и ярко-красных оттенков, обусловленных свойствами
почвообразующей породы и периодическим переувлажнением. Криогенез
в почвах вызывает также языковатость границ генетических горизонтов,
надмерзлотную ретинизацию гумуса и явные признаки оглеения, что осо-
бенйо четко проявляется в мерзлотных луговых почвах.
Для дополнения морфогенетической характеристики почвенных топо-
рядов полигона-трансекта приведем результаты измерений и расчетов па¬
раметров варьирования мощности отдельных горизонтов. По параметрам
статистического варьирования отмечается четкий характер различия почв
мерзлотного и немерзлотного рядов (табл. 1). Черноземы мучнисто-карбо-
патные транзитной части склона южной экспозиции имеют наименьшие
показатели дисперсии; все почвы мерзлотного ряда, независимо от место¬
положения, характеризуются большими колебаниями мощности горизон¬
тов, что обусловлено дезорганизующим влиянием почвенного криогенеза.
Лесная подстилка, характеризующая поверхностную часть мерзлотных
серых лесных почв под березово-лиственничным лесом, при /1=25 имеет
среднюю мощность 1,1 см. Вариабельность ее, оцениваемая стандартным
отклонением и коэффициентом вариации весьма высока. Для гумусового
горизонта высокая величина коэффициента вариации, как и ожидалось,
приурочена к аккумулятивным позициям обеих катен и к трансэлювиаль¬
ной части склона северной экспозиции.
Мощность гумусового горизонта почвенных топорядов варьирует в до-*
вольно широких пределах. Минимальная ее величина (10—12 см) харак¬
терна для почв водораздельной части, максимальная (37—42 см) отме¬
чается в аккумулятивных частях ландшафта. Среди последних самая
большая мощность гумусового горизонта приурочена к шлейфам крутых
склонов южной экспозиции, что объясняется более интенсивным сносом
материала и его накоплением, по сравнению с пологими склонами проти¬
воположных ориентаций. Резкое уменьшение мощности гумусового гори*
зонта в элювиальных условиях вызвано как ослабленностью процесса
гумификации под малопродуктивными фитоценозами на грубоскелетном
субстрате, так и выносом плодородного мелкозема с водно-воздушными
потоками при распашке почв.
Горизонт АВ мерзлотных серых лесных почв имеет некоторые особен¬
ности в зависимости от угодий. Антропогенное воздействие на почву вызы¬
вает некоторое уменьшение мощности горизонта и величины ее вариа¬
бельности. Характер случайных колебаний величины мощности гор. В и
Вк имеет такие же тенденции. Большие величины среднего значения и
широкий диапазон колебания характерны для мерзлотных почв аккуму¬
лятивных позиций. Более устойчивый характер варьирования имеют
сезонномерзлотные черноземы.
Таким образом, в формировании различного морфологического облика
почвенных топорядов склоновых ландшафтов определяющую роль играет
73
Параметры варьирования мощностей горизонта почвенных топорядов
Таблица I
Горизонт, мощность, см
Почвы и положение в рельефе
(илощадь, га)
Ао
А
АВ
в
Вк
X
а
V
X
а
V
X
О
V
X
а
V
X
о
V
ШЮСп. мерзлотные лугово-черно¬
земные пашня (200)
-
j |
30,5
|
7,1
23,0
-
-
-
20,7
18,2
87,9
58,6
36,3
62,3
ЮСп, черноземы мучписто-карбо-
патные, пашня (79)
-
1 - 1
! “
23,2
2,8
12,1
-
-
-
23,3
2,0
8,6
57,2
1,6
2,8
Вп, мерзлотные серые лесные,
пашня (19)
i
i.
22,9
3,7
16,2
18,6
5,2
27,9
25,3
3,4
13,4
—
-
-
Вц, мерзлотные серые лесные, ле¬
состепная растительность (21)
-
\
1
i
1
i
12,8
1,9
14,8
37,3
22,9
61,4
38,3
15,0
16,7
—
-
-
ССл, мерзлотные серые лесные
березово-лиственничный лес (25)
1.1
0,9
81,8
14,8
4.7
31,8
33,4
15,9
47,6
45,7
3,1
1
6,8
—
-
-
ССп, мерзлотные лугово-черно¬
земные, пашня
-
-
28,3
5,5
19,4
—
-
—
28,3
15,7
55,5
32,2
2,6
8,2
ШССп, мерзлотные луговые, паш-
пя (56)
-
-
-
29,8
5,6
18,8
—
—
—
28,2
8,1
28,9
37,0
7,1
19,2
Примечание, х — среднее значение признана; а —дисперсия; V — коэффициент вариации. %. ШЮСп — шлейф (аккумулятивная часть) склона
южной экспозиции; ЮСп — транзитная часть того же склона; Вп — элювиальная часть ландшафта; Вц — элювиальная часть ландшафта, целика;
ССл — трансэлювиальная часть склона северной экспозиции, березово-лиственничный лее;ССп — трансаккумулятивная часть того же склона, паш¬
ня; ШССп — шлейф (аккумулятивная часть) того же склона, пашня.
местоположение в рельефе, крутизна и экспозиция склона, что в конеч¬
ном итоге обусловливает характер естественного дренажа. Последний,
как известно, влияет на интенсивность проявления криогенных процес¬
сов [22].
В зависимости от местоположения в ландшафте почвы выделенных
топорядов существенно различаются по плодородию и водно-тепловым ха¬
рактеристикам [1, 2]. Так, мерзлотные серые лесные почвы элювиальной
части ландшафта в пахотном слое содержат 3,3—3,5% гумуса, актуальная
кислотность здесь близка к нейтральной. Однако с глубиной кислотность
раствора понижается до 5,3—4,6. Поглощенные основания в пахотном
слое составляют 22—24 мг-экв/100 г почвы.
Мерзлотные лугово-черноземные и мерзлотные луговые почвы облада¬
ют высоким потенциальным плодородием и благоприятной реакцией сре¬
ды. Содержание гумуса в пахотном горизонте колеблется в пределах от
5,5% до 7,7%, сумма поглощенных оснований составляет 20,5—35,1 мг-
экв/100 г почвы. В отличие от почв мерзлотного ряда, сезонномерзлотные
черноземы характеризуются низким содержанием гумуса (3,4—3,6%),
выщелоченностью профиля, относительно высоким содержанием подвиж¬
ных форм Р205 и К20, соответственно 10,8 и 28,9 мг/100 г почвы в пахот¬
ном горизонте. Сумма поглощенных оснований данных почв составляет
16,1—18,5 мг-экв/100 г почвы.
Из физических свойств почвенных топорядов следует отметить «утяже¬
ление» гранулометрического состава в аккумулятивных частях ландшаф¬
та. Самыми «легкими» и скелетными в спектре изучаемых почв являются
черноземы транзитной части склона южной экспозиции. Здесь преобла¬
дают пылевато-песчаные легкосуглинистые разновидности. Доля скелет¬
ных фракций (>1 мм) в почвах элювиальной и транзитной частей склона
южной экспозиции составляет 58—63% в пахотном горизонте, достигая
максимума в горизонте материнской породы (до 78—88%). В мерзлотных
почвах, формирующихся на пологом склоне северной экспозиции, доля
мелкозема (<1 мм) в пахотном слое составляет до 47—50% и 51—57%
в средней и нижней частях профиля.
Водопроницаемость всех почвенных топорядов высокая, а в зоне моро-
зобойных трещин с гумусированным заполнителем излишне высокая.
Вследствие этого эрозионные процессы ослаблены даже на крутых
склонах.
Сопряженные во времени и пространстве исследования выявили объек-
тивные критерии различия изученных почв по свойствам и влияния на
эти свойства экологических условий местоположения. Это позволило сфор¬
мировать дисперсионный однофакторный комплекс.
Расчеты показали, что ландшафтно-экологический фон, в котором учи¬
тываются положение почв в рельефе, экспозиция склона, гранулометри)-
ческий состав почв и пород, характер мерзлотности, достоверно влияет н{*
такие важнейшие свойства и показатели почв, как содержание обменных
оснований, гидролизуемого азота, кислотность раствора, величины объем¬
ной массы и наименьшей влагоемкости (табл. 2). На гумусированность
почв при данном общем обт>еме выборки (п= 12) влияние изучаемого
комплекса факторов оказалось недостоверным (критерий Фишера факти¬
ческий меньше табличного). Однако из математической статистики [8]
известно, что недостоверная оценка еще не является достаточной. Види¬
мо, это тот случай, когда увеличение выборки может дать логически за¬
кономерный результат.
75
Нами сделана оценка роли рельефа в перераспределении осадков и ис¬
паряемости. Исследованиями микроклиматологов [5] показано, что в ус¬
ловиях мезорельефа на территории ЕТС осадки варьируют столь незначи¬
тельно, что этим можно пренебречь. Что касается испаряемости, то пока¬
заны некоторые различия.
Коэффициент перераспределения испаряемости также сильно варьи¬
рует в зависимости от рельефа и по месяцам. В первой половине лета
различие но испаряемости между почвами транзитных частей разноэкспо-
нированных склонов составляет 85%* достигая максимальных величин
во влажную вторую половину лета (до 123%) и несколько снижаясь к на¬
чалу осени (до 110%). В целом за вегетационный период рельеф, как
фактор перераспределения солнечной энергии, повышает испаряемость
черноземов транзитной части склона южной экспозиции на 19% и умень¬
шает на 87% величину испаряемости мерзлотных серых лесных почв под
лесом и на 17—19% мерзлотных лугово-черноземных и мерзлотных луго¬
вых почв склона северной экспозиции (табл. 3).
Таким образом, экспериментальные данные по осадкам и испаряемо¬
сти и их коэффициенты перераспределения по элементам рельефа показы¬
вают четкую неоднородность по этим показателям и свидетельствуют, что
выделенные почвы формируются и развиваются в различных ландшафтно¬
экологических условиях, что в конечном счете влияет на их свойства и
режимы.
Исследования по принципу комплексной ординации [17, 19] позво¬
ляют выявить достоверные различия таких динамических свойств, как
температура и влажность.
Для познания пространствено-временной изменчивости этих важных
характеристик почвенного климата, нами проведена термогидросъемка на
полигоне-трансекте по 5 створам через каждые 20 м на протяжении 880 м
от тальвега, через склон южной экспозиции, элювиальную (водораздель¬
ную) часть, склон северной экспозиции до следующего тальвега. Темпера¬
тура измерялась транзисторным термощупом па глубине 0,2 м, влажность
определялась в слое 0,1—0,2 м.
Результаты сплошной термосъемки показывают дифференциацию по
теплообеспеченности почвенных топорядов склоновых ландшафтов. На¬
блюдается постоянно слабая обеспеченность теплом почвенных топорядов
склона северной экспозиции. Особенно слабо обеспечены теплом мерзлот-
ные серые лесные почвы под березово-лиственничным лесом. Здесь почвы
Таблица 2
Статистическая оценка влияния комплекса ландшафтно-экологических условий
на некоторые почвенные свойства
Показатель
Влияние факторов, %
Оценка достоверности
изучаемых
других
влияния
Содержание гумуса
45
55
F <t>=2,19<F о,95=4,1
Содержание обменных оснований
71
29
^ф = 6,55>^0,95 = 4,1
(Ca+Mg)
Актуальная кислотность раствора
75
25
/ф= 15,66>F0, «9=9,0
(pH водный)
Содержание гидролизуемого азота
57
43
^ф=3,99>^0,95=3,2
Плотность
79
21
^ф=9,70>^0 99=7,6
Наименьшая влагоемкость
55
45
f\„=6,55>F0,99=5,3
76
Таблица 3
Коэффициенты перераспределения осадков н испаряемости по элементам
рельефа
Положение
в рельефе
С 28.05 по 28.0в
С 29.06 по 09.09
С 10.09 по 13.10
За вегета¬
ционный
период
О
И
О
И
О
и
О
И
Вп
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
Вц
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
1,00
ЮСп
1,03
1,13
0,94
1,31
0,94
1,14
0,97
1.19
ШЮСп
0,95
0,94
0,95
0,99
0,98
1,03
0,96
0,99
ССл
0,89
0.28
0,87
0.08
0,89
0,04
0,88
0,13
ССп
0,98
0,80
0.98
0,70
0,97
0,92
0,98
0,81
ШССп
0,99
0,80
0,98
0,77
0,98
0,92
0,98
0,83
Примечание. О — осадки, И — испаряемость. Расшифровка наблюдательных точек (Вп
и т. д.) дана в табл. 1.
достигают биологически активных температур только в начале июля. Тог¬
да, как на склонах противоположных экспозиций температура почвы на
глубине 0,2 м достигает 10,7° С уже в третьей декаде мая. Постоянная
холодность также отмечается на мерзлотных лугово-черноземных и мерз¬
лотных луговых почвах склона северной экспозиции. Наибольшее прогре¬
вание почв происходит в элювиальной и транзитной частях южной экспо¬
зиции, где в летние месяцы температура на глубине 0,2 м достигает мак¬
симальных величин — 18,5—20,1° С, а температура 10° С удерживается до
первых чисел октября. Промерзание почв на исследованной глубине на¬
чинается в середине — конце октября. В это время самые низкие темпе¬
ратуры приурочены к мерзлотным почвам под березово-лиственничным
лесом и шлейфам склона северной экспозиции (рис. 2).
Анализ данных пространственно-временной изменчивости влажности
почвенных топорядов показывает наличие зон различной влагообеспечен-
ности в зависимости от местоположения в рельефе. Наиболее засушливы¬
ми условиями характеризуются черноземы транзитной части склона юж¬
ной экспозиции. Здесь влажность за летний сезон снижалась до величины
ВЗ. Не менее иссушенными оказались мерзлотные серые лесные почвы,
формирующиеся на элювиальной позиции ландшафта. Последние, под
березово-лиственничным лесом более влагообеспечены, чем почвы склона
противоположной экспозиции и элювиальной части ландшафта. Наиболее
обеспечены влагой в течение всего вегетационного периода тонкодисперс¬
ные мерзлотные почвы трансаккумулятивных и аккумулятивных частей
ландшафта, особенно склона северной экспозиции.
Таким образом, в течение всего вегетационного периода изученные
почвенные топоряды существенно отличаются друг от друга по тепло- и
влагообеспеченности. Накопление тепла и влаги в почвах различных экс¬
позиций происходит дифференцированно, в зависимости от конкретных
ландшафтно-экологических условий (положение в рельефе, экспозиция и
крутизна).
Пространственная неоднородность почвенных топорядов Забайкалья
по свойствам и показателям почвенного климата подтверждается реаль¬
ными величинами урожайности, полученными на данных почвах. Не ка-
77
саясь пока их средних показателей, следует отметить характер вариации
урожайности в зависимости от местоположения в ландшафте. Обращают
внимание высокие коэффициенты вариабельности урожайности на мерз¬
лотных почвах (25,3—28,0%), особенно в аккумулятивных частях ланд¬
шафта, что обусловлено влиянием криогенеза на свойства и режимные
показатели почв мерзлотного ряда. Относительно невысоким коэффициен¬
том вариации характеризуются сезонномерзлотные черноземы транзитной
части склона южной экспозиции.
Анализ данных средних величин урожайности показывает тесную
связь с физическими свойствами и температурно-влажностными условия¬
ми почвенного климата. Минимальная урожайность (8,5 ц/га) наблюдает¬
ся на скелетных и легких по гранулометрическому составу сезонномерз¬
лотных черноземах транзитной части склона южной экспозиции, ха¬
рактеризующихся высокой теплообеспеченностью и низкими величинами
влажности. Несколько выше урожайность на мерзлотных серых лесных
почвах элювиальной части ландшафта (13,2 ц/га), вследствие лучшей их
влагообеспеченности. Тонкодисперсные мерзлотные почвы аккумулятив¬
ных частей ландшафта характеризуются более высокой урожайностью;
ее величина колеблется в пределах 21,3—22,6 ц/га. Максимальная уро¬
жайность наблюдается на мерзлотных лугово-черноземных почвах транс¬
аккумулятивной части склона северной экспозиции. Именно в почвах
данной позиции создается наиболее оптимальное сочетание тепла и влаги,
обусловливающее наибольшую урожайность (34,0 ц/га). В остальных
случаях возможность получения высоких урожаев лимитируется либо
невысоким содержанием влаги (черноземы транзитной части склона юж¬
ной экспозиции), либо дефицитом тепла (мерзлотные почвы аккумуля¬
тивных частей ландшафта).
Первопричиной пространственной неоднородности является рельеф,
который неравномерно перераспределяет солнечную энергию и создает
разнообразие ландшафтно-экологических условий для почвообразования.
Пространственная неоднородность почвенных рядов по плодородию,
тепло- и влагообеспеченности указывает на необходимость разработки
строго дифференцированной, адаптивно-организованной системы земледе¬
лия в горном Забайкалье.
Список литературы
1. Бадмаев И. Б. Неоднородность почв склоновых ландшафтов Забайкалья // Био¬
логические ресурсы и проблемы экологии Сибири. Улан-Удэ, 1990. С. 46-48.
2. Бадмаев И. Б., Куликов А. И. Влияние экспозиции на плодородие почв склопо-
вых ландшафтов Забайкалья // Экологические проблемы в почвоведении и зем¬
леделии. Курск, 1991. С. 79-80.
3. Высоцкий Г. Н. Об оро-климатических основах классификации почв // Почвове»
дение. 1906. № 1. С. 3-18.
4. Годелъман Я. М. Неоднородность почвенного покрова и использование земель.
М.: Наука, 1981. 200 с.
5. Гольцберг И. А. Микроклимат холмистого рельефа. JI.: Гидрометеоиздат, 1976.
201 с.
6. Демек Д. Теория систем и изучение ландшафта. М.: Прогресс, 1977. 223 с.
7. Джеррард А. Д. Почвы и формы рельефа. JI.: Недра, 1984. 208 с.
8. Дмитриев Е. А. Математическая статистика в почвоведении. М.: Изд-во МГУ,
1972. 292 с.
9. Докучаев В. В. Избранные сочипения. М.: Сельхозгиз, 1954. 708 с.
10. Дугаров В. И., Куликов А. И. Агрофизические свойства мерзлотных почв. Ново¬
сибирск: Наука, 1990. 255 с.
11. Заславский М. Н. Эрозиоведение. Основы противоэрозиопного земледелия. М.:
Высшая школа, 1987. 376 с.
78
12. Корсунов В. М., Красеха Е. И. Пространственная организация почвенного по¬
крова. Новосибирск: Наука, 1990. 200 с.
13. Неуструев С. С. О почвенных комбинациях равнинных и горных стран // Почво¬
ведение. 1915. № 1. С. 62-73.
14. Общесоюзная инструкция по почвенным обследованиям и составлению крупно¬
масштабных почвенных карт землепользований. М.: Колос, 1973. 94 с.
15. Почвенное районирование Байкальской Сибири. Улан-Удэ, 1960. 66 с.
16. Роде А. А. Основы учения о почвенной влаге. J1.: Гидрометеоиздат, 1969. Т. 1.
663 с., 1969. Т. 2. 287 с.
17. Снытко В. А. Геохимические исследования метаболизма в геосистемах. Новоси¬
бирск: Наука, 1978. 149 с.
18. Составление и использование почвенных карт. М.: Агропромиздат, 1987. 272 с.
19. Сочава В. Б. Введение в учение о геосистемах. Новосибирск: Наука, 1973.
319 с.
20. Структура почвенного покрова и методы ее изучения. М.: Наука, 1973. 256 с.
21. Фридланд В. М. Структура почвенного покрова. М.: Мысль, 1972. 424 с.
22. Худяков О. И. Криогенез и почвообразование. Пущино, 1984. 235 с.
23. Milne G. Some suggested units of classification and mapping particulariy for East
African soils 11 Soil Pes. 1935. Vol. 4. N 3.
24. Milne G. Normal erosion a factor in soil profile development//Nature. 1936. N 138.
P. 549-598.
25. Oilier C. D. Catenas in different climates I I Geomorphology and climate. Willy, Lon¬
don, 1976. P. 137-169.
Бурятский институт биологии,
Улан-Удэ
N. В. BADMAEV, V. I. DUGAROV
SOIL CATENAS IN TRANS-BAIKAL REGION:
MORPHOLOGY, PROPERTIES, HEAT AND WATER SUPPLY
The problems as related to the catenas formation, widely spread in Trans-Baikal re¬
gion have been studied for the first time. Spatial proximity of soils in cryogenic and
non-cryogenic catenas as well as evident differences between soils located in different
parts of the relief due to their properties, regime indicies and the fertility have been
established.
Поступила it редакцию
16.05.91
79
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 11
1991
УДК 631.4
© 1991 г.
Ц. X. ЦЫБЖИТОВ
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КАШТАНОВЫХ ПОЧВ
БАССЕЙНА 03. БАЙКАЛ
Впервые обосновано выделепие на правах подтипа песчаных и лито¬
генных каштановых почв. Каштановые почвы не прошли древнюю ста¬
дию гидроморфизма, поэтому в их профиле практически отсутствуют
гидрогенное соленакопление и гипсовый горизонт. Содержание солей не
связано с периодически промывным типом водного режима, как это пред¬
полагалось ранее.
Каштановые почвы являются доминирующими в степных ландшафтах
советской и монгольской частей бассейна оз. Байкал. Несмотря на круп¬
ные достижения в изучении каштановых почв Забайкалья и Монголии
[5, 6, 8, 13], некоторые вопросы их генезиса и классификации остаются
дискуссионными. Так, имеются противоречия в определении типа водного
режима, не установлены причины низкого содержания или отсутствия
легкорастворимых солей, не выяснено происхождение «мучнистых» выде¬
лений карбонатов.
Нами на территории бассейна оз. Байкал выделено четыре подтипа
каштановых почв: каштановые типичные, темно-каштановые типичные,
каштановые песчаные, каштановые литогенные. Последние два подтипа
на рассматриваемой территории занимают большие площади.
Разделение каштановых и темно-каштановых почв в полевых условиях
представляет трудную задачу. Дело в том, что спецификой каштановых
почв является достаточно темный цвет за счет гумусово-глинистой пленки,
т. е. покрывающей минеральные зерна. Образцы при растирании свет¬
леют, так как крупные песчаные фракции размельчаются и интенсивность
цветового фона разбавляется. Поэтому для окончательного решения под-
типовой принадлежности необходимы лабораторные определения содер¬
жания гумуса и гранулометрического состава. При этом следует учесть,
что в криоаридных условиях содержание гумуса сильно зависит от гра¬
нулометрического состава. В связи с этим была разработана опорная шка¬
ла с учетом гранулометрического состава (табл. 1).
На уровне подтипа нами выделяются каштановые песчаные почвы. По
генезису они отличаются от обычных каштановых почв [11]. В период
голоценового оптимума эоловые пески заросли степной растительностью.
При этом несмотря на жесткие климатические ограничения, в песчаных
почвах успел сформироваться гумусовый горизонт (с содержанием гумуса
не более 1—2%). Карбонатный горизонт начинается с глубины 80—90 см
и содержит 1—3% С02 карбонатов. В различных геоморфологических ус¬
ловиях глубина вскипания почв сильно варьирует, тем фиксируя циклы
влажных лет. В основном карбонаты представлены в профиле почв слабой
мучнистой пропиткой. Можно предположить, что роль ветра сводится не
только к дефляции почв, но и к их созданию. Причем при использовании
почв рассматриваемого региона в сельском хозяйстве необходимо учиты-
80
Таблица 1
Характеристика подтипов каштановых почв
Подтип почв
Содержание гумуса (%) в гор. Ai
по разновидностям гранулометриче¬
ского состава
легкосуглинистые
супесчаные
Каштановые
2-3
1,5-2
Т емно-каштановые
3-5
2-3
Каштановые песчаные
1
-2
Каштановые литогенные
Градация еще не разработана
Таблица 2
Мощность гор. А1 и содержание корневой массы в каштановых почвах
Легкосуглинистые
Супесчаные
Песчаные
Показатель
1
о
3
1
2
3
1
2
3
Каштановые
почвы
Мощность, см I
Масса корней, ц/га |
1 27
1 18
128
1 38
127
| 20
63
| 36
| 22
1 «
| 30
Темно-каштановые почвы
Мощность, см I
Масса корней, ц/га |
| 29
| 20
142
1 42
j 28
| 20
120
1 38 |
- 1
1 - 1
1 -
Примечание. Здесь и в табл. 3: 1 — средние, 2 — минимальные, 3 — максимальные зна¬
чения.
вать их легкую ранимость и быструю реакцию на любые антропогенные
воздействия.
Каштановые литогенные почвы широко распространены на равнинах
и в горах на местах выходов массивнокристаллических пород. Эти специ¬
фические участки представляют собой как выровненные пенепленизиро-
ванные пространства, где плотные породы едва покрыты небольшим чех¬
лом элювия и элюво-делювия, так и гористые массивы с крупными ска¬
листыми останцами выветривания. Их поверхность представляет собой
оголенные или покрытые лишайниками россыпями камней, среди которых
кое-где попадаются низкие, прижатые к земле травы. Там, где между кам¬
ней скопился мелкозем, в травостое сложились определенные фитоцено-
тические отношения. Мы описываем сообщества таких растений как фор¬
мацию, типичную для региона.
В литературе [6, 8] каштановые литогенные почвы описываются на
уровне рода под следующими названиями: слаборазвитые, литогенные
кислые, степные примитивные. Морфология каштановых литогенных почв
и их физико-химические свойства не описаны. На мелкомасштабных поч¬
венных картах они образуют довольно большие контуры и широко рас¬
пространены, особенно в монгольской части бассейна, поэтому предлага¬
ется выделить их на уровне подтипа.
Специфика сухих степей региона заключается в очень низкой продук¬
тивности как надземной, так и подземной (корневой) растительной мас-
81
Таблица 3
Уровень варьирования верхней границы вскипания (см) каштановых
типичных почв от НС1
Легкосуглииистые
Супесчаные
Песчаные
1
2
3
1
2
3
1
2
3
Каштановые почвы
55 | 20 | 90 | 50 | 31 | 70 | 65 | 50 | 80
Темно-каштановые почвы
41 | 26 [| 56 | . 38 | 24 Ц 53 | - | - |
Примечание, i — средние, 2 — минимальные, 3 — максимальные значения.
Таблица 4
Водопроницаемость в различные интервалы времени при t = 10° С
(в числителе - мм/ч, в знаменателе - мм/мин)
Интервалы наблюдений, ч
Впитано
воды за 6 ч,
мм
Средняя
1
2
3
4
5
6
скорость по¬
ступления
воды в поч¬
ву, мм/мин
Каштановая целинная почва, разр. 7
292
254 I
1 247 1
1 248 1
1 194 1
1 190 1
1452 1
3,9
4,8
4,2 |
4,1
1 4,1 |
1 3,2 |
3,1 1
Каштановая пахотная почва, разр. 24
275 I
1 167 1
1 141 1
1 140 1
136 I
136 I
955
2.7
4,6 |
1 2,8 |
2,3 |
1 2,3 |
2,3 1
2,3 |
сы. По данным исследований геоботаников [3], средняя урожайность су¬
хой массы мелкозлаковых и мелкозлаково-разнотравных травостоев со¬
ставляет 3—4 ц/га, что вдвое меньше урожайности заволжских и казах¬
станских сухих степей. Соответственно с этим невелика и корневая масса,
развиваемая сухостепной растительностью. Причем она развивается в
самом поверхностном слое почвы, ввиду ее неглубокого промачивания.
Суммарное количество корневой массы (табл. 2) коррелирует с грану¬
лометрическим составом и подтипом почвы. Сумма живых и прочих кор¬
ней (негумифицированные и гумифицированные остатки) в гор. А1 варьи¬
рует от 83 до 142 ц/га. В нем сосредоточено около 80—90% корневой
массы. При этом мощность гумусово-аккумулятивного горизонта в сред¬
нем для каштановых легкосуглинистых и супесчаных почв составляет 27,
для песчаных — 22 см. Эти же показатели для темно-каштановых легко¬
суглинистых почв составляют 29, а для супесчаных — 28 см.
Еще одна особенность каштановых почв региона — наличие в профиле
карбонатов в виде мучнистой йропитки при однородном легкосуглинистом,
супесчаном и песчаном гранулометрическом составе, а в случае появления
в них щебня и камня карбонаты концентрируются по гнездам. В гор. Дк
при грубообломочных, щебеночных или галечных породах карбонаты вы¬
деляются на нижней стороне камней в виде натечных корочек. В боль-
82
шинстве каштановых почв европейской части СССР, Южной Сибири и
Казахстана под карбонатным горизонтом или в нижней его части лежит
сульфатный горизонт, содержащий обильные выделения гипса. В этом же
горизонте содержится значительное количество легкорастворимых суль¬
фатов и хлоридов.
Каштановые почвы бассейна оз. Байкал, Забайкалья и Монголии не
имеют гипсового горизонта. Эта региональная особенность каштановых
почв использована для выделения класса степных криоаридных безгип-
совых почв.
Известно, что уровень верхней границы вскипания варьирует в широ¬
ких пределах — от верхней границы гор. Л1 до гор. Вк (90 см). В табл. 3
приведены колебания верхнего уровня вскипания карбонатов от НС1, при¬
чем коррелятивная связь между подтипами и их разновидностями не об¬
наружена. Поэтому этот диагностический показатель, ранее принимав¬
шийся как критерий для разделения стенных почв на подтипы, использо¬
ван нами как родовой признак.
Все каштановые почвы региона формируются на легких почвообразую¬
щих породах и имеют легкосуглинистый, супесчаный и песчаный грану¬
лометрический состав. Щебнистые легкие суглинки и супеси содержат
физического песка от 72 до 1)2%. Соответственно на долю физической гли¬
ны приходится от 8 до 28%. Легкосуглинистые почвы в гор. А1 в среднем
содержат средней, мелкой ныл и и ила 24%, а супесчаные — 15%.
Каштановые песчаные почвы отличаются маловыразительным морфо~
логическим профилем, растянутостью гумусового горизонта, часто нали¬
чие погребенных горизонтов (связанное с перевеванием песков), выявляе¬
мых по интенсивности гумусовой прокраски. В гор. А1 содержание физи¬
ческой глины варьирует от 7 до 9%. Во всех разновидностях рассматри¬
ваемых почв сравнительно однородное распределение всех гранулометри¬
ческих фракций нарушается в нижних горизонтах прослойками легкого
суглинка на фоне песка, супеси.
Практически во всех разрезах отмечается увеличение содержания или¬
стой фракции в верхних горизонтах за счет более интенсивного выветри¬
вания первичных минералов и почвообразования.
Следует остановиться на почвах разрезов 7 и 24, где нами проводились
многолетние стационарные исследования. Это каштановые супесчаные и
песчаные почвы, развитые на практически однородных рыхлых супесча¬
ных и песчаных отложениях. В почве разр. 7 на глубине 470 см присут¬
ствует слой среднего суглинка с содержанием физической глины 40%.
Этот слой служит естественным экраном, на котором аккумулируются
подвижные легкорастворимые соли. В нем содержится такое же количе¬
ство хлоридов и сульфатов, как и в вышележащей толще, что при отсут¬
ствии влияния гидроморфизма можно связать с вещественным составом
почвообразующих пород. Для выяснения этого вопроса был проведен де¬
тальный минералогический анализ профиля почвы [13], с помощью кото¬
рого выявлено присутствие слабо устойчивых к выветриванию триокта-
эдрических хлоритов и отсутствие минералов монтомориллонитовой и као-
линитовой групп.
Данные гранулометрического и минералогического составов показыва¬
ют, что эти почвы образовались на сортированном эоловом песке, где гра¬
ни и поверхности зерен окатаны, как и в почве разр. 24. Последняя обра¬
зовалась в результате развития дернового процесса на эоловых песках
8 период голоценового климатического максимума без влияния грун¬
товых вод.
8£
Содержание физического песка в гор. Апах составляет 91%, а в ниже¬
лежащих гор. Вк и Ск варьирует от 89 до 97% (разр. 24). В песчаных
фракциях основными минералами являются кварц и полевой шпат, со-
ставляя в среднем 35 и 62% соответственно. Таким образом, почвы раз¬
резов 7 и 24 по всем рассмотренным параметрам являются типичными
представителями каштановых почв межгорных котловин, сформирован¬
ных на четвертичных рыхлых отложениях. Стационарные исследования
каштановых почв региона проведены различными исследователями в раз¬
ные периоды времени. Водно-физические свойства специально не изуча-
лись, и некоторые сведения (НВ, ВЗ, МГ) даются попутно, по ходу об¬
суждения материала по режиму влажности.
Объемная масса исследуемых почв в основном зависит от грануломет¬
рического состава, содержания гумуса и структурности. В гор. А1 целин¬
ной супесчаной почвы (разр. 7) она составляет 1,38—1,54 г/см3. В песча¬
ной пахотной почве (разр. 24) этот показатель несколько больше и варьи¬
рует от 1,48 до 1,65 г/см3. Удельная масса целинной почвы колеблется от
2,50 до 2,59, а пахотной песчаной от 2,69 до 2,72 г/см3. С глубиной объем¬
ная масса увеличивается в целинной супесчаной почве до 1,79, а в пес¬
чаной до 1,89 г/см3. При этом увеличения удельной массы в обеих почвах
не наблюдается. Довольно высокие показатели объемной массы указы¬
вают на оптимальную уплотненность почвогрунтов, что исключает их
просадку в случае орошения.
С удельной и объемной массой тесно связана общая пористость, кото¬
рая в гор. А1 целинной почвы варьирует от 39,1 до 44,8%, в пахотной —
44,9—45,2%. В нижних горизонтах пористость уменьшается в целинной
почве до 23, в песчаной до 32%* Размеры пор в гор. А1 по микроморфо-
логическим исследованиям составляют большей частью десятые и сотые
доли миллиметра, диаметр отдельных из них доходит до 2 мм, биопоры
в основном имеют размеры 1,5—3,0 мм.
Изучение дифференциальной пористости супесчаных каштановых почв
показало [10] преобладание крупных пор. Так, ~70% общей пористости
составляют поры с диаметром >3 мкм. В рассматриваемых нами супесча¬
ных почвах максимальный диаметр пор 2 мм, что создает благоприятные
условия для аэрации диффузного движения водяных паров. В разр. 7 и
24 ц слое 0—100 с количество свободных пор аэрации при НВ составляет
20—34%, что соответствует хорошей интенсивности по Вадюниной и Кор¬
чагиной [2].
Водопроницаемость каштановой целинной почвы в первый час наблю¬
дения составила 292 мм с уменьшением в последующие часы до 190 мм/ч.
За коэффициент фильтрации можно принять величину стабилизовавшую¬
ся к 5-му и 6-му часам наблюдений, равную для целинной почвы 3,1,
а для пахотной — 2,7 мм/мин. Водопроницаемость исследованных почв по
Качинскому [2] оценивается наилучшей, по Астапову [1] значительной
(табл. 4).
Из приведенных данных видно, что каштановые почвы в течение 1 ч
могут поглотить почти годовую норму атмосферных осадков, выпадающих
в данном районе или впитывать ливневые осадки с интенсивностью 4,6—
4,8 мм/мин. Практически эта потенциальная возможность почвы не реа¬
лизуется из-за сильного иссушения почвенно-грунтовой толщи к моменту
выпадания ливневых осадков второй половины лета. К этому времени
почва состоит из двух фаз — твердой и газообразной. При выпадении лив¬
невых осадков создается своеобразная воздушная «подушка», которая пре¬
пятствует проникновению воды вглубь. Поэтому не успевающая просочить¬
84
ся в почву вода стекает по уклону или застаивается в понижениях до тех
пор, пока не вытеснится воздух. В период ливневых осадков степь как бы
дышит, выделяя пену, т. е. вытесненный из почвы водой воздух.
Максимальная гигроскопичность (МГ) супесчаной целинной почвы
в гор. Al, А1В и В мало меняется и варьирует от 2,6 до 3,9%. В нижеле¬
жащих карбонатных горизонтах величина МГ увеличивается почти в
2 раза — от 5,1 до 7,6% — вследствие заполнения части пор карбонатно¬
глинистым материалом. Эта же закономерность наблюдается в песчаной
пахотной почве, где в «висячем» карбонатном горизонте МГ увеличивает¬
ся по сравнению с выше- и нижележащими горизонтами до 5,6%, тогда
как в гор. Al, А1В и В она составляет ~3%, а в бескарбонатном гор. С
ее величина уменьшается до 1,5—2,3%. По максимальной гигроскопично¬
сти были рассчитапы величины влажности завядания (ВЗ). В супесчаных
и песчаных почвах запасы влаги при ВЗ равны в слое 0—50 см соответ¬
ственно 25 и 22 мм, или в среднем составляет 33% от наименьшей- влаго-
ем кости.
Запасы прочносвязанной влаги в слое активного влагооборота (0—
50 см) в супесчаных и песчаных каштановых почвах составляют соответ¬
ственно 16 и 15 мм, или в среднем 20% от наименьшей влагоемкости.
Известно, что наименьшая влагоемкость характеризуется способностью
почв удерживать наибольшее количество влаги в подвешенном состоянии.
Она зависит, так же как МГ, от гранулометрического состава, гумусности
и сложения почвы. Каштановые почвы легкого гранулометрического со¬
става удерживают сравнительно малое количество влаги. Так, например,
наименьшая влагоемкость супесчаных и песчаных почв в верхнем полу¬
метровом слое составляет соответственно 73 и 68 мм, в метровом — 159 и
156 мм, в 3-метровом — 503 и 377 мм. НВ резко увеличивается в карбо¬
натных горизонтах, достигая 31% в супесчаных и 19% в песчаных поч¬
вах, тогда как в бескарбонатных горизонтах эти показатели заметно ниже.
Диапазон содержания активной влаги (ДАВ) характеризует макси¬
мальное количество доступной влаги, которую может содержать в себе
почва, при НВ. В активном слое (0—100 см) влагооборота он составляет
115 мм в супесчаных и 108 мм в песчаных разновидностях. В 3-метровой
толще — соответственно 289 и 330 мм. Здесь уместно указать, что в районе
стационарных исследований с мая по сентябрь выпадает 276 мм осадков,
средняя многолетняя норма равна 308 мм. Из этого количества в первую
половину лета (май — июнь) выпадает 65 мм с небольшой интенсив*
ностью; остальная часть (211 мм) приходится на июль —август. В пер¬
вой половине лета в верхнем горизонте каштановых почв их влажность
колеблется в интервале от МГ до ВЗ, а в нижележащих горизонтах она
несколько увеличивается, особенно в карбонатных горизонтах до катего¬
рии ВЗ — ВРК. Поэтому из-за большого дефицита влаги в почве обильные
июльско-августовские осадки полностью удерживаются в профиле кашта¬
новых почв без стекания за пределы 3-метровой толщи.
Расчеты показывают, что почвенно-грунтовая толща каштановых су¬
песчаных и песчаных почв может удержать без стекания за пределы 3-мет¬
ровой толщи 2300—2890 м3/га инфильтрационных вод, что необходимо
учитывать при установлении поливных норм.
Водно-температурный режим каштановых почв территории МНР и За¬
байкалья изучался различными исследователями только в краткие про¬
межутки времени (в течение вегетационного периода до двух лет). Ноги¬
ной [8] по результатам изучения водно-температурного режима каштано¬
вых почв сделан генетико-гидрологический вывод о «сквозном» их про-
85
Рве. 1. Термопзоплеты каштановых супесчаных целинных (разр. 7) (Л) и каштановых песчаных (разр. 24) почв (Б)
ошЛркор ;
*8
Hit I flit I tlSf I Mt I Mi \ S9*
В'
шт*
Рис. 2. Хроноизоплеты влажности каштановых супесчаных целинных (разр. 7) (А) и каштановых песчаных (разр. 24) почв
(Б). Иитервалы влажности: 1 — от НВ до ПВ; 2 - от ВРК до НВ; 3 - от ВЗ до ВРК; 4 - от МГ до ВЗ; 5 - >МГ
95
со
мыванин в аномально высоковлажныс годы. Этого мнения придерживается
и Колосов [5], хотя его собственные данные не соответствуют сделанному
выводу. Другие исследователи,—Макеев, Очиров [7), пришли к заключе¬
нию, что каштановые мелкоземистые почвы развиваются при преобла¬
дающем непромывном типе водного режима, когда часть выпавших осад¬
ков стекает но поверхности, не проникая в почвенную толщу.
Следует подчеркнуть, что в рассмотренных работах [5, 8] выводы сде¬
ланы в целях объяснения отсутствия легкорастворимых солей в профила
каштановых почв вследствие периодического промывания атмосферными
осадками почвенно-грунтовой толщи. В почвах рассматриваемого региона
отсутствуют легкорастворимые минералы [13J. В процессе выветривания
и почвообразования легкорастворимым солям и тем более гипсовому гори¬
зонту образоваться неоткуда при отсутствии гидрогенного соленакопле-
ния. Поэтому ничтожно малое содержание легкорастворимых солей в про¬
филе каштановых почв не может быть связано с периодическим промыв¬
ным типом водного режима.
Прежде чем перейти к изложению материала о водно-темнературном
режиме почв, укажем, что в исследуемом варианте по данным метеостан¬
ции Окино-Ключи с 1956 по 1975 г. максимум осадков составил 430 мм,
или 143% от средней многолетней нормы, а минимум — 182 мм, или 61 %<
В годы наблюдений количество атмосферных осадков варьировало, в %
от средпей многолетней нормы: в 1969 г.— 87, 1971 г.— 60, 1973— 108,
1974 — 72, 1975 г.— 115. Таким образом, из пяти лет наблюдения за ре¬
жимом влажности три года были засушливыми и только два — близкими
по количеству осадков к средней многолетней норме.
Температура почв измерялась вытяжными термометрами, стационарно
установленными на глубинах 40, 60, 80, 120, 160, 240, 320 см. В третьей
декаде апреля на глубине 0—20 см устанавливается температура +5°; се¬
зонная мерзлота полностью оттаивает в конце июня. Максимальная глу¬
бина промерзания — 240—250 см, нулевая завеса находится в слое 320 см
(рис. 1).
Различия в температурном режиме супесчаных целинных и несчаных
пахотных почв наиболее значительно в гор. А1 и Апах. Изотерма актив¬
ных температур на целине достигает глубины 160 см, а па пашне 240 см.
Таким образом, практически при одинаковой глубине максимального про¬
мерзания активная температура ^10° в песчаных пахотных почвах дости¬
гает больших глубин, чем в супесчаных целинных.
Промерзание почв начинается в конце 3-й декады октября и продол¬
жается до 3-й декады апреля, а в более глубоких горизонтах — до 2-й дека¬
ды июня. Сильное охлаждение поверхностных горизонтов происходит зи¬
мой, в январе — феврале, В это время температура —10° достигает глуби¬
ны 100 см. На глубине 0—20 см температура доходит до —23°. Следует
подчеркнуть, что механизм промерзания и оттаивания, проникновения в
глубь каштановых почв отрицательных и положительных температур
идентичен черноземам. Континентальность климата каштановых почв по
Димо [4] оценивается умеренно континентальным подтипом.
В каштановых почвах в течение вегетационного периода суммарное
испарепие больше количества выпадающих осадков: влажность почвы
уменьшается, особенно в первой половине лета, создавая большой дефи¬
цит влаги. В этом случае уравнение водного баланса для равнинной по¬
верхности примет следующий вид:
О
0=Ет + Еи или =1
Ет + Еп
90
где О — сумма осадков за весь период; Ет — величина транспирации за
весь период; Еп — величина испарения с поверхности почвы.
Расчеты по уравнению показывают, что вся влага осадков, накоплен¬
ных в почве, расходуется путем транспирации и физического испарения
с ее поверхности, что соответствует непромывному типу водного режима
почв. Отношение количества осадков вегетационного периода к испаряе¬
мости при этом типе водного режима почв равно или меньше единицы. Поч¬
венная влага находится в подвешенном состоянии. Данные режима влаж¬
ности каштановых почв наглядно подтверждают справедливость вышеска¬
занного (рис. 2).
Из хроноизоплет влажности видно, что в профиле каштановых почв
выделяется два гидрологических горизонта. Верхний залегает в первом
полуметровом слое и совпадает с генетическим горизонтом твердой фазы
А1(Апах)+А1В. Для него характерен наибольший предел колебания
влажности — от МГ — ВЗ до ВРК — НВ (пашня) и от ВЗ — ВРК до ВРК —
НВ (целина). В первой половине лета в этом слое почвы влага содержится
в труднодоступной форме (для целины в пределах ВЗ — ВРК, а для паш¬
ни—МГ—ВЗ), за исключением аномальных годов, когда запас влаги в
нем бывает выше обычного. Во второй половине лета в связи с ливневым
характером осадков влажность в слое 0—50 см увеличивается до интер¬
вала ВРК — НВ и выше НВ с последующим уменьшением до ВЗ — ВРК
благодаря активной десукции, испарению и инфильтрации. Рассмотренный
гидрологический горизонт каштановых почв соответствует горизонту физи¬
ческого иссушения на пашне, а для целины — горизонту полного биоло¬
гического иссушения.
Второй гидрологический горизонт охватывает профиль почвы от ниж¬
ней границы гумусового горизонта до 50—300 см и соответствует генети¬
ческим горизонтам В+Вк+Ск или В+Вк+С. В них преобладает одна кате¬
гория влаги ВЗ — ВРК. Хотя в июле — августе с обильным выпадением
осадков в глубь почвы (до 80 см) ежегодно проникают «языки» с влаж¬
ностью от ВРК до НВ. Последняя категория отдельными пятнами появля¬
ется в целинной почве в зависимости от характера выпадепия атмосфер¬
ных осадков в горизонте максимального накопления карбонатов (80—
120 см). Уместно подчеркнуть, что в данных горизонтах в течение 6 мес
сохраняется сезонная мерзлота, которая фиксирует почвенную влагу в
твердом состоянии и ограничивает ее передвижение. Таким образом, в про¬
филе каштановых почв в годичном цикле преобладает горизонт интенсив¬
ного иссушения и водный режим формируется по непромывному типу.
Как подчеркивалось, гумусовый горизонт каштановых почв формиру¬
ется при недостаточном поступлении органических остатков. Основным
источником свежего органического вещества является корневая система
естественных фитоценозов, развивающаяся преимущественно в верхнем гу¬
мусовом горизонте. С одной стороны, жесткие биоклиматические условия,
высокая лигнифицированность растительных остатков замедляют процес¬
сы разложения и гумификации, с другой — значительная степень минера¬
лизации новообразованных органических соединений тормозят обновле¬
ние гумусовых веществ. Еще меньше поступает органических веществ в
пахотные почвы — в среднем около 5 т/га корневых и стерневых остатков
культурных растений [12], в то время как в пахотные почвы степных
территорий Западной Сибири и Казахстана их поступает до 10 т/ra. При
дефиците свежего органического вещества в почве происходит интенсивная
минерализация гумуса.
91
Классификация каштановых почв
Таблица 5
Класс
Тип
Подтип
Род
Криоаридные без-
Каштановые
Каштановые типичные
Глубоковскипающие
гипсовые
Т емно-каштановые
Карбонатные
Каштановые песчаные
Бескарбонатные
Каштановые литоген¬
Солонцеватые
ные
Известно, что ежегодная минерализация гумуса может достигать боль¬
ших величин. Каштановые почвы региона характеризуются обедненностью
видового состава, невысокой численностью микроорганизмов в расчете на
1 г почвы. При этом отмечается уменьшение количества микроорганизмов
в 1 г гумуса, что приводит к усилению минерализационных процессов (9].
Поэтому качественный состав гумуса своеобразен. Все подтипы рассмат¬
риваемых нами каштановых почв имеют гуматно-фульватный тип гумуса,
где Сгк/Сфк варьирует в пределах 1— 0?5. Для них характерно высокое со¬
держание пегидролизуемого остатка. В составе гуминовых кислот и фуль-
вокислот преобладают как свободные их формы, так и связанные с каль¬
цием и подвижными формами полуторных оксидов. Кроме того, гумусовые
кислоты рассматриваемых почв характеризуются низкими значениями ко¬
эффициентов ослабления света, что указынает на упрощенность их струк¬
туры.
Содержание валового азота широко варьирует в зависимости от содер¬
жания гумуса и изменения гранулометрического состава от 0,10 до 0,34%.
В связи с этим отношение C/N также сильно колеблется от 6 до 12, что
оценивается от очень высокой до низкой обогащеиности азотом.
Каштановые почвы имеют pH, близкие к нейтральной реакции (pH 7,1—
7,5 водной вытяжки), в верхних горизонтах, и с глубиной, при переходе
в карбонатные горизонты, реакция становится щелочной (pH 7,8—8,8).
В связи с легким гранулометрическим составом и невысоким содержа¬
нием гумуса почвы имеют небольшую сумму Са2+ и Mg2+ (колеблется по
профилю от 9 до 22 мг-экв). В почвенном поглощающем комплексе основ¬
ная роль принадлежит Са2+; его содержание в верхних гумусовых горизон¬
тах колеблется от 6 до 18 мг-экв и превышает содержание Mg2+ в 2—
4 раза.
Содержание С02 в почвах и в почвообразующих породах колеблется от
0,3 до'17%, причем в 5-метровом слое (разр. 7) наблюдаются два гори¬
зонта наибольшего скопления карбонатов. В разр. 24, как видно из опре¬
делений С02 карбонатов, существует «висячий» карбонатный горизонт.
По представлению Мартынова [6], этот горизонт указывает на отсутствие
сквозного промывания почв атмосферными осадками. Уместно подчерк¬
нуть, что в карбонатной толще степных почв практически повсеместно
встречаются обломки горных пород, нижняя часть которых покрыта мине¬
ральной коркой, бурно вскипающей от соляной кислоты. Мартынов [6] счи¬
тает, что эта корка в основном состоит из кальция и кремния. Это говорит
о совместной миграции кремнезема и карбонатов щелочно-земельных ме¬
таллов, которая свидетельствует о существовании в щебнистых степных и
пустыпных почвах щелочной инстабилизации соединений, кремнезема с
последующим его выносом и частичным локальным осаждением на ниж¬
92
них частях щебня в составе кремнево-карбонатных новообразований. Поч¬
вы содержат небольшое количество водорастворимых солей. Наибольший
плотный остаток (0,079%) водной вытяжки относится к карбонатным го¬
ризонтам, где по профилю доминирует гидрокарбонат кальция. Количество
С1~ и S(V~ незначительно и выражается в сотых долях процента. Среди
катионов преобладают Са2+, затем Mg2+ и Na+. Распределение по профилю
каштановых почв легкорастворимых солей (С1~ и S04*~) подтверждает бед¬
ность или отсутствие в породах сульфатов и хлоридов.
По данным валового химического состава, в каштановых почвах по
всему профилю наблюдается равномерное распределение R2Os, Са2+ и
Mg2*, характерное для почв степного типа почвообразования. Отношение
Si02/R203 по всем горизонтам обычно не выходит за пределы 5—6. Отдель¬
ные колебания в содержании кремнезема и полуторных оксидов объясня¬
ется неоднородностью состава почвообразующих пород. Почвы не содер¬
жат S03; содержание СаО увеличивается в карбонатных горизонтах мак¬
симум, до 6%. Валовой химический анализ каштановых почв полностью
подтверждает полигенетическое происхождение карбонатов и существо¬
вание класса криоаридпых безгипсовых степных почв.
Рассмотренные материалы позволили систематизировать каштановые
почвы (табл. 5).
Выводы
1. Каштановые типичные и темно-каштановые типичные почвы сфор¬
мировались на элювии и делювии четвертичного возраста в результате дли¬
тельного и сложного континентального развития ландшафта, минуя стадию
гидроморфизма и соленакопления.
2. Каштановые песчаные почвы образовались в результате первоначаль¬
ного развития дернового процесса на эоловых песках в период голоценово¬
го климатического максимума вне сферы влияния грунтовых вод.
3. Каштановые литогенные почвы образовались при непосредственном
развитии дернового процесса на массивно-кристаллических породах.
4. Каштановые типичные почвы имеют непромывной тип водного ре¬
жима. Отсутствие в их профиле легкорастворимых солей не связано с пе¬
риодически промывным типом водного режима. Образование карбопатов в
них имеет полигепетическое происхождепия: биогенное, выветривание in
situ и привнос.
Список литературы
1. Астапов С. В. Практикум по мелиоративному почвоведению. М.: Сельхоагиз,
1947.
2. Вадюнина А. Ф., Корчагина 3. А. Методы исследования физических свойств
почв и грунтов. М.: Высш. шк., 1973.
3. Давыдов А. Г., Цыдыпов Д. Ч. Сенокосы и пастбища, их классификация и крат¬
кая характеристика//Луговодство и пастбищное хозяйство Бурятии. Улан-Удз,
1973.
4. Димо В. И. Тепловой режим почв СССР. М.: Колос, 1972.
5. Копосов Г. Ф. О горно-лесных бурых почвах Южного Прибайкалья // Иав. СО
АН СССР. Сер. биол. наук. 1976. Вып. 1.
6. Мартынов В. П. Почвы горного Прибайкалья. Улан-Удэ, 1965.
7. Макеев О. В., Очиров Б. Р. Материалы изучения иодного режима почв Селенгин-
ского среднегорья // Физические и химические свойства почв Бурятской АССР.
Улан-Удэ, 1966.
8. Ногина Ц. А. Почвы Забайкалья. М.: Наука, 1969.
9. Нимаева С. UI.f Нам жилое Н. БПетрова А. С. Микробиологические показатели
эродированных каштановых почв Бурятии // Почвоведение. 1975. № 5.
93
10. Панфилов В. П. Водно-физические характеристики почв Кулунды в связи с оро¬
шением // Кулундинскан степь и вопросы мелиорации. Новосибирск: Наука,
1972.
11. Першина М. Н. Полигенезис каштановых почв//Современные почвенные про¬
цессы. М., 1974.
12. Чимитдоржиева Г. Д., Лбашеева Н. Е. Гумуспое состояние почв Бурятской
АССР//Аргохимия. 1986. № 4.
13. Цыбжитов Ц. X. Почвы лесостепи Селенгинского среднегорья. Улан-Удэ: Бу¬
рят. кн. изд-во, 1971.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Уд^ 16.05.91
Те. Kh. TSYBZH1TOV
GENETIC PROPERTIES OF CHESTNUT SOILS
IN THE BAIKAL BASIN
Sandy and lithogenic chestnut soils are proposed to be distinguished at the subtype
level for the first time. The chestnut soils did never exist as hydromorphic, therefore
any hydrogenic salt accumulation and gypsic horizons are absent in their profile. The
behaviour of salts is not related to the periodically percolative type of water regime os
it had been thought earlier.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
rt II
1991
УДК 631.436
© 1991 г.
В. А. ВТОРУШИН
МЕРЗЛОТА В ПОЧВАХ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Приводятся новые данные о мерзлоте и мерзлотных явлениях в поч¬
вах Забайкалья. Сезонная льдистая мерзлота является активным факто¬
ром мерзлотных деформаций благодаря мерзлотным процессам (мерзло-
тогенезу) при «пассивном» поведении многолетней мерзлоты. «Су¬
хая» сезонная и многолетняя псевдомерзлота в профиле почв по своим
воздействиям аналогизируется с общей холодностью климата.
На территории Забайкалья распространение многолетней мерзлоты
имеет сплошное простирание, переходное от островного к сплошному и
островное разной мощности [1]. Мощность слоя многолетнемерзлых пород
составляет от менее 5 до более 500 м. Здесь сосредоточены огромные ре¬
зервы холода. Глубина залегания верхней поверхности многолетнемерзлых
пород колеблется от уровня менее 1 до 20 м и более. Понятно, что чем
ближё к поверхности почвы залегает мерзлота, тем большее влияние ока¬
зывает она на гидротермический режим и в итоге на процессы почвооб¬
разования.
В вопросе о влиянии мерзлоты и в целом криогенеза на почвообразова¬
ние у ученых нет однозначного мнения. Этот вопрос был и до сих пор оста¬
ется «камнем преткновения» в толковании генезиса, эволюции, классифи¬
кации и номенклатуры почв мерзлотной области. Многолетняя и сезонная
мерзлота создает чрезвычайно сложную картину как в почвенном профи¬
ле, так и в почвенном покрове. Она оценивается то как фактор почвообра¬
зования [9, 10], то как элемент климата [15].
С мерзлотой и отрицательными температурами в почве связывается
процесс почвенного криогенеза. По Макееву [8, 10, 11], при изучении поч¬
венного криогенеза мерзлота оценивается как фактор почвообразования,
а почвенный криогенез — как процесс, в форме которого мерзлота проявля¬
ет свою активную функцию. Криогенные почвы при этом оцениваются как
самобытные тела, формирующиеся при участии мерзлоты и криогенеза.
В «Толковом словаре по почвоведению» [18] под криогенными процес¬
сами понимается совокупность физических и физико-химических процес¬
сов, возникающих в почвах в результате охлаждения их до отрицательных
температур, замерзания и оттаивания. Здесь же дается определение мерз¬
лоты почвы, под которой понимается состояние почвы при температуре
ниже 0°; во влажных почвах часть почвенной влаги содержится в виде
льда.
Нам представляется, что криогенез — это универсальный процесс, охва¬
тывающий широкую сферу явлений и происходящий в интервале от обла¬
сти криогенных температур [14] до области высоких отрицательных тем¬
ператур умеренного холода по шкале Цельсия (в почвогрунтах с содер¬
жанием или отсутствием льда).
Считаем, что процессы, протекающие в почвах при температуре 0° С, не¬
равнозначны и объясняются различиями условий промерзания — протаи-
вания, влажности, вещественного и гранулометрического состава пород.
95
Холод не всегда синхронно, сингенетично несет содержание льда в при¬
родном теле, каким является почва. Состояние почвогрунта может быть
холодным «сухим» (не льдистым) или холодным льдосодержащим, если
при возникновении отрицательных температур в нем отмечалось наличие
воды в достаточном количестве. Криогенное влияние для «сухих», слабо
увлажненных почвогрунтов отождествляется нами с холодным атмосфер¬
ным (элемент криосферного) воздействием.
В случае высокого увлажнения низкие отрицательные температуры в
почвенно-грунтовой толще создают мерзлотогенное литологическое моно¬
литное тело, т. е. являются криолитологическим фактором (термином
«лито» подчеркивается наличие льда как минерала).
Таким образом, в почве создаются или сухие автоморфные (даже арид¬
ные), или избыточно влажные (гидроморфные) условия. В связи с этим
при промерзании соответственно возникают криогенные или мерзлотоген¬
ные (криолитогенные) состояния. Это крайние положения. Имеются есте¬
ственно переходные формы от криогенеза к мерзлотогенезу. В связи с этим
все многообразие почв в зависимости от степени увлажнения и других усло¬
вий, создающихся в холодное время, и проявления различной выражен¬
ности и направленности криогенеза можно объединить в три почвенно¬
экологические формации: криоаридоморфную, криоморфную и криолито-
морфную (мерзлотоморфную).
В мерзлотогенных влагонасыщенных почвогрунтах при промерзании
происходит расширение объема воды (льда) на 9% [15], создаются колос¬
сальные напряжения, способные привести к разрывам и расклиниванию
почвенной массы. Последнее является краеугольным положением в мерз¬
лотных процессах. В связи с этим представляется более правильным ха*
рактеризовать различные деформации, перемещения в почве, связанные с
наличием истинной мерзлоты (а не псевдомерзлоты — «сухой» мерзлоты),
как мерзлотогениые, а не криогенные (объединяющие в себе различные по¬
нятия).
Соколов и Соколова [10], анализируя зональный тип почв, выделяли
два ряда почвенных типов в области многолетней мерзлоты: мерзлотный
и немерзлотный. Они справедливо отмечали, что криогенные процессы
для Забайкальской провинции становятся важнейшим фактором почво¬
образования и связаны они главным образом с водонасыщенностыо за¬
мерзающих грунтов. Промерзание водонасыщенных грунтов сопровожда¬
ется явлепиями криогенного (наше название — мерзлотогенного) перерас¬
пределения влаги, пучений, растрескиваний, вымораживания камней и
т. д. В то же время криогенные явления не оказывают заметного влияния
на формирование профиля немерзлотных (с незначительным содержа¬
нием влаги) почв.
Нам представляется [4], что многолетняя льдистая мерзлота (мно¬
голетняя криолитозона) являотся дополнительным литологическим фак¬
тором, оказывающим влияние на гидротермический режим. Се¬
зонная мерзлота является активным фактором деформаций в почвен¬
ном профиле благодаря протекающим при промерзании и протаивании
мерзлотным процессам (мерзлотогенезу) при «пассивном поведении»
многолетней мерзлоты.
«Сухая» многолетняя псевдомерзлота аналогизируется по своим воз¬
действиям с общей холодностью климата (является криосферным много¬
летним фактором). Сезонно-«сухой» слой, находящийся под влияпием от¬
36
рицательных температур, следует называть криогенным слоем, водона¬
сыщенный — сезонно-мерзлотным слоем.
Для территории островного и переходного от островного к сплошному
распространению многолетней мерзлоты Забайкалья имеется почвенно-
картографический и стационарный материал [2, 6—8, 20, 21], которого
вполне достаточно для характеристики условий формирования криоген¬
ной и мерзлотогенной ситуации в почвогрунтах как горных, так и меж-
горных ландшафтов.
Для зоны сплошного распространения многолетней криолитозоны
(Северного Забайкалья) имеются ограниченные сведения [12, 13] гео¬
графического плана.
В Южном Забайкалье, в зоне островного распространения криолито¬
зоны, многолетняя мерзлота обнаруживается на склонах северных ориен¬
таций, в шлейфовых или западинных участках на глубине 0,4—1,2 м,
в глеевых почвах. Глубина промерзания автоморфных почв верхней тай¬
ги составляет 1,2—1,4, средней — 1,4—1,5, нижней — 2,3—2,6 м [2]. Глу¬
бина проникновения отрицательных температур в почвах лесостепных
ландшафтов составляет 2,8—3,0 м [19, 20], степных —от 2,8—3,2 [21] до
4,8 м [17].
В зоне, переходной от островного к сплошному распространению,
в мерзлотных ландшафтах уровень верхней поверхности многолетней
мерзлоты в лесостепных почвах находится на глубине 2,3—3,0 м [6, 7].
Сезонная мерзлота ежегодно смыкается с многолетней.
Почвенный климат Северного Забайкалья (зоны сплошного распро¬
странения многолетней мерзлоты) формируется под воздействием ряда
элементов климата, в свою очередь зависящих от высоты местности, экс¬
позиции местоположения, растительного покрова, гранулометрического
состава почвогрунта, глубины верхней поверхности многолетней криоли¬
тозоны, влагонасыщенности и т. д.
В данном регионе климатические показатели сильно варьируют [17].
Общим фоном климатической обстановки являются низкие среднемесяч¬
ные и среднегодовые температуры воздуха всей территории, находящиеся
в пределах от —5,5 до —11,3°.
В характере распределения атмосферных осадков просматривается
закономерность увеличения их количества со значительным повышением
высоты местности, т. е. при переходе от межгорных территорий к горным
ландшафтам (от 332 до 517 мм), и улавливается слабая тенденция их
увеличения с продвижением с юга на север (от 327 до 492 мм). Глубина
снежного покрова (оказывающего отепляющее влияние) имеет значи¬
тельные расхождения в горах и котловинах и составляет соответственно
67 и 34 см.
Абсолютный минимум температур воздуха значителен на всей терри¬
тории; в горной местности он достигает — 41—47°, в котловинах наиболее
низок в северном секторе (56—58° с. ш. и 112—122° в. д.) и колеблется
от —56 до —64, в среднем (54—56° с. ш. и 111—122° в. д.) —50—58°, в юж¬
ном (52-54° с. ш. и 111-122° в. д.) -50-54°.
Теплый период на территории изучаемых секторов забайкальского
севера также характеризуется различными температурными значениями.
Безморозный период преобладающей территории межгорных понижений
длится 38—63 дня или в 12—56% лет отсутствует. Исключением явля¬
ются так называемые «оазисы», расположенные в котловинах (Муйская,
Среднеолекминска№), на высотах 480—530 м над ур. м., в которых безмо¬
розный период увеличивается до 81—85 дней. Наиболее значительны
4 Почвоведение, JST# 11
97
Таблица 1
Минимальные и максимальные температуры почв Северного Забайкалья
Почва
Глубина,
см
Темп
максималь¬
ные
[ературы
минимальные
Горная подзолистая альфегумусовая (верх¬
10
9,5-15,5
-14,0-15,0
няя тайга)
20
8,5-12,5
-12,0-14,0
40
7,0-9,5
-11,5-12,0
Горный криозем (средняя тайга)
10
11,0-17,0
-15,0-17,0
20
10,5-12,5
-13,5-15,5
40
8,5-10,5
-12,0-13,0
Горная дерновая таежная (нижняя тайга)
10
15,0-20,5
-17,5-21,0
20
13,5-14,5
-14,5-17,5
40
10,0-12,5
-10,5-14,0
Дерновая лесная (под сосновым лесом)
10
23,0-24,0
-18,5-24,0
20
19,5-20,5
-17,0-22,0
40
15,0-18,0
-16,0-21,0
Дерновая лесная (пашня)
10
28,0-30,0
-26,0-28,0
20
26,5-28,0
-23,0-25,0
40
21,5-23,0
-21,0-23,0
Дериово-глеевая мерзлотная (целина под
10
24,0-26,5
-17,0-20,0
травянистым покровом)
20
19,5-21,0
-15,0-18,0
40
16,0-19,5
-13,5-14,5
Пойменно-луговая (целина под травянистым
10
25,0-27,0
-20,0-22,0
покровом)
20
24,0-26,0
-14,0-16,0
40
19,0-21,0
-12,0-14,0
здесь также суммы активных (>10°) температур воздуха, достигающие
1438—1479°. Эти показатели свидетельствуют о достаточно высокой теп-
лообеспеченности вегетационного периода и возможности развития оча¬
гового земледелия.
В таежных условиях безморозный период также сравнительно продол¬
жителен (68—75 дней), но сумма активных температур низкая (766—
772°). Таким образом, в Северном Забайкалье, как и в Южном, макро¬
климат верхнетаежных ландшафтов более умеренный (т. е. менее холод¬
ный зимой и менее жаркий летом), чем нижележащих территорий.
Рассмотренные климатические особенности севера Забайкалья, транс¬
формируясь через призму того или иного растительного и снежного по¬
крова и других условий, преобразуются в определенные показатели тем¬
пературы почв, достигая своего максимума и минимума, которые пока¬
заны в табл. 1. Из нее следует, что в подзолоземах верхней тайги Север¬
ного Забайкалья минимальные температуры в слое 0—20 см в 2 раза
и более ниже таковых почв Южного Забайкалья (соответственно —12,0—
14,0 и —2,5—7,5° на глубине 20 см [2]), но остаются достаточно высо¬
кими. Ранее [13] предполагалось, что они в северной части региона в
1,5—2 раза ниже отмеченных; и на основе этого Ногиной была выдвину¬
та концепция об ожелезнении горно-таежных ожелезненных почв Витим¬
ского плоскогорья [12]. Учитывая при этом максимальные температуры
почв верхней тайги севера Забайкалья и интервал годовой амплитуды
температуры почвы на глубине 0,2 м, равный 23,5°, их следует отнести,
согласно классификации Димо [5] к умеренно континентальному подти¬
пу климата почв. Почвы средней тайги (криоземы) севера Забайкалья
относятся, как и их аналоги южных районов, к континентальному под¬
типу климата почв (максимальные температуры па глубине 20 см равны
10,5—12,5, минимальные зимой 13,5—15,5, интервал годовой ампли¬
туды равен 26°), почвы нижней тайги — к резко континентальному (мак¬
симальные температуры равны 13,5—18,5, минимальные 14,5—17,5,
интервал составляет 32°). Таким образом, почвы тайги Северного Забай¬
калья имеют минимальные температуры почв по подзонам в 1,5—2 раза
и более ниже, чем их аналоги в Южном Забайкалье, но они относятся к
одноименным подтипам континентальности климата почв.
Почвы понижений северных территорий Забайкалья гораздо более
континентальные, чем почвы горных массивов. Так, дерновые лесные
(песчаные), имеющие маломощную подстилку (1—2 см) и развивающиеся
под сосняками (Муйская впадина), имеют интервал годовой амплитуды
температур на глубине 20 см около 38,5° (максимальные — в среднем +20,
минимальные —18,5°) и относятся к резко континентальному подтипу
климата почв, их пахотные аналоги — к экстраконтинентальному (ин¬
тервал — около 51,5°), что связано со сведением растительного покрова
и резким увеличением их холодности зимой и более интенсивным про¬
греванием летом.
Почвы, развивающиеся под осоковыми и разнотравно-осоковыми ас¬
социациями (дерново-глеевые мерзлотные и пойменно-луговые мерзлот¬
ные), подпадают под резко континентальный подтип климата почв, их
интервал годовой амплитуды соответственно равен 37 и 40°.
Как видим, почвы Северного Забайкалья находятся в основном под
воздействием сравнительно низких температур воздуха (среднегодовые
температуры в 2,0—2,5 раза ниже таковых Южного Забайкалья), с ко¬
торыми коррелируют характер распространения многолетней мерзлоты и
процессы протаивания, прогревания и промерзания.
Маршрутные и стационарные наблюдения (1975—1990 гг.) за глуби¬
ной залегания верхпей кровли многолетней мерзлоты свидетельствуют о
том, что Икатский, затем, к северо-востоку, Усойский хребет и продол¬
жающаяся к востоку система гор являются своеобразным барьером и эк¬
раном, северные макросклоны которого принимают на себя огромную
массу осадков и поток холодных воздушных масс. В географических
маршрутах в гольцовой зоне, на плоских перевалах тайги, северных мак¬
росклонах, склонах, обращенных в узкие распадки Икатского, Усойского
и других хребтов, уровень верхней поверхности многолетней мерзлоты в
почвах наблюдался нами на различных глубинах.
В гольцовой зоне на высотах 2000—2300 м в мерзлотоземах [3] под
мощной подстилкой (0—35(40) см), состоящей из мхов и корней родо¬
дендрона золотистого, уровень мерзлоты на конец первой декады августа
находился сразу под подстилкой. Почвы высоковлагонасыщены. Здесь же
в эти сроки в гольцовой торфяно-глеевой почве под кедровым стлаником
с багульником, шикшей, мхами и лишайниками под подстилкой около
0—13 (15) см уровень мерзлоты вскрывался в слое торфа на глубине
25 см от поверхности (голец Товокко-Икатский хребет). В одноименной
почве (голец в верховьях р. Талой) в середине августа мерзлота обнару¬
живалась на уровне 35 см в торфе. Как видим, торфяный слой и мощная
подстилка при высокой влагонасыщепности являются эффективным
теплоизолятором.
В таежной зоне, на территории, расположенной севернее отмеченного
барьера, на высотах около 1400 м в горном глееземе мерзлота в середине
августа отмечалась на уровне 42—50 см (мощность слоя мохового очеса
и подстилки при этом составляла 20 см). На этом же высотном уровне
в мерзлотоземах (Икатский хребет) мерзлота была встречена на глубине
4* 99
Таблица 2
Глубина залегания многолетней мерзлоты в почвах Муйской котловины
(стационарные наблюдения)
Почва
Экспозиция склона
Растительный покров
Верхний
уровень
многолетней
мерзлоты,
м
Мерзлотозем
Шлейф склона, во¬
сточная
Березовый лес с кустар¬
ником и травяным на¬
почвенным покровом
1,4-1,6
Криозем
То же
Лиственничный лес, ба¬
гульниковый
0,8-1,3
Дерновая лесная глу-
бокопромерзающан
Равнина
Сосновый лес, рододен¬
дроновый
ся
I
Дерново-карбонатная
мерзлотная
Надпойменная тер¬
раса, южная
Лиственничный лес, ку¬
старниковый
1,5-1,7
То же
То же
Целина, разнотравье
2,0-2,1
Дерново-глеевая мг|м
лотная
Шлейф склона, во¬
сточная
То же
2,3-2,5
То же
То же
Посев ячменя
2,4-2,6
Пойменно-луговая мерз¬
лотная (тяжелосугли¬
нистая)
Равнина
Осоково-разнотравная,
закустаренная
1,4-1,6
Пойменно-луговая (лег¬
косуглинистая)
То же
Разнотравно-осоковая
2,5-2,7
35—55 см (при мощности иодстилки 0—13(20) см). В крии.имах, что
встречается крайне редко в Забайкалье, в конце июля была «мшаружена
мерзлота на глубине 40 см от поверхности (при мощности iи>дстилки
0—16 см). Поверхность при этом была затенена ольховником и листвен¬
ничным лесом. Крутизна склона составляла 10°. Признаки оглеения в поч¬
ве и излишки влаги не обнаружены.
В ледоземах (так условно названы «почвы», где под угнетенным лист¬
венничником с моховым очесом и моховой подстилкой во второй полови¬
не августа залегает лед с незначительной примесью органики) сразу под
подстилкой мерзлота зафиксирована на глубине 25 см (хр. Точерский,
высота 1350 м, южный макросклои). Подобное отмечалось в пределах
хр. Икатский.
Следует также отметить, что в автоморфных условиях почвообразо¬
вания на Витимском плоскогорье трудно установить наличие многолетней
мерзлоты в почвогрунтах из-за высокой степени их каменистости. Мощ¬
ность мелкоземистой толщи редко превышает 1 м. Излишки влаги ин-
фильтруются в пустоты или по уклону поверхности.
Кроме того, следует ожидать наиболее выраженную мерзлотогенность
(более высокое залегание многолетней мерзлоты) в почвах северо-востока
региона, где среднегодовые температуры воздуха опускаются ниже
-10-11°.
В стационарных условиях в пределах северного сектора (Муйская
долина) проведены наблюдения за характером протаивания, уровнем за-
100
Таблица S
Глубина залегания многолетней мерзлоты в почвах Витимского
плоскогорья (стационарные наблюдения)
Почва
Экспозиции склона
Растительный покров
Уровень
многолетней
мерзлоты, м
Горный криозем, пере¬
ходный к мерзлотному
(высота - 1400 м)
Западная
Угнетенный лиственнич¬
ник с кустарниковой бе¬
резкой, мхами, лишайни¬
ками
1,4
Мерзлотозем
Северо-восточная
Сплошной покров кустар¬
никовой березы
1,0-1,1
»
То же
Разреженный лиственнич¬
ный лес с редким кустар¬
ником (ива, голубица)
1,3-1,6
Лесолуговая мерзлот¬
ная
Западная
Редкий кустарник (берез¬
ка, ива), неиспользуемый
сенокос
1,6-2,0
То же
Северная
Низкорослый травостой
(пастбище)
2,2-2,4
Дерново-глеевая мерз¬
лотная, осушенная
Равнина
Осоково-разнотравная
2,1-2,3
Дерново-глеевая мерз¬
лотная, осушенная паш¬
ня
»
Посев овса
1,9-2,2
Дерновая лесная (метео¬
станция Карафтит [17])
»
Разнотравная
3,2
Болотная
Равнина, пойма
р. Витим
Осоки, пушица, камыш
и др.
1,2-1,4
легания верхней поверхности многолетней мерзлоты и началом промерза¬
ния (табл. 2).
Давая комментарий к данным табл. 2, следует отметить, что Муйская
долина имеет сравнительно благоприятный термический режим теплового
периода, о чем сказано выше. Почвы рассматриваемых площадок разви¬
ваются на высотах 470—550 м над ур. м.
Дерновые лесные глубокопромерзающие (криоарндоморфные) почвы,
развивающиеся на песчаных увалах и грядах с легким гранулометри¬
ческим составом и провальной водопроницаемостью, не имеют условий
для цементации льдом мелкоземистых частиц и формирования льдистой
мерзлоты. Уровень мерзлоты в них отмечается на глубинах 5—7 м (дан¬
ные Витимской геологической экспедиции).
Дерново-карбонатные мерзлотные среднесуглинистые почвы под лес¬
ным пологом имеют в своем профиле многолетнюю мерзлоту на уровне
1,5—1,7, а в целинном аналоге — 2,0—2,1 м. Видна огромная затеняющая
теплоизоляционная роль лесного покрова с кустарником и лесной под¬
стилкой.
10/
Идентичные условия залегания многолетней мерзлоты обнаруживают¬
ся в мерзлотоземах, распространенных на шлейфах песчаных увалов под
осветленным березовым лесопокрытием. Еще более жесткие термические
условия формируются под пологом лиственничных древостоев с багуль¬
ником и подстилкой в криоземах. Здесь уровень мерзлоты в конце перио¬
да протаивания фиксируется на глубине 1,5—1,7 м.
При прогревании пойменно-луговых почв четко прослеживается зна¬
чение их гранулометрического состава. При тяжелосуглинистом составе
протаивание достигает уровня только 1,4—1,6 м, при легкосуглинистом —
2,5-2,7 м.
В мерзлотных ландшафтах Витимского плоскогорья (средний сектор
табл. 3) мерзлотогенная ситуация может быть охарактеризована следую¬
щим образом.
В горных криоземах, переходных к мерзлотоземам, мерзлота в конце
теплого периода обнаруживается на глубине 1,4 м. В Южном Забайкалье
многолетняя мерзлота не обнаруживалась до глубины 5 м [2]; это было
характерно для территорий со среднегодовой температурой до —5,1°.
Очевидно, по мере накопления почвенного холода в профиле почв с про¬
движением к северным широтам и уменьшением температур воздуха до
—11,3° (т. е. в 2 раза) на выположенных местоположениях в нижней части
профиля при высокой влагонасыщенности создаются условия для возник¬
новения льдистой мерзлоты. При этом значительных морфогенетических
отличий рассматриваемых почв от типичных криоземов не отмечается.
Постепенно только ослабевают бурые и коричневые тона окраски, усили¬
ваются желтый и серый оттенки, создавая грязноватый фон. При доста¬
точно выраженных дренажных условиях этих явлений ожидать трудно,
хотя увеличение мощности подстилки, ее оторфованности с продвижением
на север и замедлением скорости минерализации органики влечет за со¬
бой снижение интенсивности процессов протаивания и прогревания.
И как следствие этого возможны возникновения слабольдистой много¬
летней мерзлоты и ее сохранение при кратковременном теплом периоде.
В мерзлотоземах, развивающихся в понижениях на высотах несколько
более 900 м, затенение поверхности лесными ценозами и тяжелый гра¬
нулометрический состав влекут за собой наличие высокозалегающей мно¬
голетней мерзлоты, находящейся на глубинах от 1,0 до 1,6 м.
Глубинные отметки верхнего уровня криолитозоны в лесолуговых
почвах также во многом зависят от характера растительного покрова.
Практически оголенная поверхность пастбищных угодий способствует
глубокому протаиванию почвенно-грунтовой толщи (до 2,4 м); в то же
время редкий кустарник и заветшалый травостой даже на более теплой
позиции (западный склон вместо северного) затормаживают глубину
протаивания на 0,4—0,6 м.
Осушение площадей дерново-глеевых мерзлотных почв влечет за со¬
бой также сравнительно глубокое для северных территорий их протаи¬
вание (до 1,9—2,3). Весьма интересны в этом плане данные метеостанции
Карафтит, расположенной на высоте 1302 м над ур. м., где уровень мно¬
голетней мерзлоты находится ниже 3,2 м. И на этой глубине отмечаются
положительные температуры, порядка 1,1—1,3°. Это примечательно в том
плане, что в мерзлотных ландшафтах в зоне сплошного распространения
многолетней мерзлоты при отрицательных, достаточно низких среднего¬
довых температурах на глубинах 1,6—3,2 м (соответственно 2,2—1,8) про¬
исходит «сверхглубокое» (для северных районов) протаивание. Ранее,
основываясь на косвенных данных (низкая среднегодовая температура
102
воздуха, абсолютный минимум, средняя температура воздуха самого хо¬
лодного месяца и др.), приходили к ошибочным заключениям и не всегда
оправданно судили о жесткости термического режима почв.
Исходя из показаний почвенно-климатических условий названной
метеостанции и наших данных, следует констатировать, что все почвы
мерзлотного класса (криолитоземы) Муйской долины и Витимского пло¬
скогорья имеют отрицательную среднегодовую температуру в активном
слое и относятся к мерзлотному подтипу температурного режима [5].
Но при глубоком протаивании и высоких суммах активных температур
воздуха мерзлотогенные почвы, в частности дерново-глеевые, по соотно¬
шению влаги и тепла являются (в Муйской долине) наиболее оптималь¬
ными, а посевы размещенных на них культур не подвергаются засухам
и дают высокий урожай зернофуражных культур на сено (до 8—10 т).
Болотные почвы, расположенные в зоне сплошной многолетней мерз¬
лоты, также нередко относительно глубоко протаивают (до 1,4 м). Маре¬
вые участки в этом отношении имеют резко ухудшенные показатели в
связи с затененностью поверхности лесными ценозами.
Выводы
1. По мере увеличения степени влагонасыщенности при переходе от
холодного аридного к холодному гумидному почвообразованию почвенный
криогенез имеет криоаридоморфную, криоморфную и криолитоморфную
(мерзлотоморфную) направленность.
2. Одними из наиболее важных фактов, влияющих на образование
деятельного слоя в мерзлотных почвах, являются характер растительно¬
го покрова и их гранулометрический состав.
3. В зоне сплошного распространения криолитозоны в Северном За¬
байкалье верхний уровень многолетней мерзлоты в почвогрунтах может
варьировать в пределах от 0,3 до 3,2 м и более.
4. Наиболее оптимальным сочетанием тепла и влаги для роста и раз¬
вития сельскохозяйственных культур в мерзлотных ландшафтах Забай¬
кальского севера являются серые лесные, дерново-карбонатные, лесолу¬
говые и дерново-глеевые почвы. Глубина протаивания в них составляет
1,9—2,6 м.
Список литературы
1. Атлас Забайкалья. Москва; Иркутск, 1967. 176 с.
2. Втору шин В. А. Автоморфные почвы горной тайги Южного Забайкалья. Ново¬
сибирск: Наука, 1982. 176 с.
3. Вторушин В. А. Подзолоземы Северного Забайкалья//Почвенные ресурсы За¬
байкалья. Новосибирск: Наука, 1989. С. 22-41.
4. Вторушин В. А. Гидротермический режим почв Забайкалья (криогенез и мерзло-
тогенез). Экологическая оптимизация агролесоландшафтов бассейна озера Бай-
. кал. Улан-Удэ, 1990. С. 85-94.
5. Димо В. Н. Тепловой режим почв СССР. М.: Колос, 1972. 358 с.
6. Дугаров В. П., Куликов А. И. Агрофизические свойства мерзлотных почв. Ново¬
сибирск: Наука, 1990. 252 с.
7. Куликов А. И. Сезонное протаивание мерзлотных почв Забайкалья // Почвове¬
дение. 1967. № 4. С. 41-47.
8. Макеев О. В. Глобальная экология почвенного холода и тепла. Препринт. Пу¬
щине: ОНТИ, НЦБИ АН СССР, 1980. 36 с.
9. Макеев О. В. Фации почвенного криогенеза п особенности организации в них
почвенных профилей. М.: Наука, 1981. 86 с.
10. Макеев О. В. Почвенный криогенез. Препринт. Пущино: НЦБИ АН СССР, 1986.
40 с.
103
11. Макеев А. О., Макеев 0. В. Почвы с текстурно-дифференцированным профилем
основных криогенных ареалов севера Русской равнины. Пущино, 1989. 270 с.
12. Ногина Н. А. Почвенный покров Витимского нагорья//Вопросы генезиса и гео¬
графии почв. М.: Изд-во АН СССР, 1957. С. 128-161.
13. Ногина Н. А. Почвы Забайкалья. М.: Наука, 1964. 314 с.
14. Патрунов Ф. Г. Ниже 120° по Кельвину. М.: Знание, 1989. 172 с.
15. Попов А. И., Розенбаум Г. Э., Тумель Н. В. Криолитология. М.: Изд-во МГУ, 1985.
238 с.
16. Соколов И. А., Соколова Т. А. О зональном типе почв в области многолетней
мерзлоты // Почвоведение. 1962. № 10. С. 23-32.
17. Справочник по климату СССР. Вьш. 23. JI.: Гидрометеоиздат, 1966. 319 с.
18. Толковый словарь по почвоведению. М.: Наука, 1975. 286 с.
19. Цыбжитов Ц. X. Почвы лесостепи Селенгинского Среднегорья. Улан-Удэ: Бу*
рят. кн. изд-во, 1971. 107 с.
20. Цыбжитов Ц. X.t Дугаров В. И., Втору шин В. А. Водно-температурный режим
автоморфных почв Забайкалья // Особенности формирования и использования
почв Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1982. С. 23-35.
21. Шполянская Н.- А. Вечная мерзлота Забайкалья. М.: Наука, 1978. 195 с.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Удэ 16.05.91
V. A. VTORUSHIN
PERMAFROST IN SOILS OF TRANS-BAIKAL AREAS
New data are given on the frost and freezing phenomena in soils of Trans-Baikal
areas. Seasonal wet frost is found to be an active factor determining cryogenic defor¬
mations due to freezing processes (frostogenesis), whereas the behaviour of the perma¬
frost is regarded as a «passive» one. Seasonal dry frost and pscudopermafrost along the
soil profile is explained by general cold climate in areas under consideration.
104
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ И
УДК 631.4:551.4(519.3)
© 1991 г.
Л. Л. УВУГУНОВ, В. И. УБУГУНОВА
ПОЧВЫ РЕЧНЫХ ПОПМ МОНГОЛИИ
Установлено, что почвенный покров речных пойм МНР чрезвычайно
разнообразен по структуре, строению и свойствам. Важная роль в про¬
цессах почвообразования принадлежит составу и возрасту аллювия и сте¬
пени дренированности конкретного пойменного участка. Выявлено, что
. высотно-поясное расположение пойм сказывается на структуре почвен¬
ного покрова и влияет на свойства почв.
В Монголии почвы речных пойм используются как высокопродуктив¬
ные пастбища и сенокосы, а в последние два-три десятилетия стали ак¬
тивно вовлекаться и в орошаемое овощеводство и земледелие. В то же
время степень изученности их очень слаба. В литературе имеются лишь
единичные данные по некоторым свойствам аллювиальных луговых почв
[1—3]. Несколько подробнее охарактеризованы общие свойства луговых
почв и солончаков и сделана попытка сравнительной классификации пой¬
менных почв и растительности [4], но следует заметить, что для почв
классификация опиралась в основном только на морфометрические пока¬
затели. Таким образом, необходимость изучения аллювиальных почв Мон¬
голии очевидна.
Реки МНР относятся к бассейнам Северного Ледовитого океана, Тихо¬
го океана и бессточного Центральноазиатского. В течение 1986—1990 гг.
нами было обследовано большинство крупных и средних рекгпервых двух
бассейнов. Истоки их приурочены к высокогорьям Хангая, Хэнтэи и При-
хубсугулья, и только Улдз берет начало на низких отрогах Восточного
Хэнтэя и Халхин-Гол в Хингане на территории Китая. Проведенными ис¬
следованиями установлено, что почвенный покров в речных поймах МНР
чрезвычайно разнообразен, отличается исключительной пестротой в про¬
странстве и динамичностью во времени и различается по строению и
свойствам.
Важнейшими же факторами формирования и пространственного рас¬
пределения типов почв (соответственно и растительности) в поймах рек
Монголии является состав и возраст аллювия и дренированность место¬
обитаний. Именно эти два фактора определяют гидротермический режим
почв, характер и направленность почвообразования. Высотное положение
элементов пойменного ландшафта над меженью реки или уровень поем-
ности не имеют такого определяющего влияния на формирование почв и
растительности, как в поймах рек Европейской части СССР и Западной
Сибири. В значительной своей части поймы обследованных рек имеют вы-
положенную поверхность, максимальные отметки флювиального рельефа
не превышают 3 м над меженным уровнем. Высота характерных для Мон¬
голии весенних и летних паводков незначительна, поймы заливаются
редко, а активные проносы наблюдаются только по заболоченным старич-
ным руслам.
105
При изучении почв пойменных ландшафтов необходимо учитывать и
зонально-поясное положение реки. Взаимодействуя с комплексом интра-
зональных факторов (русловые и пойменные процессы), климат, геологи¬
ческое и геоморфологическое строение и обусловленный климатом и релье¬
фом режим стока определяют специфику пойменного ландшафта и эко-
лого-генетические особенности аллювиальных почв. В каждом высотном
поясе в структуре почвенного покрова отмечаются определенные законо¬
мерности и выражены некоторые зонально-поясные черты аллювиальных
почв. Ниже рассмотрим основные особенности распределения аллювиаль¬
ных почв.
Обычно реки начинаются в зоне криофитных горных степей или у
верхней границы лесной зоны и постепенно опускаются до степей и сухих
степей. В высокогорном поясе долины не сформированы, они узкие, пой¬
ма выражена слабо и характеризуется перлювиально-аллювиальным ти¬
пом строения. Аллювиальные почвы формируются на крупнонесчано-га-
лечном аллювии, подстилаемом элюво-делювием коренных пород. Почвы,
как правило, неполноразвитые, легкие по гранулометрическому составу,
часто слоистые. Достаточно высокое количество атмосферных осадков
(>400 м) и широкое распространение мерзлоты, являющейся мощным
водоупором, способствуют избыточной увлажненности почвенного профи¬
ля и благоприятствуют развитию маломощных торфянисто-глеевых мерз¬
лотных почв. Произрастают на них преимущественно осоково-кобрезиевые
и красноовсянициевые луга, причем первые зачастую характеризуются вы¬
раженным ярусом кустарников. Значительно реже встречаются маломощ¬
ные луговые мерзлотные (иногда длительно-сезонномерзлотные), дерно¬
вые остепняющиеся и дерновые слоистые почвы.
Для лесной зоны все еще характерен существенный уклон поверхно¬
сти. Поймы здесь обычно неширокие и слабо расчленены, базис эрозии не¬
высокий, а река оказывает мощное дренирующее влияние на пойменные
процессы экосистемы. Поэтому в поймах лесной зоны значительное рас¬
пространение имеет комплекс примитивных слоистых почв различного
типа, развивающихся на грубом песчано-галечном аллювии и занятых
осоково-кустарниковыми березняками, ивняками и тополевниками. На
выровненных участках зрелой поймы под злаково-богаторазнотравными
сообществами настоящих лугов формируются полнопрофильные луговые
насыщенные, чаще темноцветные, с погребенным гумусовым горизонтом,
длительно-сезонномерзлотные (иногда и мерзлотные) почвы, а в пониже¬
ниях и в низкой притеррасной части под болотистой растительностью —
болотные перегнойно-глеевые мерзлотные и длительно-сезонномерзлотные
почвы. Доля дерновых остепняющихся почв в структуре почвенного по¬
крова пойм лесной зоны очень мала, а «остепнение» связано с резким от¬
рывом верхних горизонтов от воздействия грунтовых вод. О жесткости
гидрологического режима этих почв свидетельствуют и произрастающие
на них мезоксерофитные остепненные луга.
По мере выхода реки на относительно выровненные лесостепные (или
зона контакта леса и степи) и степные территории происходит изменение
геолого-геоморфологических структур аллювиальных фаций в связи с из¬
менением уклона поверхности, а также климатических параметров (повы¬
шением суммы температур, уменьшение количества осадков) и геохими¬
ческой обстановки. Наблюдается замедление течения, дробление русла на
протоки, меандрирование. Сама река течет по широкой долине и имеет
хорошо выраженную пойму. В результате этого разнообразие и простран¬
106
ственная структура пойменных экосистем и соответственно аллювиальных
почв значительно усложняются.
В почвенном покрове зоны контакта леса и степи увеличивается доля
луговых почв и уменьшается — болотных, причем доля мерзлотных вари¬
антов этих типов почв снижается по сравнению с лесной зоной. Луговые
почвы формируются обычно под различными разнотравно-злаковыми ме-
зофитными лугами, а болотные — под разнотравно-злаково-полевицевыми,
пурпурно-вейниковыми, злаково-осоковыми и другими сообществами. Зна¬
чительно большие, чем в лесной зоне, площади занимают дерновые почвы
(собственно и остепняющиеся), которые заняты остепненными луговыми
сообществами и формируются в высокой части поймы при эпизодическом
грунтовом увлажнении (обычно раз в 5—10 лет) и очень редком затопле¬
нии паводковыми водами. В низкой прирусловой части молодой поймы,
где в условиях проточного грунтового увлажнения и частого затопления
паводковыми водами произрастают кустарниково-ивовые уремы, распро¬
странены дерновые и луговые примитивные слоистые почвы.
В поймах степной зоны основу почвенного покрова составляют луго¬
вые насыщенные, часто засоленные почвы с мезофитными и галомезофит-
ными злаковыми лугами и дерновые насыщенные, иногда засоленные поч¬
вы с остепненными лугами.
Уменьшение количества осадков и увеличение интенсивности эвапо-
транспирации стимулируют процесс засоления почв. Особенно наглядно
это проявляется в сухостепной зоне в поймах рек Керулен, Орхон, Тола,
Хара и др. Поэтому здесь ландшафтное значение приобретают и галофит-
ные экосистемы: бескильницевые, ячменевые, разнотравно-злаковые на
луговых засоленных почвах; полынно-твердоватоосочковые ирисники и
дэрисники на дерновых засоленных почвах; галофитно-разнотравно-осоко-
вые на засоленных болотных почвах; сведовые и бескильницевые дэрисни¬
ки на луговых солончаках. В низовьях рек Тихоокеанского бассейна Ке-
рулена, Улдза и Халхин-Гола имеют распространение следующие экоси¬
стемы: тростниковые, болотницево-тростниковые и тростниково-осоковые
на лугово-болотных и болотных иловато-глеевых засоленных почвах.
Таковы главные закономерности интразонального и зонально-поясного
распределения аллювиальных почв в долинах рек Монголии.
Проведение исследований позволило установить, что почвенный покров
преимущественно представлен различными комбинациями болотных, лу¬
говых и дерновых почв, а в степной и сухостепной зонах к ним добавляют¬
ся и гидроморфные солончаки. В связи с этим рассмотрим основные свой¬
ства аллювиальных почв болотного, лугового и дернового рядов почвооб¬
разования и гидроморфных солончаков.
Аллювиальные болотные почвы широко распространены в
поймах рек всех высотно-поясных зон МНР и формируются в условиях
устойчиво-избыточного увлажнения и достаточно частого затопления па¬
водковыми водами в заболоченной части поймы и в других пониженных
элементах рельефа. Почвы мерзлотные или длительно-сезонномерзлотные,
очень медленно оттаивают, содержание влаги в верхней метровой толще
высокое (явно избыточное) и подпирается мерзлотой почти до конца лета,
вследствие чего микробиологическая активность слабая [5]. Следствием
таких биоэкологических условий является хорошо выраженный перегной¬
но-торфянистый горизонт и значительная оглеенность профиля. Грануло¬
метрический состав может быть различным — от супесчаного до средне- и
тяжелосуглинистого (табл. 1), причем в степной и сухостепной зонах за¬
метна заиленность профиля, что свидетельствует о возрастании роли пой-
107
§
Таблица 1
Некоторые химические и физические свойства болотных почв
Местоположение
Горизонт,
pH
С02
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Са2++
+Mg-+
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
Степень
засоления
глубина, см
вод¬
ный
соле¬
вой
%
мг-Лхв/100 г
<0,001
<0,01
остаток*,
%
Лсспая зона
р. Керулен
А
0-11
8,1
-
Нет
4,47
17,0
8,4
25,4
7
45
0,186
Н. з.
В g
15-25
6,5
5,5
»
2,91
8,9
1,7
10,6
5
24
0,066
»
С
50-70
6,7
5,7
»
0,77
1,6
0,3
1,9
1
5
0,026
р. Дзэлтэр
А
0-5
7,3
-
—
24,9
4,3
29,2
3
11
_
А1
8-16
7,3
—
»
8,60
28,4
2,7
31,1
3
19
_
В
20-30
7,1
-
»
2,65
15,8
2,5 .
18,3
3
17
_
»
Bg
35-45
6,5
—
»
3,61
15,3
2,7
18,0
3
16
_
»
С
60-70
6,9
-
0,60
6,8
1,9
8,7
1
6
-
»
Зона контакта леса и степи
Пойма р. Селенги
Пойма рек Онона
и Бальджа
А
0-10
7,7
-
Нет
—
23,2
7,0
30,2
_
_
_
А1
10-20
7,8
-
»
11,50
22,5
3,5
26,0
3
16
0,299
С. з.
Bgl
25-35
7,6
-
»
5,36
13,9
3,4
17,3
11
29
0,113
»
Bg2
70-80
7,4
-
2,77
11,2
3,1
14,3
4
24
0,084
Н. з.
А
0-10
6,5
5,5
-
20,1
6,4
26,7
3
16
—
»
А1
11-21
6,3
5,3
»
16,80
17,0
5.5
22,5
3
23
0,210
С. з.
Bg
30-45
6,0
5,4
»
4,45
10,4
2,9
13,3
1
21
0,094
Н. з.
Таблица 1 (окончание)
Местоположение
Горизонт,
глубина, см
pH
С02
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Mg2+
Са2+ +
+М*н
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
Степень
вод¬
ный
соле¬
вой
%
мг-экв/100 г
<0,001
<0,01
остаток,
%
засоления
Степная зона
Пойма р. Халхин-
А
0-10
7,6
Нет
19,2
7,2
26,4
11
25
0,206
С. з.
Гол
А1
10-20
7,9
—
5,91
16,7
6,0
22,7
8
22
0,138
30-40
7,3
—
»
4,66
14,7
5,6
20,3
10
23
0,090
»
вк
55-65
7,0
—
»
4,55
13,0
5,7
18,7
10
24
-
»
Пойма р. Улдз
А
0-4
8,2
—
2,1
-
—
24,1*
—
7
15
0,166
С. з.
А1
7-20
8,5
_
5,1
5,61
-
22,6*
—
11
27
0,106
[А]
45-55
8,1
_
1,3
3,14
-
6,9*
-
13
20
0,073
»
С
70-80
7,9
-
0,3
0,36
-
5,3*
—
12
19
0,050
Сухостепная зона
Пойма р. Керулен
А
0-11
8,1
—
Нет
2,28
18,5
10,5
29,0
3
14
0,332
Ср. з.
А1
12-22
7,9
—
»
1,67
16,0
4,0
20,0
4
16
0,196
С. з.
Во
30-40
6,3
-
1,60
5,0
2,7
7,7
4
18
0,057
Н. з.
Пойма р. Хара
А
0-10
7,9
-
8,1
-
-
44,0*
—
8
23
-
»
А1
10-20
8,0
—
10,0
12,3
—
32,0*
—
12
32
0,330
Ср. з.
25-35
7,4
-
0,3
7,1
-
31,0*
-
12
29
0,128
С. з.
Bg
40-50
7,4
-
0,3
2,5
-
15,0*
-
16
29
0,053
Н.з.
* Здесь и в табл. 2—4 емкость поглощения, мг-экв/100 г.
Примечание. Здесь и табл. 2—4 прочерк — не определялось; Н.э.— не засоленные, С. з.— слабозасоленные, Ср. з.— среднезасоленные; Сил. з.-^
сильнозасоленные, Оч. сил. з.— очень сильноэасоленные.
менного фактора в почвообразовании, проявляющегося в привносе и осаж¬
дении мелкодисперсных частиц. Значения pH варьируют в слабощелочно¬
щелочном интервале, хотя для болотной почвы Ононо-Бальджинского
пойменного междуречья (зона контакта леса и степи) и подгумусовых
горизонтов болотной почвы в верховьях Керулена (лесная зона) отмечена
слабокислая реакция. В профиле почв степной и сухостепной зон часто
обнаруживаются свободные карбонаты. Содержание гумуса обычно вы¬
сокое. Исключение составляют находящиеся в стадии формирования «мо¬
лодые» разности почв данного ряда почвообразования. Максимальные зна*
чения емкости обменных катионов отмечаются в гумусовом горизонте,
с глубиной они существенно уменьшаются. Данные водной вытяжки сви¬
детельствуют о высоком содержании легкорастворимых солей: в органо¬
генных горизонтах количество их не превышает 0,20—0,25%, а в более
глубоких — 0,026—0,094%. При этом величина плотного остатка имеет
тенденцию к увеличению в приповерхностных слоях почв сухостепной
зоны. Тип засоления одинаков для всех исследованных вариантов болот¬
ных почв — хлоридно-гидрокарбонатно-кальциевый, кроме почвы в вер¬
ховьях Керулена, где он гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевый.
Аллювиальные луговые почвы обычно развиваются в цент¬
ральной части пойменных ландшафтов в условиях нормального атмосфер¬
но-грунтового увлажнения при редком затоплении паводковыми водами.
Многолетняя мерзлота присутствует в них не везде и чаще всего в высо¬
когорных условиях лесной зоны на относительно мощных супесчано-суг-
линистых отложениях, а в более низких высотно-поясных зонах она от¬
мечается фрагментарно; в целом же луговые почвы длительно-сезонно¬
мерзлотные. В первую половину вегетации растений в почвах проявляется
дефицит тепла, но следует заметить, что прогреваемость верхнего полу¬
метрового слоя значительно лучшая, чем в болотных почвах. Гидрологи¬
ческий и микробиологический режимы в луговых почвах относительно
благоприятны [5]. Гранулометрический состав чаще всего супесчано-лег¬
косуглинистый, а в луговых почвах сухостенной зоны легко- и среднесуг¬
линистый за счет значительного увеличения содержания в профиле или¬
стых частиц (табл. 2). Подобная закономерность отмечена для аллю¬
виальных болотных почв сухостепной зоны. Для луговых почв характерен
широкий диапазон значений pH, но с аридизацией климата отмечается
тенденция к подщелачиванию почвенной среды, а также к накоплению
карбонатов.
Содержание гумуса в верхних горизонтах этих почв достаточно высо¬
кое (4,8—12,6%), хотя в молодых слоистых или маломощных почвах оно
нйже. Емкость поглощения варьирует в зависимости от возраста почвы и
ее свойств. Сумма легкорастворимых солей незначительна и уменьшается
с глубиной. Основной тип засоления хлоридно-гидрокарбонатно-кальцие-
вый, хотя возможно и преобладание в составе водной вытяжки анионов
хлора или натрия.
Аллювиальные дерновые почвы обычно располагаются в
высокой части прирусловой поймы и на других повышенных ее участках
на слоистых песчано-супесчаных аллювиальных наносах. Развитие этих
почв происходит в условиях недостаточного атмосферного увлажнения
(грунтовая подпитка играет очень малую роль) и редкого, обычно раз в
7—10 лет, паводкового затопления (правильнее — грунтового подтопле¬
ния). Кроме того, дерновые почвы формируются и на более низких эле¬
ментах пойменного ландшафта при близком подходе к поверхности грубых
песчано-галечниковых или крупнопесчаных отложений и, как следствие
110
Некоторые химические ■ физические свойства луговых почв
Таблица 2
Местоположение
Горизонт,
глубина, см
вод¬
ный
pH
соле¬
вой
С02
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Mg’+
Са2++
+Mg*+
мг-экв/100 г
Содержание фран¬
ций (%), размер
частиц (мм)
<0,001
<0,01
Плотный
остаток,
%
Степень
засоления
Лесная зона
Пойма р. Керулен
Ад
0-5
5,8
5,1
Нет
_
15,4
4,2
19,6
4
18
0,308
Ср. з,
А1
5-24
6,2
5,4
»
12,81
14,2
2,9
17,1
1
20
0,078
С. з.
С
30-40
6,9
5,7
»
2,30
2,5
0,5
3,0
—
—
0,043
Н. з.
Пойма р. Дзэлтэр
Ад
0-5
7,0
—
1
—
36,9
5,9
42,8
8
22
—
»
А1
10-20
7,0
—
»
6,01
23,9
3,8
27,7
4
20
—
»
АВ
25-35
7,6
—
0,4
1,09
—
14,1*
—
4
19
_
»
[А]
40-50
7,4
—
0,1
2,81
—
23,1*
—
5
19
-
»
ВС
80-90
7,6
—
0,2
0,37
-
7,1 *
-
1
4
»
Зона контакта леса и степи
Пойма р. Селенга
Пойма в между¬
речье Онона
и Бальджа
Ад
0-10
8,1
—
1,0
12,60
—
68,0*
_
5
24
0,394
Ср. з.
А1
15-25
8,1
-
3,8
8,51
—
34,0*
—
5
38
0,133
С. з.
В
60-70
7,9
-
2,1
2,03
—
14,0*
—
4
21
0,053
Н. з.
Ад
0-7
6,0
5,1
Нет
-
17,7
5,0
22,7
4
19
—
»
А1
10-20
6,4
5,3
»
4,96
12,5
3,7
16,2
3
25
0,096
Н. з.
АВ
30-40
7,3
6,1
»
3,66
12,1
3,1
15,2
3
23
0,099
»
ВСо
60-70
7,1
5,7
»
0,94
7,5
1,9
9,4
1
19
0,060
»
Таблица 2 (окончание)
Местоположение
Горизонт,
глубина, см
pH
С02
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Mg2+
Са2++
+Mg2+
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
вод¬
ный
соле¬
вой
%
мг-эьв/100 г
<0,001
<0,01
остаток,
%
Степень
засоления
Степная зона
Пойма р. Халхин-
Гол
Пойма р. Улдз
А1
5-20
7,8
[А]
40-50
7,4
АВ
70-80
7,1
С
100-110
7,1
Ад
0-6
7,3
А1
6-10
7,5
АВ
35-45
8,7
С
55-65
8,8
Нет
1,81
8,5
4,4
12,9
6
12
0,113
С. з.
»
3,41
11,4
4,2
15,6
10
18
0,088
»
»
1,33
6,4
2,4
8,8
6
10
0,048
Н. 3.
»
0,93
3,7
1,1
4,8
1
7
0,038
»
»
—
10,1
2,2
12,3
7
12
0,075
С. з.
»
5,13
7,7
3,0
10,7
11
17
0,130
»
0,2
2,87
и,а*
-
7
14
0,110
»
0,3
0,35
-
8,0 ♦
-
0
3
0,053
Н. з.
Сухостепная зона
Пойма р. Керулен
А1
3-10
8,6
—
0,9
1,96
—
38,0*
-
21
40
0,246
С. з.
В
10-22
8.3
—
0,7
0,83
—
33,0*
-
13
33
0,066
Н. з.
С
50-60
7,7
—
0,1
0,15
-
18,0*
-
1
7
0,055
Н. з.
Пойма р. Хара
А1
10-20
8,4
-
5,8
4,76
-
22,0*
-
21
38
0,134
С. з.
АВ
50-60
8,1
—
0,7
2,48
—
15,0*
—
13
30
0,054
»
В
70-80
7,9
-
0,3
2,19
_
14,1 *
-
12
19
0,043
Н. з.
С g
130-140
7,7
-
0,1
2,09
-
12,0*
-
11
24
0,048
»
Таблица S
Некоторые химические и физические свойства дерновых почв
Местоположение
Горизонт,
глубина, см
pH
СО,
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Mff2+
Са2++
+Mg2+
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
Степень
вод¬
ный
соле¬
вой
%
мг-экв/100 г
<0.001
<0.01
остаток,
%
засоления
Лесная зона
Пойма р. Керулен
АД
0-4
6,0
5,3
Нет
3,54
11,5
3,2
14,7
5
23
_
А1
4-12
6,3
5.9
»
2,89
9,1
2,4
11,5
5
23
0,070
Н. з.
Пойма р. Дзэлтэр
Ад
0-5
7,1
—
»
-
31,0
5,9
36,9
1
15
-
-
А1
8-16
7,2
—
»
3,70
26,8
4,3
31,1
1
10
—
—
В
20-30
7,3
—
»
1,18
7,1
1,2
8,3
1
6
—
—
Зона контакта леса и степи
Пойма рек Опона
Ад
0-4
6,3
5,3
Нет
7,71
12,9
4,7
17,6
2
20
Н. з.
и Бальджа
А1
4-12
6,2
5,1
»
4,98
11,6
3,1
14,7
0
18
0,078
»
С
20-30
6,7
5,7
»
1,03
1,8
0,6
2,4
6
11
0,036
С. з.
Пойма р. Селенга
Ад
0-4
7,6
—
0,2
3,38
-
22,0*
—
6
17
0,120
»
А1
4-20
7,9
-
0,3
2,27
—
20,0 *
—
5
14
0,124
»
[А]
36-42
8,1
-
0,9
2,57
—
20,0 *
—
5
16
0,120
»
С
50-60
7,2
-
Нет
0,59
3,9
0,5
4,4
0
5
0,068
»
Таблица 3 (окончание)
Местоположение
Горизонт,
глубина, см
pH
С02
карбо¬
натов
Гумус
Са2+
Mg2+
Са2++
+ Mg2+
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
Степень
остаток,
%
засоления
вод¬
ный
соле¬
вой
%
мг-экв/100 г
<0,001
<0,01
Степная зона
Пойма р. Халхин-
Ад
0-4
6,9
6,1
»
6,44
9,9
3,5
12,5
10
21
0,096
Н. з.
Гол
А1
4-18
6,9
6,1
»
4,50
7,6
3,0
10,6
5
18
0,100
»
С
30-40
7,1
6,5
»
1,51
1,7
0,4
2,1
2
2
0,028
»
Пойма р. Улдз
Ад
0-5
8,1
0,3
7,04
-
28,0 *
-
6
11
0,158
С. з.
А1
5-20
8,4
-
0,3
7,03
-
16,0*
-
7
8
0,120
»
АВ
30-40
9,2
-
0,5
2,30
-
6,0*
-
2
5
0,053
Н. з.
С
60-70
9,3
-
0,5
0,61
-
4,0*
-
2
3
0,068
»
Сухостепная зона
Пойма р. Керулен
Ад
0-10
7,9
-
0,1
2,32
-
24,0*
-
6
11
0,065
С. з.
А1
20-30
8,0
—
0,2
0,47
—
18,0*
—
12
16
0,090
»
С
50-60
8,5
—
0,2
0,40
—
12,0*
-
0
2
0,050
Н. з.
Пойма р. Хара
Ад
0-5
7,8
-
0,1
5,65
-
24,5*
-
6
19
0,186
С. з.
А1
10-20
8,4
—
0,2
3,48
—
26,0*
—
15
26
0,116
»
В
55-65
8,3
-
0,2
2,07
—
17,0*
-
11
16
0,076
Н. з.
Bg
100-110
7,8
-
0,1
1,01
-
10,0*
-
9
12
0,048
»
Таблица 4
Химические в физические свойства солончаков гидроморфных степной ■ лесостепной зон
Местоположение
Горизонт,
pH
С02
карбона¬
тов
Гумус
Сан
Mg2+
Са2++
+Mg2+
Содержание фрак¬
ций (%), размер
частиц (мм)
Плотный
Степень
глубина, см
водный
остаток,
0L
засоления
мг-экв/100 г
<0,001
<0,01
19
Пойма р. Улдз
Ад
0-5
10,1
3,3
1,63
10,0*
9
16
0,924
Оч. сил. 3.
А1
5-20
10,1
3,2
1,59
—
8,0*
—
13
23
0,926
АВ
24-37
10,0
0,3
0,78
-
10,0*
8
12
0,260
Ср. з.
В
40-50
10,0
Нет
0,37
1,2
1,9
3,1
4
8
0,334
BCg
60-70
9.3
»
0,25
1,4
1,6
3,0
4
5
0,060
Пойма р. Хуйтын-
Ад
0-5
8,5
0,6
-
-
57,0*
57
78
1,660
Сил. з.
Гол
А1
5-15
9,1
0,9
5,71
-
45,0*
_
48
55
1,050
Ср. з.
АВ
30-40
9,4
0,9
3,55
-
39,0*
—
25
38
0,250
С. з.
Пойма р. Керу-
В
55-65
8,6
0,4
3,14
-
31,0*
_
17
53
0,100
Н. з.
А1
5-21
9,4
0,9
3,90
-
42,0 *
_
19
43
1,154
Ср. з.
лен
[А]
30-40
9,1
0,7
0,49
-
34.0*
_
18.
37
0,216
С. з.
АВ
60-70
8,3
Нет
0,43
7,2
4,2
9,4
13
19
0,026
Н. з.
В
80-90
7,6
»
0,33
5,0
2,1
7,1
10
13
0,046
»
С
100-110
7,5
>►
0,30
2,9
0,9
3,8
5
8
0,048
Пойма р. Хара
Ад
0-5
9,3
4,9
-
—
16
58
1,078
Ср. з.
А1
5-20
9,4
8,0
5,36
24,0*
26
41
0,304
С. з.
В*
30-40
7,9
Нет
1,43
8,0
4,0
12,0
5
17
0,084
Н.з.
В
80-90
8,0
0,21
7,0
3,0
10,0
8
11
0,048
»
Примечание. При сульфатном типе засоления его степень определялась по содержанию токсичного SO*2-
этого, при отрыве верхних слоев почвы от подпитки грунтовой влагой.
В почвах влияние грунтовой воды очень кратковременно (в конце июля —
августе), т. е. оно мало влияет на рост и развитие растений. В целом дер¬
новые почвы являются наименее влаго-, но наиболее теплообеспеченными
почвами с достаточно высокой интенсивностью микробиологических про¬
цессов [5]. Для них характерны укороченный профиль с маломощным
гумусовым горизонтом, находящимся непосредственно на аллювиальных
наносах, и супесчаный или близким к нему гранулометрический состав
(табл. 3). В этих почвах также обнаружено накопление, хотя и менее вы¬
раженное, чем в болотных и луговых, илистых частиц. Содержание гуму¬
са невысокое, а в некоторых случаях даже низкое, с глубиной резко па¬
дает. Емкость поглощения в дерновых почвах незначительна и ниже, чем
в болотных и луговых почвах. Содержание легкорастворимых солей в дер¬
новых почвах мало (не более 0,12% в гумусовом горизонте), с глубиной
значительно уменьшается. Среди анионов и катионов преобладают гидро¬
карбонаты и кальций, хотя иногда на первое место в ионном составе вод¬
ной вытяжки выходят хлориды и натрий.
Гидроморфные солончаки распространены в притеррасной
или приматериковой пойме в зоне аккумуляции долинного стока и встре¬
чаются в центральной пойме в виде небольших округлых пятен диаметром
от 1,5 до 5—6 м среди луговых почв. Происхождение солончаков связано
с близким залеганием минерализованных грунтовых вод и выпотным ти¬
пом водного режима (но периодически промывным). Солончаки четко вы¬
деляются среди других аллювиальных почв по характеру поверхности:
она покрыта выцветами солей, пухловатая, корково-пухловатая или мок¬
рая даже в сухое время года. Галофитные растительные сообщества, про¬
израстающие на них, изрежены, малопродуктивны и просты по составу
и структуре. На солончаках с меньшей концентрацией солей произраста¬
ют бескильница, ячмень короткоостый, ирисники, чий и другие солено¬
выносливые виды растений, а при сильной степени засоления доминируют
сведа и однолетние солянки.
Эти почвы в Монголии представлены подтипом солончаков гидроморф-
ных луговых. Профиль их характеризуется выделениями солей и призна¬
ками оглеения. Гранулометрический состав гумусового горизонта сугли-
нисто-легкоглинистый с высоким содержанием илистой фракции, а ниж¬
ние слои преимущественно песчано-супесчаные (табл. 4). Для них харак¬
терна сильнощелочная реакция (в гумусовых горизонтах 8,3—10,1),
наличие свободных карбонатов, невысокое по сравнению с соседствую¬
щими с ними луговыми и болотными почвами, содержание гумуса. Мак¬
симальная величина плотного остатка в солончаках приурочена к верхним
горизонтам почвенного профиля и достигает 1,15—1,66%. С глубиной их
содержание резко падает до очень низких значений. Тип засоления пре¬
имущественно сульфатно-натриевый, но в пойме Улдза отмечен сульфат-
но-гидрокарбонатно-кальциевый. Степень засоления достаточно высокая:
согласно классификации почв по степени засоления в зависимости от хи¬
мизма солей, солончаки являются средне-, сильнозасоленными и очень
сильно засоленными.
Выводы
1. Поймы рек Монголии являются сложными системами, формирую¬
щимися под влиянием комплекса зональных и интразональных факторов.
В связи с этим почвенный покров в них чрезвычайно разнообразен по
возрасту, структуре, строению и свойствам.
116
2. Среди интразональных факторов почвообразования в пойменных
ландшафтах более важная роль принадлежит составу и возрасту аллювия
и степени дренированности конкретного пойменного участка и менее важ¬
ная — высотному положению над меженью реки и уровню поемности.
3. Высотно-поясное расположение пойм сказывается на структуре поч¬
венного покрова и влияет на свойства почв. С выходом реки с горных мас¬
сивов на степные территории уменьшается доля болотных почв и увеличи¬
вается — луговых и дерновых, улучшаются термические условия почвооб¬
разования, возрастает насыщенность почв, увеличиваются содержание
карбонатов и илистой фракции, количество легкорастворимых солей в поч¬
вах, ландшафтное значение приобретают их засоленные варианты и со-
лончаки.
Список литературы
1. Андреев С. //. Почвы дельты р. Буянту и Кобдоское аймачное хозяйство//Тр.
Монгольской комиссии АН СССР. Вып. 16. JL, М.: Изд-во АН СССР, 1935. 42 с.
2. Баранов В. И. Земледельческие районы на юге Кобдоского аймака Западной Мон¬
голии//Тр. Монгольской комиссии АН СССР. Вып. 4. JL: Изд-во АН СССР, 1932.
79 с.
3. Гусенков Е. П., Панкова Е. И. Почвы речных долин Северной Монголии на приме¬
ре р. Боро-гол Ц Почвоведение. 1962. № 8. С. 64-72.
4. Миркин Б. М., Манибазар Н., Гареева Л. М. и др. Растительность речных пойм
Монгольской Народной Республики. Опыт синтаксономического анализа с ис¬
пользованием флористических критериев. JI.: Наука, 1980. 284 с.
5. Убугунов Л. Л., Убугунова В. И., Баатар Р. Биоэкологические условия формиро¬
вания аллювиальных почв Северной Монголии // Экология и природопользо¬
вание в Монголии // Тез. докл. Международной конференции 4-6 сентября 1990 г.
Улан-Батор: ГУГК МНР, 1990. С. 68-70.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Удэ 16.05.91
L. L. UBUGUNOV, V. I. UBUGUNOVA
MONGOLIAN RIVER FLOOD PLAIN SOILS
The soil cover of the Mongolian river flood plains is extremely diverse in age,
structure, composition and properties. The alluvium, composition and age together with
drainage of the site are important for the processes of pedogenesis. The flood plain alti¬
tude proved to affect the structure of the soil cover and soil properties.
117
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1991 № II
УДК 631.46:631.427
(С) 1991 г.
С. UI. НИМАЕВА
БИОЛОГИЧЕСКАЯ АКТИВНОСТЬ ЛУГОВО-ЧЕРНОЗЕМНЫХ
МЕРЗЛОТНЫХ ПОЧВ
Показало, что внесение растительных остатков целинного разно¬
травья в лугово-черноземные мерзлотные почвы при оптимальных гидро¬
термических условиях вызывает резкую активизацию биологических про¬
цессов. Биологические показатели пахотных почв более динамичны и за¬
висят от их качества.
В Забайкалье в условиях резко континентального климата, при ярко
выраженной сухости воздуха и почв, пониженном температурном режиме
окружающей среды, наличии постоянной и длительной сезонной мерзло
ты в почвах, растительность как фактор почвообразования в процессе эво¬
люции приобрела свои биологические особенности. В растительном покро¬
ве основная масса растений принадлежит к группе ксерофитов. Эволюция
этой группы привела к формированию низкой продуктивности надземной
фитомассы, в то время как корневая биомасса достигает значительных раз¬
меров [2, 4].
Корневая масса целинного разнотравья в слое 0—20 см глубокопро-
мерзающих черноземов составляет 18,4, лугово-черноземных мерзлотных
почв — 11,2 т/га. В агроценозах эти показатели равны соответственно 4,1
и 2,5 т/га. Надземная фитомасса разнотравья, поступающая в почву, со¬
ставляет 1,2—1,5 т/га. Растительные остатки, подвергающиеся дальнейшей
трансформации в почвах, содержат много лигнина. Так, в корневой массе
целинного разнотравья он составляет 36—38, культурных растений — 34—
35, а в надземной фитомассе — соответственно 23—33 и 23—35% [5].
Таким образом, в исследуемом регионе подвергающиеся биологической
трансформации растительные остатки имеют существенные особенности:
во-первых, большая их часть представлена корневой массой, во-вторых,
вся поступающая в почву органическая масса содержит высокий процент
лигнина. Это предполагает низкие темпы процессов разложения раститель¬
ных остатков вследствие замедляющего влияния лигнина на разложение
целлюлозы и жестких условий почвенного климата.
В природных условиях весь цикл круговорота — поступление и разло¬
жение растительных остатков, образование и закрепление гумуса, мине¬
рализация и вынос питательных элементов — представляет собой устойчи¬
вую сбалансированную систему биологического круговорота, где микро-
биологическая деятельность не только определяет характер последнего,
но и сама подчинена его закономерностям. В агроценозах эта замкнутость
цикла нарушается несбалансированностью поступления и выноса, интен¬
сивность которых определяется спецификой условий и направлена в сто¬
рону выноса. При постоянных выносах с урожаями продуктов трансфор¬
мации микроорганизмами коллоидных органо-минеральных систем почвы
и минерализации свежих органических остатков возникает опасность де¬
градации почв [1]. Поэтому проблема бездифицитного баланса органо-ми-
118
неральных элементов почвенного плодородия является главным вопросом
землепользования и особо актуальна для малогумусных почв Забайкалья.
Поскольку во всех отмеченных процессах трансформации органических
и минеральных веществ главным агентом являются почвенные микроор¬
ганизмы, то от специфики их деятельности зависят уровень плодородия
почв и обеспеченность растений элементами питапия.
В природных условиях Забайкалья растительные остатки разлагаются
неравномерно и прерывисто [3].
В лабораторных опытах нами было изучено изменение биологического
состояния лугово-черноземных мерзлотных почв при трансформации раз¬
личных растительных остатков. При оптимальных гидротермических усло¬
виях исследовалось разложение растительных остатков целинного разно¬
травья, содержащего 2,22% азота, 0,37% фосфора, 0,85% калия, 13,9%
протеина, 7,0% моно- и дисахаров, 25,1% клетчатки и 33,2% лигнина на
воздушно-сухое вещество. В опытных вариантах перемолотые раститель¬
ные остатки целинного разнотравья (2% от массы почвы) вносили в поч¬
ву, взятую из слоя 0—20 см целинных и пахотных земель, и инкубировали
в течение 8 мес. Контролем служили те же почвы, но без растительных
добавок. Ежемесячно проводились биохимические и микробиологические
анализы, контролирующие изменения почвенных процессов (анализы вы¬
полнены Н. Ц. Гармаевой).
Активизация микробиологических процессов при добавлении расти¬
тельных остатков проявилась в резком увеличении численности всех групп
микроорганизмов как в целинной, так и в пахотной почве (табл. 1). Это
сопровождалось изменением структуры микробных ценозов: уменьшались
численность актиномицетов, показатель соотношения бактерий, ассимили¬
рующих минеральный и усваивающих органический азот. Уменьшение со¬
отношения бактерий КАА : МПА и олигонитрофилов к сапрофитам обус¬
ловлено активной утилизацией органических азотсодержащих компонен¬
тов растительных остатков. Средние показатели численности бактерий,
усваивающих органический азот как в целииной, так и в пахотной почве,
по сравнению с контролем возросли в 3 раза, минеральный азот — только
вдвое.
Сравнение опытных вариантов целины и пахотных почв показывает,
что интенсивная минерализация органического азота растительных остат¬
ков повлекла усиление в них развития бактерий, ассимилирующих мине¬
ральные формы азота. Абсолютные величины бактерий на КАА и олиго¬
нитрофилов особенно сильно возросли в пахотных почвах (в 2,5 и 1,8 раза)
по сравнению с целинными (в 2,0 и 1,5 раза).
Повышение численности многих групп микроорганизмов в пахотных
почвах связано с более интенсивной трансформацией растительных остат¬
ков в них по сравнению с целинными.
Оптимальные гидротермические условия не оказывают существенного
влияния на уровень азотфиксации в контрольных почвах как целины, так
и пашни. Низкая исходная активность азотфиксации постепенно сходит
на «нуль», несмотря на значительное увеличение аэробных и анаэробных
азотфиксаторов (рис. 1).
При внесении растительных остатков увеличивается содержание орга¬
нических кислот и различных углеводов в почве. Образование доступного
энергетического материала в опытных вариантах стимулирует развитие
всего комплекса азотфиксирующих микроорганизмов и повышает актив¬
ность азотфиксации. В целинной почве активность азотфиксации находи¬
лась в пределах 0—0,476 мкг/7 г почвы за 30 сут. При добавлении к цели¬
на
Таблица 1
Изменение численности микроорганизмов (тыс/г сухой почвы)
при добавлении растительный остатков в лугово-черноземные мерзлотные
почвы (средние показатели из восьми определений)
Целина
Пашня
Микроорганизмы
контроль
опыт
контроль
опыт
Бактерии на МПА
884
2480
1145
3042
Бактерии на КАА
1683
3305
1925
4769
Актиномицеты
1025
323
1430
484
Олигонитрофилы
2697
4141
3097
5726
Бактерии - олигонитрофилы
1923
3870
2048
5257
Азотфиксаторы
967
1341
853
2206
Кл ост ридин
5-10»
5-10**
5 10»
5Ю‘°
Грибы
6,8
10,4
9,3
8,8
Соотношение КАА : МПА
1,83
1,33
1,68
1,56
Соотношение олигонитрофилов и сапро-
фитов
3,05
1,67
2,70
1,88
не растительных остатков этот показатель изменялся от 0,231 до 1,470/7 г.
В контрольном и опытном вариантах пахотных почв активность азотфик-
сации составляла в среднем соответственно 0,105—0,476 и 0,126—2,940 мкг/
/7 г почвы за 30 сут. В контрольных вариантах диапазон активности азот-
фиксации в целинной и пахотной почвах различается незначительно.
С добавлением растительных остатков колебания активности азотфикса-
ции в динамике в пахотных почвах возрастают в 23, в целинных — в 6 раз.
Широкий диапазон активности азотфиксации в пахотных почвах свя¬
зан с тем, что в агроценозах поступление и вынос органического вещества
колеблются в широких пределах и микробный ценоз функционирует в
зависимости от наличия пищевых и энергетических ресурсов. Об этом же
свидетельствует высокая продуктивность азотфиксации (количество свя¬
занного азота на 1 г углерода) в пахотных почвах при оптимальных гид¬
ротермических условиях (табл. 2). При добавлении растительных остат¬
ков интенсивная минерализация идет менее продуктивно: азотфиксация
на 1 г углерода снизилась до 1,4 мкг/г.
В отличие от пахотных, целинные почвы представляют собой эконо¬
мичную сбалансированную экосистему, функционирующую с минималь¬
ными энергетическими затратами. Поэтому внесение растительных остат¬
ков, обогащая почву более доступным углеродом, резко сдвигает равно¬
весие продуктивности азотфиксации в сторону его снижения. Если в конт¬
рольной целинной почве продуктивность азотфиксации составила 1,8 мкг/г
выделившегося углерода, то при добавлении растительных остатков она
снизилась до 1,1 мкг/г.
Таким образом, повышение активности азотфиксации идет на фоне ин¬
тенсивного потребления энергии, освобождающейся в процессе минерали¬
зации органического вещества. Возможно, часть минерализованного угле¬
рода ассимилируется в процессе размножения почвенных микроорганизмов.
Поэтому наивысшая активность азотфиксации к концу 1-го мес инку¬
бации совпала с резким уменьшением запасов клетчатки и общего угле¬
рода (рис. 2). При этом в атмосфере надпочвенного воздуха отмечено
наибольшее содержание углекислого газа, несмотря на высокую динамич¬
ность его в процессе разложения растительных остатков.
120
Время, сут
Рис. 1. Динамика азотфиксации (а), числеиности аэробных (б) и
анаэробных (в) азотфиксаторов в лугово-черноземных мерзлотных
целинных (7) и пахотных (2) почвах. I — контроль; II - опыт
В дальнейшем активность азотфиксации была менее динамична, уро¬
вень ее фиксировался вдвое-втрое ниже максимального, отмеченного в
конце 1-го мес опыта. Резервы доступного органического вещества исто¬
щались, и в почве наблюдалась стабилизация содержания углерода и
клетчатки.
Растительные остатки, внесенные в лугово-черноземные мерзлотные
почвы, активизируют микробиологическую деятельность, что ведет к из¬
менению многих биохимических процессов (табл. 3). Несмотря на высо¬
кую динамичность численности микроорганизмов и биохимических процес¬
сов в течение опытов, обусловленных сукцессией микробных ценозов, сред¬
нее содержание азота возросло в 1,5, углерода — в 5 раз, активность азот¬
фиксации увеличилась в 2—3, минерализация органического вещества —
в 3—6 раз. Активизация микробиологических процессов шла с интенсив¬
ным потреблением кислорода и возрастанием количества АТФ в почвах.
Отличие потенциальной биохимической активности целинных и пахот¬
ных почв на контрольных вариантах при инкубации не столь существен¬
ны по средним показателям (табл. 1 и 3), как и ритмы динамики во вре¬
мени (рис. 1, 2), что объясняется генетическими факторами микробиоло¬
гических механизмов, присущих данным почвам. В опытных вариантах
растительные остатки целинного разнотравья, внесенные в почвы, по био¬
химическому составу более разнообразны, чем пожнивные остатки агро-
121
— г
и в О 170 160 740 60 170 180 740
Орс.мя, гут
Рис. 2. Динамика содержапия клетчатки (а), углерода (б), кисло¬
рода (б) и углекислого газа (г) в лугово-черноземных цолипных (/)
и пахотных (2) почвах. I - контроль, II - опыт
ценозов. Поэтому в пахотных почвах они вызывают более интенсивные и
динамичные изменения микробиологических показателей.
Биологическое состояние пахотных почв определяется качеством по¬
ступающих растительных остатков. Те же дозы разных растительных
остатков (2% от массы), внесенные в пахотные почвы, инкубировались
при оптимальных гидротермических условиях. Представлены средние дан-
122
Таблица 2
Продуктивность азотфиксации микробных ассоциаций лугово-черноземных
мерзлотных почв при внесении растительных остатков
Вариант
Азотфиксация, мкг/г
почвы за 30 сут
Продуктивность азот¬
фиксации, мкг/г угле¬
рода за 30 сут
Контроль
Опыт
Контроль
Опыт
Целина
0,21
0,49
Пашня
0,25
0,71
1,8
1,1
3,1
1/*
Таблица 3
Влияние растительных остатков на биохимические показатели
лугово-черноземных мерзлотных впочв (средние показатели из восьми
определений)
Вариант
Азотфикса¬
ция, мкг/г
за 30 сут
АТФ
Азот
Углерод
Клетчат¬
ка
С02
Ch
мкг/г
%
Целина
Контроль I 0,224 I 32,76 I 2,61 I 18,6 I 100 I 3,69 I 14,04
Опыт | 0,483 I 63,72 | 3,47 | 103,1 | 527,3 | 11,48 | 6,94
Пашня
Контроль I 0,245 I 40,71 I 2,50 I 20,0 I 83,0 I 2,27 I 17,58
Опыт | 0,707 I 54,77 | 3,14 | 104,6 | 529,5 | 14,19 | 9,31
ные анализов, проведенных через 1, 3, 6 и 12 мес (табл. 4). Растительные
остатки одного вида или же его надземная и подземная массы минерали¬
зуются интенсивнее целинного разнотравья, о чем свидетельствуют более
высокие показатели численности и повышение коэффициентов КЛА :
: МПА и олигонитрофилов к сапрофитам (табл. 1 и 4). Сравнительно низ¬
кие показатели КАА : МПА на вариантах с соломой ячменя и корнями
яменя соответствуют более низкой численности микроорганизмов по срав¬
нению с другими вариантами данного опыта.
Зеленая масса рапса вызывает более интенсивное развитие микроорга¬
низмов, чем корни, как и солома ячменя по сравнению с его корнями. Уси¬
ление минерализации органического азота (бактерии на МПА), внесен¬
ных растительных остатков, особенно зеленой массы рапса, тесно связано
с повышением активности уреазы и фосфатазы. Интенсивная минерали¬
зация сопровождается резким увеличением численности микроорганизмов,
ассимилирующих минеральный азот и олигонитрофилы.
Изменение биологической активности показывает, что в пахотных поч¬
вах трансформация растительных остатков более динамична и более ин¬
тенсивна. Повышение активности уреазы на варианте с зеленой массой
123
Таблица 4
Влияние растительных остатков на численность микроорганизмов
(тыс/г) и активность ферментов лугово-черноземных мерзлотных почв
Вариант опыта
Показатель
контроль
зеленая
масса
рапса
корни
рапса
солома
ячменя
корни
ячменя
Бактерии на МПА
901
8486
4576
3070
4020
Бактерии на КАА
1613
16146
13162
3537
4713
Актиномицеты
1232
2068
1978
1616
1364
Олигонитрофилы
3556
26520
15705
12733
7704
Спорообразующие
604
8353
7232
3582
1805
Соотношение КАА : МПА
1,79
1,90
2,88
1,15
1,17
Соотношение олигонитрофилов
и сапрофитов
3,95
3,13
3,43
4,15
1,92
Уреаза, N-NH4, мг/г почвы
0,13
0,16
0,12
0,15
0,15
Фосфатаза, Р2О5, мг/100 г почвы
15,0
15,3
15,6
15,1
15,8
рапса предполагает большее накопление минерального азота, а в отноше¬
нии фосфора положительное влияние оказывают и корневые остатки.
Результаты опытов показали, что ^несение растительных остатков це¬
линного разнотравья в лугово-черноземные мерзлотные почвы в количе¬
стве 2% от ее массы при оптимальных гидротермических условиях вызы¬
вает резкую активизацию протекающих в них биологических процессов.
Усиление азотфиксации, возрастание содержания в почве азота и других
продуктов метаболизма микроорганизмов резко повышают показатели эф¬
фективного плодородия данных почв.
Биологические показатели пахотных почв при внесении растительных
остатков более динамичны и зависят от их качества.
Опыты позволяют предположить высокую эффективность органиче¬
ских удобрений при оптимизации гидротермических условий лугово-чер¬
ноземных мерзлотных почв за счет активизации микробиологическх про¬
цессов. Последние в полевых условиях лимитированы жесткими почвенно¬
экологическими условиями.
Список литературы
1. Аристовская Т. В. Микробиологические аспекты плодородия почв//Почвоведение.
1988. № 9. С. 53-63.
2. Волковинцер В. И. Степные криаридные почвы. Новосибирск: Наука, 1978. 108 с.
3. Нимаева С. Ш. Микробиологические основы плодородия почв Западного Забай¬
калья//Почвенные ресурсы Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1989. С. 88-101.
4. Ногина Н. А. Почвы Забайкалья. М.: Наука, 1964. 312 с.
5. Чимитдоржиева Г. Д., Абашеева Н. Е. Гумусное состояние почв Бурятской АССР//
Агрохимия. 1986. № 4. С. 56—61.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Удэ 16.05.91
S. Sh. NIMAEVA
BIOLOGICAL ACTIVITY IN MEADOW-CHERNOZEM IC
CRYOGENIC SOILS
It is shown that the plant residues of virgin motley grasses applied into the mca-
dow-chernozemic cryogenic soils are found to be the main reason to increase the acti¬
vity of biological processes under optimal hydrothermical conditions. Biological features
of arable soils are more dynamic and dependent on the quality of these soils.
124
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1991 № 11
УДК 631.417.2
© 1991 г.
Г. Д. ЧИМИТДОРЖИЕВА
ОСОБЕННОСТИ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА
КРИОГЕННЫХ ПОЧВ
Органическое вещество и гумус длителыю-сезонномерзлотных чер¬
ноземов, каштановых, серых лесных и мерзлотных лугово-черноземных
почв имеют региональные особенности, связанные с генезисом почв и
.природно-климатическими условиями экстремального Забайкалья.
Органическая часть почвы, динамичность которой определяется по¬
ступлением в почву остатков растительного и животного происхождения,
представляет собой сложную систему разнообразных веществ. Раститель¬
ные остатки являются основным источником гумуса почвы, качество я ко¬
личество которого зависят от характера растительности, напряженности
биологических процессов, а также гидротермических условий. Цель ра¬
боты — выявить особенности органического вещества почв, формирую¬
щихся в условиях криогенеза. Наш учет по методу свежей органической
биомассы [2] показал, что запасы ее в целинных почвах значительны и
достигают в верхнем (0—20 см) слое черноземов, каштановых и серых
лесных почв 21 т, в лугово-черноземных почвах — 15 т/га. Эти данные со¬
гласуются с данными Ногиной и Уфимцевой [1, 4]. Ежегодное поступле¬
ние растительных остатков в агроценозы при возделывании зерновых
культур по нашим данным составляет всего 1,8—3,4 т/га; значительной
величины эти цифры достигают после многолетних трав — 4—8 т. Несмот¬
ря на обильное поступление свежего органического вещества, особенно
в целинные почвы, запасы гумуса в слоях 0—20 и 0—50 см низки: в чер¬
ноземах соответственно по слоям составляют 94 и 182, в каштановых поч¬
вах — 56 и 89, в серых лесных — 90 и 125 т/га; еще меньше содержится
гумуса в пахотных вариантах почв (рис. 1). Содержанию гумуса соответ¬
ствует и количество азота в почвах. Низкие запасы гумуса объясняются
легким гранулометрическим составом почв (супесь, легкий суглинок),
а также, вероятно, преимущественным развитием минерализационных
процессов при разложении растительного материала. Лугово-черноземные
почвы из-за лучшей влагообеспеченности и тяжелого гранулометрического
состава высокогумусированы, хотя в них поступает меньше фитомассы,
чем в первые три почвы. Известно также, что запасы гумуса в почвах
определяются интенсивностью минерализации органического вещества
самой почвы и скоростью гумификации поступающего в них растительно¬
го материала. Последнее зависит от химического состава растительных
остатков. В Забайкальском регионе с очень сухими весенним и раннелет¬
ним периодами, приближающимися по степени увлажнения к условиям
полупустыни, растительность степей и сухих степей формируется по ксе-
рофитному типу. При остром дефиците тепла и влаги растительные орга¬
низмы в онтогенезе начинают вырабатывать адаптационную реакцию на
неблагоприятные экологические условия среды, вследствие чего как над-
125
КГ
03,2
56,0
±6,3
I
1
ш
3,!
33,2
*в,6
±10,•i
п,1
у/,
ш
2,9
±0,9
5,1
3,3
162,0
±27,6
3*1,3
±8f
Ф,
153,5
±15,<i
76,6
УУ
Щ5
4,0
±1,3
&
±0,3
тл
7,J
124,3
723, в
30,5
±12,8
/у
±12,4
±26,7
7 5,6
±12,Ь
%
т
/ ±0,03
ВД±дЦ *7TteA
16 гл ’2 2,;
О"20 см □ О"30см
2$S,4
t25,7
136 J
±41,5
/
1
±1,г
9,9
±V,0
77,2
164,5
±7/,
155,3
да,а
1
1
Ш
2
1
6J
±2,3
14,1
Рпс. 1. Заиасы гумуса (Л) и азота (Б) в почвах, т/га. Почвы: I - каштановая, л=7; II - чернозем, л=6; III - серая лесяая,
w=5; IV - лугово-черноземная, п=5. / -целинные, 2-пахотные варианты
Трансформация органического вещества
Таблица 1
С. %
исход¬
ный
Изменение запасов
Величина
гумифика*
ции, % от
сухого веще¬
ства за 1 год
Вариант
через
1 год
С,
гумуса.
иг/га
Каштановая почва, к=15
Почва без растительных остатков
0,67
0,66
-
-
+навоз
0,75
+2250
+3879
+зеленая масса овса
0,69
+ 900
+ 1552
+зеленая масса рапса
0,68
+600
+ 1034
+корни пшеницы
0,70
+ 1200
+2069
НСРо5, %
0,02
*
Чернозем, п
= 13
Почва без растительных остатков
1,20
1,18
—
-
+солома пшеницы
1,23
+ 1040
+ 1793
+солома овса
1,26
+2080
+3586
НСР„5, %
0,04
Лугово-черноземная почва,
*=15
Почва без растительных остатков
3,54
3,49
-754
-1300
+навоз
3,60
+ 1658
+ 2860
НСРо*, %
0,04
Почва без растительных остатков
3,73
3,66
-1055
-1820
+навоз
3,82
+2413
+4160
НСР05, %
0,04
земная, так и подземная части растений содержат высокий процент цел-
люлознолигнинного комплекса, достигающего, например, в растительности
сухой степи — 67%, причем содержание лигнина составляет 38%. Как
следствие низкой обеспеченности почв минеральным азотом им обеднена
растительность; даже в лесном разнотравье, богатом бобовыми, в период
цветения его содержится всего 1,99%; при этом очень мало протеина, бел¬
ка и скуден аминокислотный состав почвы [5]. В надземной массе рас¬
тений степей и сухих степей азота содержится соответственно всего 1,49
и 1,45%. В стерневой массе пшеницы, выращенной на каштановых поч¬
вах, содержание азота составило всего 0,29, на херых лесных — 0,34%,
вследствие чего отношение C/N составило соответственно 141 и 114.
В надземной массе злаково-полынной растительности сухих степей коли¬
чество кальция и магния соответственно составило 0,4 и 0,24%, а в стерне
пшеницы эти величины составили всего 0,09 и 0,03%. Очень низкое ко¬
личество фосфора — 0,03% найдено в соломе пшеницы [6]. Такой неудов¬
летворительный качественный состав надземного опада и остатков зерно¬
вых культур, ежегодно поступающих в органический профиль почв, при¬
водит к их медленной биодеструкции: на целине корневая масса разла¬
гается па 21—28, на пашне стерня и корни зерновых на 33—47% от массы.
Изучение продуктов разложения различных источников гумуса (це¬
линный опад, растительные остатки агрокультур) в модельных опытах
в массе инертного кварцевого песка показало, что выход из них общих
водорастворимых органических веществ низок. Максимума он достигает
к 180—360-м сут компостирования, составляя всего 2—9% от общего со¬
держания углерода (38—43%) в растительном материале, еще ниже вы-
127
Групповой и фракционный состав гумуса супесчаных почв
(С фракций в % к С общ. почвы)
Таблица 2
Глу¬
бина,
см
Гуминовые кислоты
Фульвокислоты
X
•е
X
а
•«
° а *г
С общ.
%
1
2
3
сумма
1а
1
о
3
сумма
и
+
X
и
TJ
и
и
я * о
Зон
г >*«с
щ п и
Я по
Почвы степи
Пахотные каштановые, п=3
0—20 I 1,11
20-40| 0,74
5,7 I 12,5 I 9,1 I 24,0 I 4,0
4,4 | 20,2 | 10,3 I 28,6 | 4,5
2,7
5,4
11,8
10,6
10,3 I 29,5 I 53,3
8,1 | 28,0 | 53,5
0,8
0,8
46,7
46,1
Целинные каштановые, п=4
0
-10
1,76 I
4,7
12,6
9,6
I 26,9
3,4
7,8
1 1°>7 1
I н,з
32,7
59,6
0,8
10-
-20
0,98
3,4
14,7
6,7
24,8
5,9
5,1
14,5
9,1
34,6
59,4
0,7
20-
-30
0,62 |
1,4
12,4
5,5
1 18,5
6,7
3,6
1 Ю,4 1
1 8,1
28,7
47,2
0,6
40,4
40,6
52,8
Пахотные черноземы, и=5
0-
-20
1,85
10,3
15,8
9,1
30,1
3,9
7,7
6,2
20-
-30
1,46
9,1
17,8
8,6
29,4
4,3
5,6
8,9
40-
-50
0,75
2,5
15,9
7,2
25,6
3,6
1,9
12,2
5,0
7,6
4,8
25.4
27,9
22.5
54,9
1,3
45,2
57,2
1,2
42,7
48,1
0,95
52,1
Целинные черноземы, п=4
0-
-10
2,19
4,9
10,1 I
1 8,6
24,3
4,2
6,1
13,1
7,5
30,2
54,4
0,9
10-
-20
1,2
2,1
11,2
8,3
22,1
4,0
4,1
16,0
8,3
32,9
55,0 '
0,9
30-
-40
0,6
2,1
22,6 |
1 9,0
33,6
5,2
1,8
14,0
6,9
27,9
61,5
1,2
45,6
45,0
38,5
Почвы лесостепи
Целинные серые леспые, п=3
0-
-10
2,67
13,6
8,6
10,1
32,3
4,2 I
6,4
10-
-20
1,10
8,3
8,5
7,8
24,6
12,9
3,2
20-
-30
0,74
7,9
2,3
3,1
13,3
13,9 |
1 3,0
7,6
1 4,2
22,4
54,7
1,4
9,0
4,3
29,4
54,0
0,8
9,3
1 4,4
30,6
43,9
0,4
45,3
46.0
56.1
0-
-10
1,93
8,5
12,1
10-
-20
2,2
12,8
7,7
20-
-30
2,1
7,3
3,0
Пахотные серые лесные, п=3
8,1
28,7
4,7
5,0
15,1 I
4,1
28,6
57,3
1,0
8,3
28,7
4,3
6,5
11,7
3,2
25,6
54,3
1,1
5,0
15,3
3,9
4,5
3,4 1
2,2
14,0
29,3
1,1
42.7
45.7
70.7
Целинные лугово-черноземные мерзлотные, п=6
0-
-5
7,18
10,8
7,2
8,6
26,6
2,2
8,0
5,5
7,7
23,4
50,0
1,1
50,0
5-
5,40
12,9
8,5
6,3
27,7
3,0
6,7
6,8
3,8
20,3
48,0
1,3
52,0
15-
-25
3,0
5,7
10,5
3,7
19,9
4,9
8,6
10,2
5,9
29,6
49,5
0,7
50,5
25-
-35
1.6
3,0
14,7
2,7
20,9
5,9
5,9
8,0
4,8
24,2
44,4
0,9
55,7
Пахотные лугово-черноземные мерзлотпые, и=5
0-20
3,97
8,8
11,1 1
7,3
29,1 I
3,5
7,8
6,3
5,4
21,5
50,6
1,4
20-30
3,21
9,5
11,5
9,3
30,3
5,0
3,0
10,5
4,6
23,1
53,4
1,3
30-40
0,66
1,0
9,0 |
1 6,7
16,7 1
1 5,7
3,3
3,3
3,3
15,7
32,3
1,0
49,4
46,6
67,7
128
ход веществ гуминовой природы. Все это обусловлено обедненностью фи¬
томассы азотом, белковыми компонентами и обогащенностью ее целлюлоз-
но-лигнинным комплексом.
Изучалась также интенсивность трансформации растительного веще¬
ства в природных условиях по методике Дьяконовой [3]. В полиэтилено¬
вых контейнерах емкость 3 л в 5-кратной повторности вперемежку с поч¬
вой закладывались растительные объекты из расчета 50 т/га сроком на
один год в верхний (0—20 см) слой почвы. Результаты вегетационно-поле¬
вого опыта статистически обработаны и представлены в табл. 1. Зеленая
масса овса увеличивает запасы гумуса дефлированных каштановых почв
на 1,5, рапса на 1,0, корни пшеницы — на 2,0, навоз — на 3,8 т/га. При
этом величины гумификации за один год соответственно составили 3, 2, 4
и 8% сухого вещества, что является низким уровнем.
Подобный опыт на черноземах показал, что солома пшеницы и овса,
внесенная совместно с азотом, за один год повышает запасы гумуса соот¬
ветственно на 1,8 и 3,6 т/га, при этом величины их гумификации состави¬
ли 4 и 7% сухого вещества (табл. 1). В лугово-черноземных почвах при
применении навоза запасы гумуса, в зависимости от климатических усло¬
вий, увеличились на 2,9 и 4,2 т/га и составили 6 и 8%. Полученные вели¬
чины гумификации соломы и навоза в 2,5—3,0 раза ниже таковых евро¬
пейской части Союза [3], что мы склонны объяснить неудовлетворитель¬
ным качественным составом первичных гумусообразователей.
При незначительных величинах гумификации растительного материа¬
ла, ежегодно пополняющего органопрофиль, естественно, скуден гумусо¬
вый фонд изучаемого генетического ряда почв (рис. 1). Возможно, след¬
ствием низкой величины гумификации растительных остатков является
накопление в большом количестве слаборазложившихся органических ос¬
татков, еще не достигших стадий полной гумификации из-за краткости
благоприятного для этого процесса периода активных температур в почве.
Количество массы детрита в пахотном слое целинных каштановых почв
составляет 11,5, в лугово-черноземных — 8,4, а в пахотных — соответствен¬
но 5,3 и 4,4 т/га. Эти величины считаются значительными. Изучение фрак¬
ционного состава гумуса этих почв показало, что его качественный состав
также специфичен. В составе гумуса криогенных почв наряду с гумино-
выми кислотами в большом количестве присутствуют и фульвокислоты,
в результате чего отношение Сгк/Сфк становится близким к единице или
меньше (табл. 2). Самую высокую величину отношения Сгк/Сфк=1,4
находим в целинных серых лесных почвах. А в отдельных почвенных раз¬
резах эта величина была равной 1,8, так как под березовым лесом обна¬
ружено много гуматов кальция, за счет чего в гумусе этих почв преобла¬
дали гуминовые кислоты, однако эта картина в обобщенных данных
несколько нивелируется. В пахотных черноземах величина Сгк/Сфк со¬
ставляет всего лишь 1,3, в лугово-черноземных 1,4 (табл. 2).
Высокое содержание гуматов кальция, обычно свойственное чернозе¬
мам и каштановым почвам, не отмечается в аналогичных почвах иссле¬
дуемого региона. В пахотных серых лесных почвах во фракциях гумино-
вых кислот преобладают фракции, связанные с кальцием; в пахотных чер¬
ноземах и каштановых почвах значительную долю составляет первая
фракция гуминовых кислот (5—10% от С общ.), что нетипично для этого
генетического ряда почв, но может быть связано с высоким содержанием
нолугумифицированных органических остатков и, следовательно, с по¬
стоянным обновлением гуминовых кислот в почвах степей. Анализируя
свои данные, а также результаты многих исследователей, мы склонны счи-
5 Почвоведение, Л# 11
129
о 1 1 1 1 L
0 JO SO 180 360 сутки.
Рис. 2. Потеря почвами гумуса в модельном опыте при опти¬
мальных водно-температурных условиях. Почвы: 1 - лугово-
черноэемпая мерзлотная, целина, 2 - то же, пашня; 3 - серая
лесная, целина, 4 - то же, пашня; 5 - чернозем, целина, 6 -
то же, пашня; 7 — каштановая, целина, 8 - то же, пашня
тать, что именно в условиях криогенеза сильнолигнинофицированные рас¬
тительные остатки, пройдя множество абиотических процессов в резуль¬
тате промораживания, протаивания, увлажнения и высушивания, попол¬
няют негидролизуемый остаток гумуса, содержание которого достигает
40—71% от общего углерода почвы.
При очень низких запасах гумуса в изучаемых черноземах, каштано¬
вых и серых лесных почвах нами выявлена степень их деградированности
к настоящему времени с целью обоснования путей оптимизации их гумус-
пого состояния. Для этого в модельных опытах при оптимальных водно¬
температурных условиях компостировались и целинные варианты черно¬
земов, каштановых, серых лесных и лугово-черноземных почв. Углерод
гумуса определялся после 0, 30, 90, 180, 360, 720 сут инкубации почвы;
данные были статистически обработаны при 5-кратной повторности. Уже
после 30 сут инкубации содержание гумуса в почвах резко уменьшилось,
за исключением пахотных серых лесных почв (рис. 2). Здесь содержание
гумуса находится на критически минимальном уровне — 0,9% С. После
90 сут компостирования во всех без исключения почвах содержание гуму¬
са достигает своего предельного минимума, и после 180 сут оно находится
на уровне 90 сут, т. е. стабилизируется на минимальном значении, что
связано с гранулометрическим составом почвы, фракции которого способ¬
ны удерживать это минимальное количество. Дальнейшее компостирова¬
ние почв до 360 сут приводит к едва заметной тенденции увеличения со¬
держания гумуса, а к 720 сут в целинных лугово-черноземных и серых
130
Таблица 3
Изменение группового состава гумуса в разной степени дефлированных
каштановых почв при внесении органических удобрений в модельном
опыте при п=Ъ (опыт с компостированием в течение 90 сут)
В % и С общ.
Вариант опыта
С общ.. %
С гн
С фк
С гк/С фи
Контрольная почва
Почва + солома пшеницы
Контрольная почва
Почва + навоз
Контрольная почва
Почва + зеленая масса донника
0,39±0,02
0,65±0,01
0,64 ±0,005
0,88±0,01
0,47*0,01
0,70±0,01
30,5± 1,05
23,7 ±0,3
32,7±0,2
34,4±0,4
31,6±2,6
29,8±0,5
31.6±0,3
27,5±0,7
31,5±0,4
33,7 ±0,5
33,2±2,7
24,4±0,2
0,96
0,86
1,04±0,02
1,02± 0,002
0,92 ±0,02
1,23±0,02
лесных почвах оно заметно увеличивается, что объясняется вторичным
биологическим накоплением гумуса. Данные свидетельствуют о том, что
для лугово-черноземных почв тяжелого гранулометрического состава ми¬
нимальным значением содержания гумуса для целины может быть 4,8,
для пашни —около 3,0% по данным модельного эксперимента. Для пахот¬
ных серых лесных почв минимальный предел содержания гумуса состав¬
ляет 0,7—0,9%, для пахотных черноземов — 1,44, каштановых почв —
0,87% (рис. 2). Изменение экологической обстановки (вовлечение целины
в пахоту) приводит к изменениям, связанным с дефляцией, интенсифика¬
цией процессов минерализации и антропогенной дегумификации, ц резуль¬
тате чего содержание гумуса в черноземах, каштановых и серых лесных
почвах бывает близким к минимальному уровню. Компенсирование этих
процессов во всех типах пахотных почв возможно благодаря внесению зе¬
леных и органических удобрений, введению в севооборот многолетних
трав и др. При соблюдении этих условии следует ожидать восстановления
плодородия почв, о чем свидетельствуют данные модельного опыта
(табл. 3). Компостирование дефлированных каштановых почв с внесением
навоза, соломы пшеницы и зеленой массы донника в течение 90 сут при
оптимальных водно-температурных условиях из расчета 50 т/га показало,
что общее содержание гумуса увеличивается. Однако солома пшеницы и
навоз увеличивают его содержание только за счет группы фульвокислот.
Навоз не привносит готовых гуминовых кислот, как принято считать. По-
видимому, полученный на основе подстилочной соломы, сильно обеднен¬
ной азотом, он не обеспечивает преимущественного выхода вещества гуми-
новой природы; поэтому при компостировании почвы с внесением навоза
в течение 90 сут отношение Сгк/Сфк идентично таковому на контроле
(табл. 3). Только зеленая масса донника значительно (до 1,23) увеличи¬
вает это отношение (против 0,92 на неудобренном варианте). Результаты
опыта свидетельствуют о том, что внесением «мелиоративных» доз органи¬
ческих удобрений можно увеличить содержание гумуса дефлированных
почв. Однако в естественных условиях при запахивании органического ма¬
териала необходимо вести борьбу с весенней и раннелетней засухой путем
организации 2—3 поливов.
Выводы
1. Качественный состав первичных источников гумуса, обусловленный
экстремальными природно-климатическими и почвенными условиями,
имеет свои региональйые особенности, которые накладывают отпечаток на
5*
131
гумусообразование. Обедненность азотом, зольными элементами и обоб¬
щенность целлюлознолигнинным комплексом растительных остатков при¬
водят к их медленной биодеструкции, накоплению большого количества
полудеструктированных органических остатков, незначительному выходу
водорастворимых органических веществ, низкой величине гумификации
растительного материала — все это в свою очередь приводит к низким за¬
пасам гумуса.
2. Гумус почв региона, формируясь под совокупным воздействием спе¬
цифических биогенных и криогенных факторов, имеет региональные осо¬
бенности: при трансформации растительного материала с неудовлетвори¬
тельным качественным составом в условиях короткого вегетационного пе¬
риода при дефиците тепла и влаги образуются преимущественно слабо-
полимеризованные гумусовые вещества типа фульвокислот, из-за чего в
гумусе большинства почв велико содержание негидролизуемого остатка.
3. В результате интенсивного земледелия без широкого применения
органических удобрений пахотные почвы деградируют. Потерю гумуса
можно затормозить, внедряя комплекс противодефляционных и агролесо¬
мелиоративных мероприятий, применяя биологические источники гумуса
п вводя севообороты, насыщенные многолетними травами, особенно бобо¬
выми, в сочетании с орошением.
Список литературы
1. Ногина Н. А. Почвы Забайкалья. М.: Наука, 1964. 313 с.
2. Панкова Н. А. Природа органического вещества некоторых почв Забайкалья//
Микроорганизмы и органическое вещество почв. М.: Изд-во АН СССР, 1961.
С. 183-208.
3. Рекомендации для исследования баланса и трансформации органического веще¬
ства при сельскохозяйственном использовании и интенсивном окультуривании
почв. М., 1984. 96 с.
4. Уфимцева К. А. Степные и лесостепные почвы Бурятской АССР. М.: Изд-во АН
СССР, 1960.
5. Чимитдоржиева Г. Д., Абашеева Н. Е. Особенности состава гумуса почв Забай¬
калья // Почвоведение. 1989. № 9. С. 26-34.
6. Чимитдоржиева Г. Д., Меркушева М. Г., Абашеева Н. Е. Аминокислотный состав
растительности и почв Забайкалья//Агрохимия. 1989. № 1. С. 87-92.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Удэ - 16.05.91
О. D. CHIMITDORZHIYEVA
ORGANIC MATTER IN CRYOGENIC SOILS
The organic matter and humus in chernozems and chestnut soils with prolonged
freezing, as well as in cryogenic grey forest and meadow-chernozemic soils proved to be
specific. Their regional peculiarities are explained by soil genesis and climatic featurep
of extremely continental Trans-Baikal areas.
132
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 11
1991
УДК 631.40
(8) 1991 г.
А. И. КУЛИКОВ
ЭКОЛОГИЯ ПОЧВ И ИНФОРМАЦИОННАЯ ОЦЕНКА СВЯЗЕЙ
В СИСТЕМЕ ПОЧВА - СРЕДА
Анализируются связи между почвами, природными условиями их
формирования и свойствами. Обоснована необходимость выделения топо-
экологии почв, изучающей закономерности соотношения в системе поч¬
ва - среда на уровне элементарных выделов.
Основы учения об экологии почв заложены еще в трудах классиков
почвоведения. Дальнейшее развитие собственно экологии почв принадле¬
жит Прасолову (12] и Волобуеву [3, 4]. Последнее время концептуаль¬
ные основы экологии почв разрабатываются Соколовым [16, 17]. В эколо¬
гии почв, как и в классической экологии, ключевым является системно¬
экологический подход. Однако в отличие от последней, где доминирует
биоцентрическая система биота — среда, в экологии почв в центр системы
выносится почва. Впоследствии пример почвоведения был воспринят дру¬
гими науками, а системно-экологическая парадигма расширена до схемы
предмет — среда, причем в качестве предмета может выступать любой
объект природы и техники.
Ничего не имея против такого расширительного толкования системно¬
экологического подхода, в отношении системы почва — среда укажем на
взаимную и неразрывную генетическую сопряженность обоих элементов:
одно порождает, формирует другое и не может существовать без него.
Действительно, почва, находясь в узле потоков вещества, энергии и ин¬
формации, является не только зависимым компонентом экосистемы, но
обретает информационно-управляющие функции. Поэтому анализ системы
почва — среда больше, чем исследовательский прием, продиктованный ло¬
гикой системного подхода.
В классической экологии как биологической науке экосистема — поня¬
тие безранговое, неделимое по признаку территориальности [10]. В про¬
тивоположность экологии почти всецело на идеях территориальности
(хорологии) построено ландшафтоведение. В рамках почвоведения эти
два направления получили одинаковое развитие: одно — в учении о генези¬
се почв, другое — в географии почв и учении о структуре почвенного по¬
крова.
Учение о генезисе почв и учение об экологии почв, несмотря на общ¬
ность подходов, имеют разные цели, что убедительно показано в [16, 17].
Можно сказать, что в рамках учения о генезисе почв действует схема
свойства — процессы — факторы, тогда как в экологии почв достаточна бо¬
лее короткая цепь познания: свойства — факторы или почва — факторы
почвообразования.
Принимая горизонтальную дифференциацию почв и факторов почво¬
образования как объективную реальность, систему почва — среда можно
рассматривать на разных уровнях организации. Так, в рамках экологии
1£*
почв Прасолова — Волобуева можно выделить топоэкологию почв. Выра¬
жение «топ» призвано указать на ограниченность пространственных раз¬
меров системы почва — среда размерностями самого дробного (топологиче¬
ского) ранга. Таким образом, топоэкология почв — раздел экологии почв,
изучающий соотношения в системе почва — среда топологического уровня
организации. При изучении режимных процессов на основе почвенно-
топоэкологического подхода проводятся пространственная развертка иссле¬
дований в ключах, интеграция частных режимов и их пространственно-
временной синтез.
Топоэкология почв не может быть новым разделом науки, она — состав¬
ная часть общей теории экологии почв. Однако предложенное новое поня¬
тие—не терминологическое излишество. Его введение диктуется тем, что
в экологии почв, видимо, следуя традициям «биологической» экологии, до
сих пор необходимый масштаб исследований не оговаривается. В частно¬
сти, исходя из работы Волобуева [3] складывается впечатление, будто
предметом экологии почв является познание только зонально-географиче¬
ских закономерностей соотношения почв со средой. Между тем этот этап
познания — результат отвлечений от частностей и обобщения. Натурное
знакомство и изучение почв всегда предполагают конкретность места, почв
и факторов, которые глубоко индивидуальны. Именно на уровне элемен¬
тарных выделов — топов — реализуются во всем многообразии частные и
особенные черты почвообразования, отбрасываемые при последующих
дедуктивных обобщениях. Топоэкология почв может найти много общего
с учением о структуре почвенного покрова, претендуя на роль инструмен¬
тария познания закономерностей формирования почвенных комбинаций.
Исходя из всего сказанного, следует, что понятие «топоэкология почв»
направлено на конкретизацию объектов экологии почв путем введения
ограничения их пространственных масштабов элементарным (топоэколо-
гическим) уровнем. Следует добавить, что в ландшафтоведении в послед¬
ние годы усилиями иркутской школы географов развивается геотополо¬
гия — раздел науки о геосистемах топологической размерности [13]. По
утверждению Крауклиса [8], именно на этом направлении, обогащенном
экологической парадигмой, произошло становление экспериментального
ландшафтоведения.
Несомненной топологической размерностью, т. е. изменчивостью на ко¬
ротком расстоянии, или, как говорят, локальными особенностями, обла¬
дают такие факторы среды, как экспозиция склонов, положение на мезо-
склоне, тип и гранулометрия пород (последнее наиболее справедливо для
горных областей). Топологическую значимость приобретает и высота мест¬
ности, если в изучаемом диапазоне высот не проявляется вертикальная
поясность в распределении факторов. Необходимую топоклиматическую
отзывчивость имеют также такие показатели, как экстремальные темпера¬
туры почв и воздуха, радиационные показатели, величина испарения вла¬
ги и др. Поэтому топоэкология почв должна изучать связь почвы с этими
и другими факторами, изменяющимися на протяжении дробных выделов —
топов.
Как в классической экологии, так и в экологии почв (и в ее раздело
«топоэкология почв») традиционно сильной стороной должен оставаться
количественный подход к анализу взаимоотношения объекта и среды.
К числу одних из совершенных способов изучения количественных сторон
соотношения почвы со средой можно отнести информационно-статистиче¬
ский анализ, предложенный в отечественной науке с подробным изложе¬
нием алгоритма расчетов Пузаченко, Мошкиным [13] и с успехом исполь¬
134
зованный в почвоведении Карпачевским [6, 7], Бурлаковой [2] и др.,
а в географии — Армандом [1], Ралько [14] и др.
Изучались информационные меры связи типа явление — фактор. Фак¬
тором служили материнские породы (М), гранулометрический состав по¬
род (Г), высота над уровнем моря (Н), ландшафтные типы растительно¬
сти (Р), уклон местности (У), положение на склоне: геохимическая фация
(Ф), экспозиция склона (Э) и величина испаряемости (И). Все перечис¬
ленные факторы изменяются или создают неоднородность топологической
размерности. Так, по имеющейся выборке с помощью известной формулы
Стреджесса выделено восемь классов-состояний высотных уровней при
относительной разности высот всего немногим больше 200 м: Н1 — 845—
870, Н2- 871-896, НЗ-897-922, Н4-923-948, Н5-949-974, Н6-
975—1000, Н7 — 1001—1026, Н8— 1027—1063 м. При этих высотах мате¬
ринские породы делятся на шесть категорий: Д — делювиальные, Дк —
делювиальные карбонатные, ЭД — элювиально-делювиальные, АД — аллю¬
виально-делювиальные, А — аллювиальные, Т — торфяные. Гранулометри¬
ческий состав пород получил шесть состояний: п — песчаные, сп — су¬
песчаные, лс — легкосуглинистые, с — суглинистые, тс — тяжелосуглини¬
стые, т — торфяные. Типы растительности условно заданы пятью катего¬
риями: С —степь, JI1 — лес, JI2 — луга, JIC — лесостепь, JIJI — лесолуга.
Уклоны местности подразделены на шесть состояний: <1°, 1—3, 3—5, 5—
10, 10—20, >20°. Экспозиция склона задана пятью состояниями: ю —юж¬
ная, з — западная, с — северная, в — восточная и р — ровная. Фактор (Ф) —
геохимическая фация — получил три состояния [11]: э — элювиальная, т —
транзитная, а — аккумулятивная.
Испаряемость — интегральная теплоэнергетическая характеристика, за¬
висящая от местоположения почвы в мезорельефе, т. е. имеющая необхо¬
димую топоклиматическую отзывчивость. Данный параметр рассчитан на
основе экспериментальных данных [5] по методике микроклиматических
исследований [15]. Выделены следующие состояния данного фактора (И):
419-444, 445-470, 471-496, 497-522, 523-548, 549-578 мм.
На топооснове масштаба 1: 25 000 была выбрана 31 точка размером
10X10 см, что на местности равно 625 га. С помощью горизонталей состав¬
лена морфометрическая основа по методике Мищенко {9], где отражены
уклоны и ориентировка склонов. Дальнейшая процедура сбора материала
заключалась в наложении почвенной карты на морфометрическую основу
и определении соответствующих почвенным контурам состояний факторов.
Для каждого фактора в качестве явлепия каждый раз выступала
почва, а как явление — ее типы: А — дерново-пойменные (аллювиальные),
Б — болотно-торфянистые, Дг — дерново-глеевые, Дл — дерново-лесные,
МБ — мерзлотно-болотные, МЛл — мерзлотные лугово-лесные или мерз¬
лотные дерново-серые лесные, МТ — мерзлотно-таежные (подбуры),
МЧл — мерзлотные лугово-черноземные и мерзлотные черноземно-луго¬
вые, Пд — дерново-подзолистые (в том числе мерзлотные), Чл — лугово-
черноземные, Ч — черноземеы, Л —луговые (в том числе мерзлотные).
Не вдаваясь в проблему номенклатуры почв, укажем, что на сущест¬
вующих картах имеются определенные издержки, установленные при
натурном ознакомлении. Так, если лугово-черноземные почвы мерзлот¬
ного и сезонно-мерзлотного вариантов выделены и оконтурены точно,
то луговые почвы, показанные как сезонно-мерзлотные, часто оказы¬
вались мерзлотными. Последнее относится также и к дерново-подзоли¬
стым почвам. Эти факты и ряд других соображений позволяют утверж¬
дать, что любой почвенный тип, во всяком случае в Забайкалье, может
135
быть представлен и мерзлотным, и сезонно-мерзлотным вариантами. Это
указывает на то, что почвы в настоящем виде сформировались, по-види¬
мому, в среднеголоценовое время климатического оптимума, а мерзлот¬
ные почвообразовательные процессы 'наложились позднее и ввиду моло¬
дости их профилепреобразующая роль хоть и заметна, но пока не карди¬
нальна.
Не приводя промежуточных результатов расчетов, укажем, что для
всех парных сочетаний, т. е. функций П(М), П(Н), 11 (Р) и т. д., имеется
соотношение Н(П)>Т(П, Cj) >0. Это означает, что во всех изученных
однофакторных каналах связи почва — факторы среды n(Cj), где Cj со¬
ответствует М, Н, Р и т. д., энтропия (неопределенность) почвы Н(П)
больше, чем информация, передаваемая к почве от данного фактора
Т(П, Cj), а оба эти параметра больше нуля. Такое соотношение является
свидетельством вероятностного характера зависимости n(Cj).
Состав почвенного покрова Забайкалья наиболее адекватно отражает¬
ся генетически типом материнских пород. Мера информации составляет
Т(П, М) = 1,028 бита (рис. 1). Высокую информацию о почвах несут
ландшафтный тип растительности (Р), высота над уровнем моря (Н)
и гранулометрический состав пород (Г). Наименее информативны такие
факторы, как крутизна (У), экспозиция склона (Э) и положение в
рельефе (Ф).
В отношение последнего вывода следует дать разъяснения. Извест¬
ным фактором для Забайкалья является резко выраженный экспозицион-
но-инсоляционный эффект, в связи с чем почвы склонов северной и юж¬
ной экспозиций отражают условия географически отдаленных областей.
Имеющийся материал натурных исследований позволяет утверждать, что
почвы склонов разных экспозиций, особенно таких экологически разно¬
родных склонов, как северный и южный, в зависимости от конкретных
условий отличаются как на типовом уровне, так и на более низких таксо¬
номических уровнях. Также почвенный покров склонов дифференциру¬
ется по характеру мерзлотности. Склоновые почвы в своем составе и
свойствах изменяются и вдоль единичного склона (от вершины к подно¬
жию), т. е. зависят от положения на склоне. Однако эти два направле¬
ния дифференциации склоновых почв, как оказалось, мало учитываются
в почвенных картах системы «Гипрозем», поэтому полученные инфор¬
мационные меры оказались заниженными. Для специального и полного
выявления роли экспозиции склона необходимо проведение дополнитель¬
ных исследований с картированием почвенного покрова на морфометри¬
ческой основе.
На рис. 1 в соответствии с целью исследований показано направление
связей, хотя в общем случае следует иметь в виду, что направление ин¬
формационной связи изометрично [1].
Оценка однофакторных каналов связи показывает разную сопряжен¬
ность почв с отдельными состояниями факторов. На рис. 2 приведена
информационная нагрузка отдельных состояний факторов в наиболее
информативных системах: П(М), П(Н), П(Г), П(Р). Наиболее высокая
сопряженность выявлена между почвой и материнскими породами аллю-
виально-делювиального генезиса (АД), где количество информации
составляет 3,2110 бита при коэффициенте информативности Ки=1
(рис. 2, А, кривая 7). Это свидетельствует о приуроченности к этим по¬
родам только одного типа почв, а именно луговых почв. Также невелик
набор почв, формирующихся на торфяниках, поэтому последние могут
служить надежным индикатором состава почв. Наибольшее разнообра-
136
Рис. 1. Схема соотношения информативности почвообразую¬
щих факторов для почв Забайкалья. Обозначения см. в
тексте
Рис. 2. Информационная нагрузка отделвных состояний факторов в наи¬
более информативных системах. Объяснения см. в тексте
зие почв характерно для аллювиальных и элювиально-делювиальных от¬
ложений, поэтому суждение о составе почв на этих отложениях наиболее
неопределенно.
Из заданных состояний растительности высокое сопряжение с почва-
137
Параметры топоэкологических
Почва
i
Фактор
А
Б
МБ
т
МЛл j
М
Н, м
Р
Г
У, град
Ф
Э
И, мм
А
845, 870, 923-948
Л2
сс
1
а
Р
471-496
А, Т
871-896
Л2
т, п
1
м, а
р, в
471-496
Д, Т
897-922. 975-1000
Л2
т
1-3
м, а
471-496
Дк
871-896, 1001-1026
ЛЛ, Л1
СП
1
э
р
445-470
ми отмечается для степных и лесных ландшафтов соответственно при
количестве информации 1,8186 и 1,5487 бита, что получило отражение
и в величине Ки (рис. 2, Л, кривая 2). Низкая информативность луго¬
вой растительности вызвана тем, что сюда условно отнесены и болотные
ландшафты, что, естественно, привело к увеличению разнообразия почв.
Из связи П(Н) по величине информативности выделяются крайние
состояния фактора при существенно пониженной информативности сред¬
них высотных уровней (рис. 2, Б), что, по-видимому, характерно для
многих факторов, состояния которых могут быть выражены в виде ли¬
нейно возрастающего количественного ряда. В нашем случае состояние
Н1 (845—870 м над ур. м.) несет максимум информации о почвах
(2,2105 бита), поэтому по данному состоянию наше суждение о почвах
будет наиболее определенным. Действительно, к этому высотному ин¬
тервалу приурочены только два типа почв: дерново-пойменные и луго¬
вые. При промежуточных состояниях данного фактора разнообразие
почв столь велико, что трудно судить о составе почв.
Из заданных состояний гранулометрического состава материнских
пород по величине информации и коэффициента информативности выде¬
ляются песчаные и торфянистые отложения, на которых набор типов
почв ограничен (рис. 2, В). Наименьшее
индикаторное значение имеют породы сред¬
несуглинистого состава.
Для определения взаимоспецифичных
состояний явления и фактора и установле¬
ния направления связи вычисляется так
называемый коэффициент наибольшего
правдоподобия. При этом удается выявить
для каждого состояния явления (типа
почвы) наиболее характерное состояние
фактора среды, что позволяет не только
индицировать и прогнозировать почвы по
факторам, но также определить на совер¬
шенно объективной основе (что особенпо
важно) параметры экологической ниши
почв, их экологический диапазон функцио¬
нирования или пределы их экологической
терпимости.
о
Время
Рис. 3. Характер изменения
энтропии почв во времени
138
Таблица 1
ниш почв Забайкалья
Почва
МЧл
ч
Л
МТ
пд
Дк
975-1000
С, ЛС
Дк, А
871-948
С, ЛС
АД, А
845-870
Л2
эд
949-974, 1001-1063
Л1
эд
949-974, 1027-1063
Л1
СП, сс
1-3
сс, тс
3-5
п, СП
1,5-10
сс
10-20
сс, тс
10-20
т
э, т
т, а
э, т, а
э, т
ю, р, 3
471-496
ю
471-496
ю, с, р
523-548
р, с
419-470
Ю, С, 3
445-470
В табл. 1 приведены установленные параметры топоэкологических
ниш некоторых почв Забайкалья. Для дерново-пойменных почв получе¬
но, что они формируются на аллювиальных осадках преимущественно
среднесуглинистого состава, обычно с большой примесью хряща и гравия.
Для этих почв специфичны достаточно низкие высотные уров(ни, слабый
уклон местности. На низких террасах и их склонах формируются луго¬
вые почвы, которые в отличие от почв поймы характеризуются большей
экологической амплитудой по уклонам местности, положению в геохи¬
мических фациях и экспозициях склона.
Черноземы получают развитие на высоких террасах рек при остеп-
нении луговых почв и отрыве от грунтовых вод, а также на склонах юж¬
ных экспозиций. Последние служат проводниками этих почв далеко на
север и достаточно высоко в горы.
Мерзлотно-таежные (подбуры) и дерново-подзолистые почвы в хреб¬
тах бортового обрамления котловин встречаются в комбинациях, при этом
имеют широкий экологический диапазон по высотным отметкам, форми¬
руясь на высотах от 949 до 1063 м. Основной ареал этих почв —крутые
склоны, причем если мерзлотно-таежные почвы представлены преиму¬
щественно на склонах северных экспозиций, то дерново-подзолистые по
этому фактору экологически более терпимы, проникая на склоны южной
и западной ориентировок.
Энтропия есть мера неопределенности, а также упорядоченности и
разнообразия систем. В реальных неживых природных системах в ре¬
зультате энергомассообмена энтропия, согласно второму закону термо¬
динамики, стремится к максимуму, т. е. термодинамическому равновесию
при минимуме информации. Живые системы способны поддерживать
внутреннюю энтропию на низком уровне. Почва, находясь в сфере само¬
го близкого окружения живых систем, также обладает способностью от¬
качивать энтропию, т. е. относится к самоорганизующимся системам. По¬
следнее демонстрируется на рис. 3.
Здесь принято, что почвы на торфяниках имеют наиболее древний
возраст, а почвы на аллювиальных осадках самые молодые. По возрасту
почв отложениям элювиального и делювиального генезисов придано
промежуточное положение. В результате получено, что энтропия почв
Н(П/М) по мере уменьшения возраста пород увеличивается от 0,440 до
2,196 бита, что свидетельствует о сложном составе почвенного покрова
139
на молодых отложениях и, наоборот, об однообразии почв на породах
более древнего происхождения. Аналогичные выводы сделаны Ралько
[14], изучавшим в Приханкайской низменности зависимость энтропии
почв от возраста покровных отложений.
Представляет интерес рассмотреть чувствительность (устойчивость)
почв на основе полученных энтропийных мер. При этом имеется в виду,
что почва может быть максимально устойчивой в состоянии экологиче¬
ского равновесия (климакса), которое в отличие от термодинамического
равновесия характеризуется поддержанием энтропии на низком уровне.
Чем ближе энтропия почвы к теоретически возможному максимуму, тем
она менее устойчива и больше чувствительна к изменениям состояния
факторов среды. Максимально возможная энтропия определяется из сле¬
дующего выражения:
max — log2 п,
где п — частота явления при данном состоянии фактора. По-видимому*
фактическая энтропия системы колеблется в пределах 0<H(n/Cj)<
<H(n/Cj)maX. Отсюда относительный энтропийный показатель чувстви¬
тельности почв (ЭПЧ) равен
H(n/Cj)
ЭПЧ ;
H(ri/Cj)ma,
а показатель устойчивости (ЭПУ) определяем как
H(n/Cj)
ЭПУ=1-
Н (П/Сj) шах
Расчеты показали (табл. 2) высокую чувствительность почв на про¬
странственные изменения высоты над уровнем моря, гранулометрическо¬
го состава пород и экспозиции склонов. Также достаточно легко можно
вывести почвы из состояния равновесия, если изменяются состояния
растительности и уклон местности. Примечательно, что почвы экологи¬
чески консервативны на изменения испаряемости и типа материнских
пород. Использование энтропийных показателей ЭПЧ и ЭПУ в предло¬
женном виде или других вариантах может быть особенно эффективным
для оценки негативных изменений почв при различных антропогенных
воздействиях.
Выводы
1. Обосновывается необходимость выделения топоэкологии почв, изу¬
чающей, в первую очередь количественными методами, закономерности
соотношения в системе почва — среда на уровне элементарных выделов —
топов. Введение понятия «топ» призвано придать почвенно-экологическим
исследованиям пространственную определенность.
2. Установлена информационная мера влияния на состав почвенного
покрова таких факторов топологической размерности, как тип материн¬
ских пород (1,028), абсолютная высота (0,930), тип растительности
(0,881), гранулометрия пород (0,623), уклон места (0,383), испаряемость
(0,329), геохимическая фация (0,295), экспозиция склона (0,282)
(в скобках — величина информации, биты).
3. Расчеты коэффициентов наибольшего правдоподобия позволили на
формальной основе объективно параметризировать экологические ниши
почв на топологическом уровне.
140
Таблица 2
Средний энтропийный показатель чувствительности и устойчивости
почв (ЭПЧ/ЭПУ) на изменения топоэкологических факторов
Фактор
м
н
Р
г
У
Ф
Э
и
Фактическая энтропия, биты
1.527 |
1,992 |
1,939 |
2,013 |
1,869 |
2,652
1 2,825 |
1 1,107
Максимальная энтропия, биты
3,348
| 3,339 |
| 3,686
| 3,565 |
3,100
| 5,178
I 4,929
1 2,000
ЭПЧ/ЭПУ
0,38
0,61
I 0,54
1 0,59
I 0,57
I 0,51
I 0,58
I 0,29
0,62
0,39
1 0,46
1 0,41
1 0,43
1 0,49
1 0,42
1 0,71
4. Энтропийные показатели позволили установить функционирование
почв как самоорганизующихся во времени систем. Предложены энтро¬
пийные меры оценки чувствительности и устойчивости почв на изменения
топоэкологических факторов среды.
Список литературы
I. Арманд А. Д. Информационные модели природных комплексов. М.: Наука, 1975.
126 с.
2. Бурлакова Л. М. Плодородие алтайских черноземов в системе агроценоза. Ново¬
сибирск: Наука, 1984. 198 с.
3. Волобуев В. Р. Экология почв. Баку: Изд-во АН АзССР, 1963. 260 с.
4. Волобуев В. Р. Экология почв - актуальное направление современного почвове¬
дения //Журп. общ. биологии. 1976. Т. 37. № 1. С. 41-46.
5. Дугаров В. И., Куликов А. И. Агрофизические свойства мерзлотных почв. Ново-
сибирск: Наука, 1990. 254 с.
6. Карпачевский J1. О. Пестрота почвенного покрова в лесном биогеоценозе. М.:
Изд-во МГУ, 1977. 312 с.
7. Карпачевский Л. О. Лес и лесные почвы. М.: Леси, пром-сть, 1981. 264 с.
8. Крауклис А. А. Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск:
Наука, 1979. 232 с.
9. Микроклимат СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1967. 286 с.
10. Одум Ю. Основы экологии. М.: Мир, 1975. 742 с.
II. Полынов Б. Б. Учение о ландшафтах//Вопр. географии. 1953. Сб. 33. С. 30-44>
12. Прасолов JI. И. Генезис, география и картография почв. М.: Наука, 1978. 263 с.
13. Пузаченко Ю. Г., Мошкин А. В. Информационно-логический анализ в медико-гео¬
графических исследованиях // Итоги науки. Сер. Медицинская география. Вып. 3.
М.: ВИНИТИ, 1969. С. 5-71.
14. Ралько В. Д. Типизация равнинных ландшафтов для мелиоративного проектиро¬
вания. Владивосток: ТИГ, 1987. 106 с.
15. Романова Е. Н., Мосолова Г. И., Береснева И. А. Микроклиматология и ее значе-
ния для сельского хозяйства. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 245 с.
16. Соколов И. А. Об экологии почв//Проблемы почвоведения. М.: Наука, 1982.
С. 103—107.
17. Соколов И. А. Экология почв как раздел докучаевского генетического почвове¬
дения // Почвоведение. 1985. № 10. С. 5-13.
18. Сочава В. Б. Введение в учение о геосистемах. Новосибирск: Наука, 1978. 319 с.
Бурятский институт биологии, Поступила в редакцию
Улан-Удэ 16.05.91
141
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1991 № it
УДК 549.29+551.417
© 1991г.
В. К. КАШИН, Г. М. ИВАНОВ
ИОД В ПОЧВАХ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Исследованы содержание, формы и биологическая доступность иода
в почвах агроландшафтов Забайкалья. Установлены ряд накопления иода
в основных типах почв и корреляционная зависимость его содержания
с гумусом. Показано, что преобладающее количество иода в почвах нахо¬
дится в прочносвязанной форме и слабо доступно для растений.
Иод является уникальным микробиоэлементом. Это определяется его
важной биологической ролью в живых организмах, а также своеобразным
геохимическим циклом: большая часть иода поступает на континенты'
воздушным путем из океанов [3, 7, 16, 19]. Территория Забайкалья, где
проводились исследования, представляет собой одну из иоддефицитных
биогеохимических провинций, весьма напряженную по зобному и другим
связанным с недостатком иода заболеваниям человека и животных [1,
4, 12]. Это обусловлено сочетанием таких важнейших факторов, как
огромная удаленность региона от океанов (2000—2500 км) и горный
рельеф местности (500—3000 м над ур.м.), способствующим выщелачи¬
ванию элемента из местных ландшафтов. Несмотря на большую практи¬
ческую значимость йодной проблемы для Забайкалья, содержание его в
почвах —в основном звене биосферы изучено крайне слабо [8, 11].
Цель настоящего исследования — изучение особенностей распределе¬
ния и уровня обеспеченности иодом почв агроландшафтов, используемых
под сенокосы, пастбища и пашни. Исследования проводили в степной и
лесостепной зонах наиболее населенных и обжитых районов Бурятской
ССР (Западное Забайкалье).
Основу почвенного покрова здесь составляют каштановые (42%), чеР~
ноземные (11,4%), серые лесные оподзоленные (10,9%), серые лесные
неоподзоленные (10,0%) и пойменные (6,3%) почвы. Незначительное
распространение имеют дерново-карбонатные и дерново-подзолистые поч¬
вы. По гранулометрическому составу эти почвы представляют собой преи¬
мущественно (на 77%) супеси и легкие суглинки.
Отбор проб проводился общепринятыми методами в полиэтиленовые
мешочки во избежание загрязнения на степных и луговых участках и
пашнях. Количество повторностей без смешивания проб — от 4 до 8. Ма¬
тематическая обработка данных проводилась по Савичу [14]. Статисти¬
ческие показатели, приводимые в таблицах: п — количество проб, М —
средняя арифметическая, т — отклонение от средней арифметической,
lim — пределы колебаний, V — коэффициент вариации. Иод определяли
кинетическим роданидно-нитритным методом по Проскуряковой и Ники¬
тиной [13].
Среднее содержание иода в почвообразующих породах Забайкалья,
являющихся одним из источников элемента в почвах, составляет 0,49d=
±0,05 мг/кг. Диапазоны его содержания изменяются от 0,27 до 1,60 мг/кг,
или в 6 раз. Коэффициент вариации содержания иода в почвообразующих
142
Таблица 1
Содержание иода в каштановых почвах Забайкалья (в слое 0-20 см)
Гу¬
мус,
%
pH
вод¬
ный
Иод, мг/кг
Место отбора проб, J4* разреза
п
М±т
Urn
у. %
Бичурскнй р-н, с. М. Куналей.
Р 31 Б 87
5
2,8
7,3
2,2±0,18
1,8-2,8
18
Джидинский р-н, с. Белозерск.
Р 60 Д 88
7
2,6
6,9
2,1±0,35
1,4-2,8
29
Заиграевский р-н, с. Ацагат.
Р 51 3 88
5
2,2
7,0
1,9±0,23
1,6-2,4
21
Заиграевский р-н, с. Унэгэтэй.
P 55 3 88
5
2,1
7,8
2,0±0,31
1,2-3,0
38
Хоринский р-н, с. Удинск.
Р 61 X 88
5
2,0
6,8
1,9±0,24
1,7-2,4
21
Тарбагатайский р-н, с. Надеено.
Р 23 Т 87
6
1,8
7,3
1,3±0,16
0,9-2,1
31
Тарбагатайский р-н, с. Тарбагатай.
P 21 Т 87
5
1,5
7,8
0,8±0,20
0,6-1,2
43
Мухоршибирский р-н, с. Шаралдай.
Р 33 М 87
Кяхтинский р-н, с. У.-Киран.
Р 41 К 87
5
М
8,2
1,8±0,26
1,4-2,4
29
4
1,3
7,8
1,7 ±0,32
1,2-2,8
42
Кяхтинский р-н, пос. Октябрьский.
P 39 К 87
7
1,4
7,9
1,5±0,21
1,1-2,3
32
Кяхтинский р-н, с. У.-Кяхта.
Р 18 К 86
5
1,3
7,8
1,1±0,24
0,6-2,0
50
Хоринский р-н, 88-105-й км.
Р 63 X 88
6
1,6
7,1
0,9±0,23
0,5-1,8
43
Селенгинский р-н, с. Новоселен-
гинск. Р 37 С 87
5
1,7
6,6
1,1±0,16
0,7-1,5
36
Иволгинский р-н, с. Иволгинск.
Р 15 И 86
5
1,5
6,7
1,0±0,17
0,6-1,6
39
породах составляет 62%, что соответствует высокой степени варьировав
ния. По степени убывания количества иода почвообразующие породы об¬
разуют следующий ряд (мг/кг): иловатые суглинки (1,60) — элювиально¬
делювиальные отложения (0,62) — древнеозерные отложения (0,45) —
эоловые и боровые пески (0,34) — аллювиальные отложения (0,32). Наи¬
большая концентрация иода наблюдается в иловатом суглинке, на кото¬
ром формируются торфяно-болотные почвы. Повышенное содержание
илистых частиц и пониженные элементы рельефа, к которым приурочены
иловатые суглинки, способствуют накоплению в них иода. Наименьшее
содержание иода выявлено в постоянно промывающихся влагой песчано-
галечниковых аллювиальных образованиях. В пределах одного типа явно
выделяются более низким содержанием иода породы легкого грануломет¬
рического состава — супесчаные. Суглинистые породы содержат иода в
1,2—1,9 раза больше, чем супесчаные. Таким образом, почвообразующие
породы Забайкалья весьма разнообразны по содержанию иода, что в со¬
четании с другими факторами обусловливает пестроту его накопления в
почвенном покрове.
Почвы каштанового тина широко распространены в степной и лесо¬
степной зонах Западного Забайкалья и интенсивно используются в сель¬
ском хозяйстве под пастбища и пашни. Каштановые почвы характери¬
зуются малой мощностью гумусового горизонта, редко превышающей 20—
143
Таблица 2
Содержание иода в черноземных и серых лесных почвах Забайкалья
Гу¬
мус,
%
pH
вод¬
ный
Иод, мг/кг
Место отбора проб, X» разреза
/
п
М±т
lim
V, %
Черноземные
почвы
Кижингинский р-н, с. Чесан.
Р 54 КЖ 88
6
3,7
7,0
3,5±0,31
2,3-3,8
19
Джидинский р-н, с. Петропавловка.
Р 58 Д 88
4
3,4
7,1
3,2±0,24
2,8-3,4
11
Хоринский р-н, 128-й км.
Р 64 X 88
4
2,9
6,8
2,3±0,15
1,4-2,8
28
Мухоршибирский р-н, с. Хараши-
бирь. Р 35 М 87
6
2,2
6,8
2,0±0,10
1,9-2,2
9
Серые лесные неоподзоленные почвы
Кяхтинский р-н, с. Б. Кудара.
Р 38 К 87
6
3,8
7,3
2,6±0,26
2,0-3,4
Кяхтинский р-н, с. У.-Киран.
Р 43 К 87
4
2,2
7,2
1,5±0,10
0,8-1,8
Бичурский р-н, с. М. Куналей.
Р 32 Б 87
6
2,9
6,8
2,5±0,15
2,0-3,0
Кижингинский р-н, с. Леоновна.
Р 59 КЖ 88
8
2,2
7,0
2,2±0,24
1,8-3,0
Тарбагатайский р-н, с. Надеено.
Р 22 Т 87
6
1,5
7,7
1,7±0,15
1,3-2,5
Серые лесные
оподзоленные почвы
Кабанский р-н, с. Кабанск.
Р 101 КБ 89
8
2,1
6,4
0,6±0,07
0,4-0,9
Прибайкальский р-н, с. Турунтаево.
Р 103 ПБ 89
5
2,3
6,2
0,9±0,16
0,4-1,2
25 см, и низким содержанием гумуса. По нашим данным (табл. 1), содер¬
жание гумуса в каштановых почвах составляло в среднем 1,8 и колебалось
от 1,3 до 2,8%. Показатель pH близок к нейтральному — 7,4. Каштановые
почвы — большей частью легкого гранулометрического состава (супеси и
легкие суглинки): в слое 0—25 см преобладают фракции 0,05—1,0 мм (до
77%). Низкое содержание гумуса и илистой фракции, высокая водопро¬
ницаемость, периодичность иссушения и увлажнения в течение вегета¬
ционного периода не способствуют накоплению иода в каштановых почвах
Забайкалья. Содержание его в каштановых почвах центральных и южных
районов Бурятии в среднем равно 1,5 и изменяется от 0,5 до 3,0 мг/кг,
или в 6 раз. Коэффициент вариации иода составляет в среднем 34% и из¬
меняется от 18 до 50%. По классификации Савича [14], это является
средней степенью варьирования. По сравнению с эталонным черноземом
Центрально-Черноземного заповедника, содержащим 5,4 мг/кг иода, наи¬
более широко распространенные в Западном Забайкалье каштановые поч¬
вы обеспечены валовым иодом на 28%.
Черноземные почвы представлены одним подтипом — черноземом ма-
логумусным, мучнисто-карбонатным. Они имеют наибольшее распростра¬
нение в южной, степной части региона, на склонах хребтов и межгорных
понижений северной экспозиции, где более благоприятны условия увлаж¬
144
нения. По гранулометрическому составу преобладают легкосуглинистые
и супесчаные разновидности с содержанием гумуса от 2,2 до 3,7%
(табл. 2). Реакция среды нейтральная — 6,8—7,1. Количество илистой
фракции колеблется от 10 до 20%. В связи с более высоким содержанием
гумуса количество иода в черноземных почвах значительно выше, чем в
каштановых. В среднем оно равно 2,8 и изменяется в пределах от 1,4
до 3,8 мг/кг. Варьирование содержания иода в черноземах незначительно —
17%. При колебаниях от 9 до 28%. Обеспеченность черноземных почв
валовым иодом находится на уровне 50% от эталонного чернозема.
Серые лесные неоподзоленные почвы распространены на лесостепных
территориях южной части Бурятии, чередуясь с черноземами. Они не об¬
разуют сплошных массивов. Эти почвы формируются на слабо расчле¬
ненных и выровненных склонах преимущественно северной экспозиции,
со сравнительно хорошим увлажнением. По мощности гумусового гори¬
зонта преобладают среднемощные почвы (15—20 см). Содержание гумуса
колеблется от 1,5 до 3,8, в среднем — 2,5%. По гранулометрическому со¬
ставу наиболее часто встречаются легко- и среднесуглинистые разновид¬
ности. Реакция среды близка к нейтральной — 7,2. Среднее содержание
иода в этих почвах составляет 2,1 при колебаниях от 0,8 до 3,2 мг/кг.
Коэффициент варьирования иода в среднем составляет незначительную
величину — 19% и изменяется в пределах 13—29%. Обеспеченность се¬
рых лесных неоподзоленных почв валовым иодом равна в среднем 40%
от эталонного чернозема.
Серые лесные оподзоленные почвы распространены в районах, при¬
легающих к оз. Байкал, которые характеризуются меньшей континен-
тальностью климата и сравнительно большей увлажненностью. Они пред¬
ставлены двумя подтипами: серыми лесными и темно-серыми лесными
мало- и среднемощными почвами (соответственно до 15 и 15—20 см).
Среднее содержание гумуса, по нашим данным, — 2,2%. Гранулометри¬
ческий состав легко- и среднесуглинистый. Реакция среды слабокислая —
pH 6,3. Такие важные факторы, как кислая реакция среды, более высо¬
кая увлажненность и низкое содержание гумуса, причем преимуществен¬
но фульватного (более подвижного) характера, не способствуют накопле¬
нию иода в этих почвах. Количество иода в них колеблется от 0,4 до 1,2
при среднем значении 0,8 мг/кг (табл. 2). Коэффициент вариации коли¬
чества иода в серых лесных оподзоленных почвах изменяется от 26 до
49% при средней величине 38%, что определяется как средняя степень
варьирования. Обеспеченность серых лесных оподзоленных почв вало¬
вым иодом очень низкая — всего 13% от эталонной почвы.
Пойменные почвы формируются на аллювиальных отложениях по до¬
линам рек бассейна оз. Байкал. Они занимают 6,3% от площади сельско¬
хозяйственных угодий. Наибольшее распространение имеют пойменные
дерново-луговые и пойменные дерновые остепняющиеся почвы. Поймен¬
ные дерново-луговые почвы находятся на участках, обычно затапливае¬
мых при разливе рек. Они используются главным образом под сенокосные
угодья. Мощность гумусового горизонта достигает 30 см. Этот слой густо
пронизан корнями. Содержание гумуса колеблется в пределах 2,4—4,9,
в среднем —3,5% (табл. 3). Реакция среды нейтральная — слабощелоч¬
ная. Содержание иода в верхнем слое пойменных дерново-луговых
почв в среднем равно 2,9 при колебаниях от 1,2 до 4,8 мг/кг. Коэффициент
варьирования содержаний иода в среднем равен 26% при колебаниях от 8
до 56%. Обеспеченность пойменных дерновых луговых почв валовым
иодом составляет в среднем 54% от эталонной почвы.
145
Таблица 3
Содержание вода в пойменных почвах Забайкалья
Гу¬
мус,
%
pH
вод¬
ный
Иод, мг/кг
Место отбора проб, М» разреза
п
М±т
lim
V, %
Пойменные дерново-луговые почвы
Джидинский р-н, с. Петропавловка.
Р 59 Д 88
4
4.7
7,8
3,8±0,15
3,4-4,0
8
Кижингинский р-н, с. Кижинга.
Р 52 КЖ 88
5
4,9
7,5
3,4±0,33
2,4-4,8
24
Кяхтинский р-п, пос. Октябрьский.
Р 40 К 87
6
4,4
7,3
3,3±0,17
2,8-3,6
11
Кяхтинский р-н, с. Б. Луг.
Р 44 К 87
7
2,8
7,6
2,7±0,24
2,1-3,3
25
Мухоршибирский р-н, с. Тугнуй.
Р 34 М 87
4
2,8
8,0
2,8±0,18
2,4-3,2
13
Заиграевский р-н, с. Унэгэтэй.
Р 56 3 88
4
2,4
7,5
2,2±0,51
1,2-3,7
56
Хоринский р-н, с. В. Тальцы.
Р 62 X 88
6
2,8
6,9
2,3±0,32
2,1-3,5
34
Иволгинский р-н, с. Н. Иволга.
Р 16 И 86
5
2,8
6,8
1,9±0,31
1,2-2,8
37
Пойменные дерновые остеппяющиеся почвы
Бичурский р-н, с. М. Куналей.
Р 30 Б 87
4
1,5
6,5
1,9±0,23
1,3-2,7
23
Селенгинский р-н, с. Поворот.
Р 36 С 87
Тарбагатайский р-н, с. Надеено.
Р 24 Т 87
4
1,2
8,1
1,5±0,18
1,2-1,8
21
4
1,4
8,3
2,3±0,30
1,6-3,0
26
Кяхтинский р-н, с. У.-Кяхта.
Р 19 К 87
4
1,2
8,4
2,2±0,38
1,4-2,9
35
Прибайкальский р-н, с. Ильинка.
Р 102 ПБ 89
5
1,7
6,4
0,8±0,06
0,6-1,2
23
Тарбагатайский р-н, с. Тарбагатай.
Р 20 Т 87
4
2,1
7,7
1,2±0,15
0,8-2,1
41
Пойменные дерновые остепняющиеся почвы формируются в прирус¬
ловой и возвышенной частях поймы, при ослабленном влиянии грунто¬
вых вод. Длительные весенние и раннелетние засухи приводят к остеп-
нению верхних горизонтов луговых почв и значительному уменьшению
содержания в них гумуса. Содержание гумуса в исследованных нами
почвах составляло 1,2—2,1%. Почвы используются под пастбища, паш¬
ни, а при дополнительйом орошении —под сенокосные угодья. Содержа¬
ние иода в пойменных дерновых остепняющихся почвах значительно
ниже, чем в' пойменных дерновых луговых, и составляет в среднем 1,7
при колебаниях от 0,6 до 3,0 мг/кг (табл. 3). Степень варьирования иода
средняя —28% с колебаниями в пределах 21—41%. Обеспеченность почв
валовым иодом составляет 32% от эталонной почвы.
Дерново-подзолистые почвы распространены в основном в районах
Прибайкалья. Они характеризуются супесчаным и легкосуглинистым со¬
ставом, кислой и слабокислой реакцией почвенного раствора, низким со¬
держанием гумуса фульватного типа (1,5—2,0%). В Юго-Западном За¬
байкалье они занимают незначительную площадь сельскохозяйственных
146
земель (2,7%). Неблагоприятные факторы этих почв обусловливают
очень низкий уровень содержания в них иода. Его количество в дерново-
подзолистой почве Гусиноозерской котловины составляло 0,52±0,04 мг/кг,
или обеспеченность ее этим элементом достигала всего 10% от эталонной
почвы.
Дерново-карбонатные почвы в основном расположены на южных скло¬
нах хребта Малый Хамар-Дабан, в пределах Закаменского р-на. Они за¬
нимают 1,8% сельскохозяйственных угодий и используются под пашню,
сенокосы и пастбища. По гранулометрическому составу они представля¬
ют собой преимущественно (75%) средние суглинки, значительно мень¬
ше—супеси и легкие суглинки (25%). Мощность гумусового горизонта
20—25 см, содержание гумуса 2,5—4,0%. Реакция среды нейтральная.
Содержание иода в дерново-карбонатной почве Джидинского р-на изме¬
нялось от 1,6 до 2,2 при среднем значении 1,8 мг/кг. Обеспеченность этих
почв валовым иодом находится на уровне 30% от эталонной почвы.
В Западном Забайкалье имеются значительные площади (1,74 млн. га)
болотных и заболоченных торфянистых почв. Наиболее заболоченной яв¬
ляется северная часть региона, где болота и заболоченные земли занима¬
ют около 70% территории. В южной части заболочены в основном не¬
большие обособленные участки площадью от 100 до 200 га. Исключением
Являются крупные Кабанские (более 20000 га) в дельте р. Селенга и
Койморские в Тункинской котловине (15 000 га) массивы осушенных в
настоящее время торфянистых почв. Они используются под сенокосные
угодья, а также под посевы кормовых культур. Торфянистые почвы пред¬
ставлены разными подтипами, торфянистыми глеевыми, мало-, средне¬
мощными и мощными. Зольность колеблется от 6,7 до 18, органическое
вещество — соответственно от 82 до 93,7% [ 10]. Основу торфянистых
Почв составляют главным образом корневая система и остатки надземной
массы осоковой растительности.
Своеобразие факторов формирования торфянистых почв: пониженный
и относительно ровный рельеф (супераквальпые ландшафты), отсутствие
промывного режима вследствие подстилания водоупорных глин и суглин¬
ков и близкого залегания вечной мерзлоты, преобладание органического
вещества — способствуют аккумуляции в них иода в повышенных коли¬
чествах по сравнению с другими, рассмотренными выше типами почв. Со¬
держание иода в торфянистых почвах Западного Забайкалья колеблется
от 3,3 до 8,4, составляя в среднем 6,1 мг/кг, что в 2,2—12 раз выше, чем
в минеральных почвах.
Таким образом, почвы Забайкалья характеризуются значительной не¬
равномерностью содержания иода. Ряд увеличения его количества в поч¬
вах в относительных единицах (содержание иода в дерново-подзолистой
почве принято за 1,0) можно выразить следующим образом: дерново-под¬
золистая (1,0)—серая лесная оподзоленная (1,4) — каштановая и пой¬
менная дерновая остепняющаяся (3,4) — дерново-карбонатная (3,6) — се¬
рая лесная неоподзоленная (4,2) — черноземная (5,6) — пойменная дер-
ново-луговая (5,8) — торфянистая (12,2). Такая гетерогенность в содер¬
жании иода в почвах обусловлена существенным разнообразием как ге¬
нетических факторов: содержания гумуса, отношения содержания менее
подвижных гуминовых кислот к более подвижным фильвокислотам, реак¬
ции среды почвенного раствора, содержания поглощенных оснований,—
так и экологическими условиями: рельефом и высотой местности, где
формируются почвы (элювиальные, трансэлювиальные, супераквальные
ландшафты), типом склона (северный, южный) и условиями увлажнения.
147
Таблица 4
Содержание различных форм иода в верхнем (0—20 см) горизонте
основных типов почв Западного Забайкалья п«=6
(в числителе - мкг/кг, в знаменателе - %)
Тип почвы, J4* разреза
Форма иода
валовой
(EJ
водорас¬
творимый
(В)
кислото¬
раствори¬
мый
(К)
подвижный
(В+К)
прочно¬
связанный
(Е—(В+К))
Каштановая, Р 39 К 87
Т емно-каштановая,
Р 31 Б 87
Чернозем мучнисто¬
карбонатный, Р 58 Д 88
Серая лесная неопод-
эоленная, Р 22 Т 87
Серая лесная оподзо-
ленная, Р 101 КБ 89
Пойменная дерново-лу-
говая, Р 48 К 87
Торфянисто-болотная,
Р 100 КБ 89
1520±2Ю
55±7
275±25
330±32
1190±178
100
2210±180
3,6
64± 13
1Й,1
382±32
21,7
446±43
78,3
1764± 137
100
3230±310
2,9
74±6
17,3
480±41
20,2
554±47
79,8
2676±263
100
2Э00±150
2,3
101±12
14,9
363±34
17,2
464±46
82,8
1836±104
100
640±5Э
4,4
42±5
15.7
108±13
20,1
150±18
79,9
490±31
1€0
2710±240
6,5
95±7
16,8
423±55
23,3
518±62
76,7
2192± 178
100
6420±850
3,5
109±9
15,6
912±105
19,1
1021*114
80,9
5399±736
100
1,7
14,2
15,9
84,1
Все это влияет на подвижность иода в почвах, а вместе с этим и на его
концентрирование или рассеяние в ландшафтах.
Одним из ведущих факторов, определяющих содержание иода в поч¬
вах, является количество в ней органического вещества. Для всех типов
почв характерна общая закономерность: чем больше в почве гумуса, тем
выше в ней содержание иода [5—7, 9]. В связи с этим между гумусом
и иодом в почвах отмечается прямая корреляционная зависимость. Значи¬
тельное разнообразие генетических типов почв и их свойств в Забайкалье
позволило выявить в них различные величины корреляционной связи
между органическим веществом и иодом. По величине коэффициента
корреляции между гумусом и иодом почвы Забайкалья располагаются в
следующий ряд: пойменные дерново-луговые (г=0,93) — чернозем мучни¬
сто-карбонатный (0,74) — каштановые (0,52) — серые лесные (0,46) —
пойменные дерновые остепняющиеся (0,37). Наиболее тесная корреля¬
ционная связь между этими показателями наблюдается в пойменных дер¬
ново-луговых почвах, в верхнем горизонте которых самое высокое содер¬
жание как гумуса, так и иода (табл. 3). В наиболее широко распростра¬
ненных в агроландшафтах Забайкалья каштановых и серых лесных
почвах (70% от всех сельскохозяйственных угодий) выявлена средняя
корреляционная зависимость между содержанием гумуса и иода (г=
=0,46-0,52).
Важное значение для определения обеспеченности растений иодом,
а также возможности участия его в биогеохимическом круговороте имеет
изучение форм его соединений в почвах. Исходя из степени прочности
148
удержания его почвой, выделяют следующие основные формы иода: во¬
дорастворимый, кислоторастворимый (соле-, щелочерастворимый) и проч¬
носвязанный [6, 7, 15, 17, 18, 20].
Водорастворимый иод является одной из наиболее важных форм миг¬
рации его в природе и легко доступен для растений. Содержание водо¬
растворимого иода в почвах Забайкалья очень низкое — от 1,7 до 6,5%
от валового (табл. 4). По величине убывания относительного содержания
водорастворимого иода почвы располагаются в следующий ряд: серая
лесная оподзоленная (6,5%)—серая лесная неоподзоленная (4,4%) —
каштановая и пойменно-дерновая (3,6%)—темно-каштановая (2,9%) —
чернозем мучнисто-карбонатный (2,3%) — торфянисто-болотная (1,7%).
Наибольшее содержание водорастворимого иода в относительных величи¬
нах наблюдается в серых лесных почвах, находящихся в более благо¬
приятных условиях увлажнения северных склонов, а наименьшее содер¬
жание — в торфянисто-болотной почве и мучнисто-карбонатном чернозе¬
ме. Органическое вещество и карбонаты последних снижают подвижность
иода в торфянистой и черноземной почвах.
Содержание кислоторастворимого иода в различных типах почв в от¬
носительных величинах колебалось незначительно — от 14,2 в торфянисто¬
болотной до 18,1% в каштановой почве. В абсолютных же величинах из¬
менения кислоторастворимого иода достигали 9 раз: 912 в торфянистой
и 108 мг/кг в серой лесной оподзоленной почве. В связи с более высоким
содержанием эта форма иода, очевидно, играет важную роль в йодном
питании растений Забайкалья.
Прочносвязанный иод не извлекается из почв водой и растворами кис¬
лот, солей и щелочей. Он находится в почве в прочно фиксированном со¬
стоянии, в основном в связи с нерастворимыми гуминами. По данным на¬
ших определений, в почвах Забайкалья преобладающая доля иода пред¬
ставлена прочносвязанной формой. Ее количество колеблется от 77 в се¬
рой лесной оподзоленной почве до 84% в торфянисто-болотной.
В качестве одного из критериев подвижпости иода в почвах и его био¬
логической доступности растениям используют коэффициент накопления
(Кн) — отношение содержания элемента в растениях к содержанию его
в почвах. Барбер [2] считает, что биологически доступный элемент —это
такой элемент, который может поглощаться корневой системой растений.
Как показали наши определения (д=5—11), почвы Забайкалья по сред¬
ней величине Кп образуют следующий убывающий ряд: серые лесные
(0,14) — каштановые (0,08) — пойменные дерновые остепняющиеся
(0,07) — пойменные дерново-луговые и черноземные (0,05) — торфяни¬
стые (0,03). Наибольшая доступность иода для растений отмечается в
серых лесных почвах, наименьшая — в торфянистых. Различие между
ними по биологической доступности иода составляет 2,7 раза.
Таким образом, содержание иода в разнообразных по генезису почвах
Забайкалья характеризуется значительной контрастностью и варьирует
от 0,5 в дерново-подзолистых до 6,1 мг/кг в торфянистых почвах, или в
12 раз. Среднее содержание иода в минеральных почвах равно 1,7, в тор¬
фянистых — 6,1 мг/кг. Ряд накопления иода в слое 0—20 см основных
типов почв агроландшафтов представляется следующим образом (мг/кг):
торфянистые (6,1) — пойменные дерново-луговые (2,9) — черноземные
(2,8) — серые лесные неоподзоленпые (2,1) - дерново-карбонатные (1,8) —
каштановые и пойменные дерновые остепняющиеся (1,7) — серые лесные
оподзоленные (0,7) — дерново-подзолистые (0,5).
№
Установлена прямая корреляционная зависимость между содержанием
иода и гумуса в почвах. По величине коэффициента корреляции между
этими показателями почвы располагаются в следующем порядке: пой¬
менные дерново-луговые (0,93) — черноземные (0,74) — каштановые
(0,52)—серые лесные (0,46) — пойменные дерновые остепняющиеся
(0,37).
Содержание водорастворимого иода в почвах очень низкое — 1,7—6,5%
от валового, кислоторастворимого — 14,2—18,1%. Преобладающее количе¬
ство иода в почвах (77—84%) представлено прочносвязанной формой.
По биологической доступности иода, определяемой отношением содержа¬
ния элемента в растениях к содержанию его в почвах, почвы образуют
следующий ряд: серые лесные (0,14) — каштановые (0,08) — пойменные
дерновые остепняющиеся (0,07) — пойменные дерново-луговые и черно¬
земные (0,05) — торфянистые (0,03).
Почвы агроландшафтов Забайкалья обеспечены валовым иодом на 10—
50% по сравнению с эталонной почвой черноземной зоны. Доминирующие
на сельскохозяйственной территории каштановые почвы обеспечены ва¬
ловым иодом на 30%. Низкая обеспеченность почв валовым иодом и сла¬
бая биологическая доступность его для растений, служащих основным
источником этого элемента для человека и животных, являются одной
из важных причин широкого распространения зобной эндемии в Забай¬
калье.
Список литературы
1. Балдаев С. ИКириллов С. А. Корма и профилактика эндемических болезней
овец. Улан-Удэ: Бурят, кн. изд-во, 1986. 128 с.
2. Барбер С. А. Биологическая доступность питательных веществ в почве. М.: ВО
Агропромиздат, 1988. 376 с.
3. Виноградов А. П. Введение в геохимию океапа. М.: Наука, 1967/217 с.
4. Жарников И. И. Эндемические заболевания сельскохозяйственных животных в
Бурятской АССР // Микроэлементы в биосфере и применение их в сельском хо¬
зяйстве и медицине Сибири й Дальнего Востока. Улан-Удэ, 1971. С. 344-348.
5. Зырин Н. Г., Зборищук Ю. Н. Содержание иода в пахотном слое почв европейской
части СССР // Почвоведение. 1975. № 9. С. 49-54.
6. Зырин Н. Г., Имади Т. X. Иод в некоторых почвах Русской равнины и Крыма //
Агрохимия. 1967. № 1. С. 100-116.
7. Кашин В. К. Биогеохимия, фотофизиология и агрохимия иода. JI.: Наука, 1987.
261 с.
8. Кашин В. К., Иванов Г. М. Содержание иода в почвах и растениях Гусинооаер-
ской котловины // Генезис и плодородие почв Западного Забайкалья. Улан-Удэ,
1983. С. 136-151.
9. Коробова Е. Л/., Сергеева Е. Е. Иод в почвенно-растительном покрове геохимиче¬
ски контрастных ландшафтов Вятского Нечерноземья // Геохимия. 1990. Лг 7.
С. 1022-1032.
10. Петрович П. И. Низинные торфяные почвы Бурятии. Улан-Удэ: Бурят, кн. изд-во,
1974. 139 с.
11. Покатилов Ю. Г. Содержание иода в почвах Баргузинской котловины Бурятской
АССР II Агрохимия. 1979. № 8. С. 96-99.
12. Покатилов Ю. Г. Биогеохимия микпоэлементов и эндемические болезни в Баргу¬
зинской котловине (Забайкалье). Новосибирск: Наука, 1983. 165 с.
13. Проскурякова Г. Ф., Никитина О. Н. Ускоренный вариант роданидно-нитритного
метода определения микроколичеств иода в биологических объектах // Агрохи¬
мия. 1976. № 7. С. 140-143.
14. Савич В. И. Применение вариационной статистики в почвоведении. М., 1972.104 с.
15. Селезнев Ю. М., Тюрюканов А. Н. О некоторых факторах изменения форм соеди¬
нений иода в почвах // Биол. науки. 1971. № 6. С. 128-132.
16. Тихомиров Ф. А. Радиоэкология иода. М.: Энергоатомиздат, 1983. 88 с.
17. Тихомиров Ф. А., Каспаров С. В., Пристер Б. С. Роль органического вещества
в закреплении иода в почвах//Почвоведение. 1980. № 2. С. 54-62.
150
18. Fleming G. A. Essential micronutrients. 2. Iodine and Selenium // Applied soil trase
elements. Chichester, Wiley, 1980. P. 199-234.
19. Fuge П. Iodine in the Environment: its distribution and relationship to human
health - XXI. Univ. Missouri, 1987. P. 74-87.
20. Whitehead D. C. Studies of iodine in British soils//J. Soil. Sci. 1973. V. 24. № 2.
P. 260-270.
Бурятский институт биологии,
Улан-Удэ
V. К. KASHIN, G. М. IVANOV
IODINE IN TIIE ARABLE SOILS OF TRANS - BAIKAL AREAS
Under study are the content, forms of iodine and its biological availability in soils
of Trans-Baikal agrolandscapes. The iodine accumulation in the main soil types as
well as the correlative dependence between the iodine content and the soil humus are
also shown. It is established that the great amount of iodine proved to be fixed and
weakly available for plants.
Поступила в редакцию
16.05.91
151
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 11
ХРОНИКА
ЕВГЕНИЙ АНАТОЛЬЕВИЧ ДМИТРИЕВ
(к 60-летию со дня рождения)
12 октября 1991 года исполнилось 60 лет со дня рождения известного почво¬
веда, заведующего кафедрой земледелия факультета почвоведения МГУ, профес¬
сора Е. А. Дмитриева.
Наверное, в нашей стране нет ни одного почвоведа, который не знал бы Ев¬
гения Анатольевича. В каждом почвенном учреждении его учебник «Математиче¬
ская статистика в почвоведении» и статьи по статистике давно уже служат по¬
стоянным методическим пособием. Студенты, аспиранты, сотрудники - все отсчи¬
тывают свои данные «по Дмитриеву». Именно он внедрил статистику в сознание
и практику почвоведов, показал возможности ее использования, ее преимущества
в оценке истинности гипотезы.
Е. А. Дмитриев родился в Москве в семье бухгалтеров (не отсюда ли способно¬
сти к математике?). В памятном для людей старшего поколения 1949 году он по¬
ступил на биолого-почвенный факультет МГУ, тогда еще расположенный на Мо¬
ховой.
Уже после первого курса он поехал в экспедицию в Донские степи. И, навер¬
ное, именно с этой экспедиции Е. А. Дмитриев может считать свой профессиональ¬
ный стаж. В 1951 году он пришел на кафедру физики и мелиорации почв, с кото¬
рой связал почти 25 лет своей жизни. Руководитель Е. А. Дмитриева, тогда еще
доцент, С. А. Владыченский направил его в Волго-Ахтубинскую пойму. Уже в пер¬
вой студенческой научной работе он сделал ряд важных наблюдений за поведе¬
нием системы почва - вода. Он показал, что, если объем воды, долитой к почве
в пикнометр, пересчитать с учетом ее условной плотности в сорбированном со¬
стоянии, то получаются величины плотности твердой фазы почвы, близкие к зна¬
чениям, полученным с помощью неполярной жидкости. Именно эта работа поста¬
вила вопрос о том, что поведение системы почва - вода не аддитивно поведению
ее компонентов.
В 1954 г. Евгений Анатольевич окончил факультет и поступил в аспирантуру
при кафедре. Руководителем работы стал профессор Н. А. Качинский.
В своей кандидатской диссертации на тему «Теплоемкость почв» Е. А. Дмит¬
риев доказал, что, вопреки сложившемуся мнению, попавшему даже в учебники,
теплоемкость сорбированной воды не отличается от теплоемкости воды не сорби¬
рованной. Эта работа подтвердила, что в системе почва - вода взаимодействия не
так просты, как это представлялось до сих пор.
После успешной защиты диссертации в 1958 г., Евгений Анатольевич активно
участвовал в организации почвенного стационара Московского университета. Одно¬
временно, по предложению Н. А. Качинского, он начал читать курс математической
статистики для почвоведов, давший начало известному учебнику.
Именно в этот период Евгений Анатольевич приступил к исследованию ани¬
зотропности и пространственной неоднородности почвы, как природного тела.
В частности, Евгений Анатольевич уже на первых этапах исследования показал
значительную сложность такого явления, как водопроницаемость почвы. Неодно-
родность последней обуславливала самые невероятные пути миграции воды
в почве. Эти пути и их особенности были вскрыты Е. А. Дмитриевым с помощью
модельных опытов по фильтрации воды, меченой растворимым крахмалом. Опыты,
в частности, выявили, что, фильтруясь по трещинам, вода одновременно рассасы¬
вается их стенками. Аналогично ведет себя вода, фильтруясь через участки более
легкого гранулометрического состава - она быстро рассасывается более тяжелым
материалом, примыкающем к путям фильтрации. Словом, поведение воды и в этом
случае оказалось сложным.
152
С присущей Е. А. Дмитриеву изобретательностью, он разработал особую си¬
стему методов исследования почв в природе - хемографию почв. Обрабатывая поч¬
ву (стенку разреза) разными реагентами, дающими цветные реакции, можно опре¬
делить распределение в почве отдельных веществ (например, соединений закис-
ного железа). Именно эти методы помогли Евгению Анатольевичу и его аспиран¬
там расшифровать многие загадки почвенного профиля.
В 1984 г. работы Е. А. Дмитриева по пространственной вариации свойств почв
и применению математической статистики в почвоведении завершились защитой
докторской диссертации на тему: «Закономерности пространственной неоднородности
состава и свойств почв».
В 1979 г. Е. А. Дмитриев стал заведующим кафедрой общего земледелия. Со¬
хранив в основном направление учебной и научной работы кафедры, он внес су¬
щественный экологический и математический аспекты в ее деятельность. В 1987 г.
ему присвоено звание профессора.
Е. А. Дмитриев - талантливый педагог. Его интересные лекции всегда привле¬
кают слушателей. Он выпустил бесчисленное количество дипломников и подгото¬
вил более 20 кандидатов наук. Его работы отличает интересная постановка зада¬
чи, остроумные решения технических и экспериментальных проблем.
Глубоко эрудированный, изобретательный, обладающий уникальными способ¬
ностями к тонким экспериментам, Е. А. Дмитриев представляет собой идеальный
сплав теоретика и экспериментатора, который так нужен в почвоведении. В на¬
стоящее время, наряду с другими проблемами, Евгений Анатольевич занят тео¬
рией классификации почв, в частности, объекта почвенной классификации. Эти
его разработки достаточно оригинальны и злободневны.
Портрет Е. А. Дмитриева был бы неполным, если бы мы не коснулись его
увлечений. Он прекрасно знает художественную литературу. Он частый гость в
консерватории. А главное - он сам увлекается резьбой по дереву и его произведе¬
ния обнаруживают тонкий вкус, оригинальность и, конечно, изобретательность.
Большую научно-организационную работу Е. А. Дмитриев ведет уже давно.
Он — участник почти всех Делегатских съездов нашего общества почвоведов, член
ЦС ВОП, председатель подкомиссии по применению математики в почвоведении,
которая работает активно и интересно. Е. А. Дмитриев — член редколлегии жур¬
нала «Почвоведение». Он - председатель Совета по защите кандидатских диссер¬
таций. Поэтому его рабочий день заполнен до предела. И если учесть, что за пе¬
риод своей научной деятельности Евгений Анатольевич Дмитриев раписал более
150 научных работ, то можно только удивляться его работоспособности и органи¬
зованности.
Интенсивная педагогическая, научная и общественная деятельность Е. А. Дмит¬
риева отмечена правительственными наградами - орденом Знак Почета и медалями.
В эту юбилейную v дату хочется от имени всех почвоведов поздравить
Е. А. Дмитриева и пожелать ему здоровья и успехов в его научно-педагогической
деятельности, счастья в семье, в детях и внуках.
Всесоюзное общество почвоведов
Факультет почвоведения МГУ
Редколлегия и редакция журнала аПочвоведение»
© 1991 г.
ВАСИЛИЙ ГРИГОРЬЕВИЧ МИНЕЕВ
(к 60-летию со дня рождения)
В 1991 г. исполнилось 60 лет Василию Григорьевичу Минееву. Академик
ВАСХНИЛ, профессор, доктор сельскохозяйственных наук, он широко известен сре¬
ди специалистов как крупный ученый, внесший существенный вклад в ис¬
следование и создание нового экологического направления в агрохимии, как талант¬
ливый организатор науки, педагог.
Родился Василий Григорьевич 25 апреля 1931 г. В 1954 г. он окончил с отличи¬
ем Донской СХИ и поступил в заочную аспирантуру в Воронежский СХИ. В этом
же году его пригласили работать на опытную станцию Воронежского СХИ в долж¬
ности старшего научного сотрудника. Уже в 23 года у него проявился дар органиаа-
тора, он становится заведующим отделом агрохимии на этой же станции, а в 27 лет
(в 1958 г.) - директором опытной станции Воронежского СХИ.
153
В 1964 г. в Воронежском СХИ впервые открывается факультет агрохимии и поч¬
воведения, и Василию Григорьевичу поручают возглавить его. В 33 года он - декан
факультета; через 4 года, в 1968 г., становится проректором по науке в Воронеж¬
ском СХИ.
В начале 1972 г. его приглашают в Москву для работы в ВИУА им. Д. Н. Пря¬
нишникова, на должность заместителя директора и руководителя отдела географи¬
ческой сети опытов с удобрениями. С 1974 г. по 1985 г. Василий Григорьевич рабо¬
тает на посту директора ВИУА.
•С 1985 по 1988 г. он - вице-президент ВАСХНИЛ, председатель Президиума
ВАСХНИЛ по Нечерноземной зоне РСФСР.
С 1979 г. и до настоящего времени Василий Григорьевич заведует кафедрой
агрохимии в Московском университете.
Талант организатора науки особенно ярко проявился у Василия Григорьевича
в годы его работы на посту директора ВИУА. Начало работы в этой должности по
времени очень недалеко отстояло от перехода нашего сельского хозяйства от экстен¬
сивного пути развития к интенсивному с широкой его химизацией, которая началась
в 1965 г. (в Западной Европе этот процесс начался в 80-х годах прошлого века).
По существу он оказался у истоков широкой химизации сельского хозяйства в на¬
шей стране. Под руководством Василия Григорьевича задачей географической сети
опытов стало решение крупных государственных задач в области химизации земле¬
делия в СССР: определение потребности в минеральных удобрениях в целом по
стране, по республикам, зонам в объемах и ассортименте. Уже к концу 70-х годов
насчитывалось более 600 стационарных опытов, в которых решались вопросы эф¬
фективного использования минеральных и органических удобрений с учетом не
только количества и качества растительной продукции, но и сохранения и воспро¬
изводства плодородия почв, для чего широко были начаты исследования баланса
питательных веществ, наблюдения за изменением физико-химических и других
свойств почвы. Впервые эти исследования стали проводиться с учетом особенностей
метеорологических условий в различных почвенно-климатических зонах страны.
В итоге под редакцией Василия Григорьевича было издано более 50 томов «Тру¬
дов ВИУА и Геосети» опытов с удобрениями, рекомендаций по повышению пло¬
дородия почв, а также уникальный многотомный выпуск «Научные основы и реко¬
мендации по применению удобрений по зонам страны».
В течение 14 лет (с 1973 по 1986 г.) Василий Григорьевич был представителем
СОСР по координации исследований с зарубежными странами, где также проявился
его незаурядный талант организатора научных исследований.
Ему приходилось неоднократно представлять нашу науку на международных
форумах в США, Англии, Германии, Швейцарии и других странах. Его контакты
с учеными мира обогатили нашу науку.
Почти 40 лет (с 1954 г.) Василин Григорьевич занимается агрохимией, в разви¬
тие которой он внес существенный вклад. В 1958 г. Василий Григорьевич становит¬
ся кандидатом сельскохозяйственных наук, в 1968 г.- доктором сельскохозяйствен¬
ных наук, в 1969 г.- профессором. В 1975 г. его избирают членом-корреспондентом
ВАСХНИЛ, в 1985 г.- академиком ВАСХНИЛ.
Круг научных интересов Василия Григорьевича широк и всегда сосредоточен
в «горячих» точках агрохимии. Можно назвать два основополагающих раздела
в агрохимии, в которых Василий Григорьевич является одним из родоначальников.
Первый раздел - это пути реализации потенциальных возможностей зерновых
культур и получение высококачественной продукции. Эта работа была начата еще
в 50-х годах, когда главной заботой было получить максимальный урожай и мало
кто думал о качестве продукции. Уже в ту пору молодой ученый подошел к решению
этой проблемы всесторонне, комплексно. В исследования им были включены вопросы
сортовой агротехники, предшественники, севообороты, системы удобрений и т. д.
Результаты этих исследований получили широкую известность не только в нашей
стране, но и за рубежом, создали В. Г. Минееву репутацию крупнейшего специалиста
по оптимизации минерального питания и удобрения зерновых культур. Его книги
«Удобрение озимой пшеницы», «Удобрение и качество урожая», «Агрохимические
основы повышения качества зерна пшеницы», многочисленные научные статьи в со¬
вокупности явились крупным вкладом ученого агрохимика в научное решение зер¬
новой проблемы.
Особо следует выделить фундаментальную монографию «Почва, климат, удобре¬
ние и урожай» (в соавторстве с В. Д. Панниковым), изданную дважды в нашей
стране, переведенную на ряд иностранных языков, получившую высокую оценку
в печати. Эта книга стала настольной для любого специалиста, интересующегося
вопросами агрохимии. Обобщение итогов опытов с удобрениями, проводимых в раз¬
ных почвенно-климатических условиях, позволило обосновать ряд положений, зна¬
154
чительно обогативших агрохимическую науку. К ним относятся вопросы эффектив¬
ности удобрений, плодородия почв, круговорота и баланса элементов питания в зем¬
леделии, меры борьбы с их потерями, охраны окружающей среды, влияния удобре¬
ний на качество сельскохозяйственной продукции.
В 1984 г. выходит в свет монография В. Г. Минеева «Агрохимия и биосфера»,
в 1990 г.- «Химизация земледелия и природная среда». В монографиях дан обстоя¬
тельный анализ проблемы с позиций охраны окружающей среды.
На основе обобщения результатов отечественных и зарубежных исследований
Василий Григорьевич определил место агрохимических средств в повышении пло¬
дородия почв, продуктивности земледелия, в научно-техническом прогрессе сель¬
скохозяйственного производства.
Василий Григорьевич обратил внимание на то, что применение агрохимических
средств - это активное вмешательство человека в живую природу, и поэтому рас¬
сматривает их комплексное воздействие на условия существования живых организ¬
мов в окружающей среде.
Монографии Василия Григорьевича по экологическим аспектам агрохимии -
первые в отечественной агрохимической литературе. На большом фактическом
материале, полученном в СССР и за рубежом, рассмотрены особенности состояния
глобального круговорота азота, фосфора и калия в биосфере планеты и влияние
на них деятельности человека. Оценены различные системы удобрения с позиций
баланса биогенных элементов и поведения последних в системе почва - растение -
удобрения; баланса гумуса и причин снижения его содержания в пахотных почвах.
В. Г. Минеев особо подчеркивает важнейшую роль органического вещества не
только в повышении и сохранении уровня плодородия почв, но и его экологиче¬
ские, защитные функции, в особенности в условиях загрязнения почв токсическими
веществами, тяжелыми металлами.
Обобщение большого фактического материала, полученного в нашей стране и за
рубежом, позволило Василию Григорьевичу сделать заключение, что ухудшение при¬
родной среды и нарушение экологического * равновесия не неизбежное следствие раз¬
вития цивилизации, в том числе и применения минеральных удобрений, а следствие
ошибок в технической политике. Правильным выбором форм удобрений, специализа¬
цией севооборотов, максимальной занятостью пашни растениями, учетом грануло¬
метрического состава и других свойств почв при разработке системы применения
удобрений, учетом особенностей применения удобрений при орошении, рациональ¬
ным использованием осушенных торфяно-болотных почв, противоэрозионными ме¬
роприятиями можно свести к минимуму потери азота, фосфора и калия, серы,
магния и других элементов из почвы и удобрений и этим обезопасить окружающую
среду от загрязнения биогенными элементами.
По существу трудами Василия Григорьевича Минеева создано новое в науке
направление- экологическая агрохимия.
Всего В. Г. Минеевым опубликовано более 300 научных работ, в том числе
125 по экологической агрохимии.
Много сил отдает Василий Григорьевич педагогической работе, с которой оп
не расстается в течение почти всей своей трудовой деятельности. В Воронежском
СХИ ои прошел путь от ассистента (с 1957 г.) до профессора (с 1969 г.). Только
на 6 лет была прервана его педагогическая деятельность в вузе (с 1972 по 1978 г.),
а с 1978 г. он вновь педагог в Московском государственном университете. И на этом
поприще Василий Григорьевич сделал много. Он издал учебник «Агрохимия», в ко¬
тором впервые дано существенное дополнение к определению предмета агрохимии,
которая призвана изучать в единой системе взаимоотношения растеиий с почвой
и удобрением с учетом особенностей метеорологических условий года. От классиче¬
ского треугольника Д. Н. Прянишникова он перешел к тетраэдру. В учебник впер¬
вые включен совершенно новый раздел «Экологические проблемы агрохимии».
В результате исследований по проблемам экологической агрохимии Василий
Григорьевич разработал спецкурс «Агрохимия и биосфера», к которому издал учеб¬
ное пособие «Экологические проблемы агрохимии».
Им подготовлено свыше 40 кандидатов наук; 10 докторов наук, широко пользо¬
вавшихся его консультациями, руководят лабораториями НИИ и кафедрами сель¬
скохозяйственных институтов.
В настоящее время научную и педагогическую деятельность В. Г. Минеев соче¬
тает с большой общественной работой. Он - член Комитета по Государственным пре¬
миям РСФСР в области науки и техники при Совете Министров РСФСР, член НТС
Министерства сельского хозяйства и продовольствия СССР, член бюро отделения
155
земледелия и председатель секции агрохимии Российской Академии сельскохозяйст¬
венных наук, член бюро Отделения земледелия и экологии ВАСХНИЛ, председатель
Совета МГУ по учебной и научной работе по вопросам агропромышленного комплек¬
са, член издательского совета «Агропромиздат», член редколлегий журналов «Агро¬
химия», «Вестник с.-х. науки», «Доклады ВАСХНИЛ», Вестник МГУ», сер. Почвове¬
дение и др., член спецсоветов по защите диссертаций в МГУ и Ленинградском аграр¬
ном университете.
В 1979 г. В. Г. Минеев награжден Первой премией Совета Министров за разра¬
ботку новых методов в исследованиях по агрохимии.
В 1984 г. В. Г. Минееву ученым советом ТСХА присуждена премия
им. Д. Н. Прянишникова за комплекс работ по агрохимии и качеству продукции.
За большие заслуги в научной, педагогической и общественной деятельности
В. Г. Минеев награжден орденом Трудового Красного Знамени, медалью «За трудовую
доблесть», он неоднократно награждался медалями ВДНХ.
Сердечно поздравляем Василия Григорьевича Минеева с 60-летием и желаем ему
доброго здоровья, долгих лет жизни, дальнейших творческих успехов.
Факультет почвоведения МГУ
Всесоюзное общество почвоведов,
Редколлегия журнала «Почвоведение»
© 1991 г.
ВАЛЕНТИН ГЕОРГИЕВИЧ УНГУРЯН
(к 60-летию со дня рождения)
В. Г. Унгурян, профессор, доктор биологических наук, чл.-кор. АН МССР, Заслу¬
женный работник высшей школы Молдавской ССР, родился 26 ноября 1931 г. в мол¬
давском селе Пыржота Рышканского р-на. Выпускник Кишиневского государствен¬
ного университета, он еще в комнате приемной комиссии встретил акад. Николая
Александровича Димо, за 3 года перед тем вернувшегося на родину из Средней
Азии. Эта встреча определила дальнейший путь В. Г. Унгуряна. Выполнив под ру¬
ководством Н. А. Димо дипломную работу по почвам поймы р. Днестр, В. Г. Унгу¬
рян в 1954 г. поступил на работу инженером-почвоведом в Гипрозем, где участвовал
в картировании почв Молдавии и целинных земель Казахстана.
В 1955 г. В. Г. Унгурян поступил в аспирантуру Кишиневского сельскохозяйст¬
венного института, ставшего его второй альма-матер. Здесь он прошел путь от
аспиранта до профессора, заведующего кафедрой почвоведения и, наконец, ректора
института (с 1982 г.).
Здесь он выполнил свои основные работы по ампелоночвоведению, разделу нау¬
ки, связанному с виноградарством. Это новое направление, развитое В. Г. Унгуряпом,
стало основой продвижения культуры винограда на южные разности черноземов.
В стенах Кишиневского института В. Г. Унгурян разработал идею экологического
соответствия системы земледелия почвенно-экологическим особенностям региона,
которую затем внедрил в учхозе «Кетросы» Новоанненского района (почвозащитная
адаптивная система земледелия).
В 1976 г. В. Г. Унгуряна назначили директором Молдавского НИИ почвоведения
им. Н, А. Димо и генеральным директором научно-производственного объединения
«Плодородие», он способствовал развитию прикладного почвоведения и агрохимии,
кооординации усилий почвоведов и агрохимиков республики на повышение почвен¬
ного плодородия и теоретического обеспечения почвозащитного земледеления рес¬
публики. Укрепились связи института с другими почвенными институтами страны и
за рубежом.
В 1979 г. на' заседании специализированного Совета по почвоведению при МГУ
им. М. В. Ломоносова В. Г. Унгурян успешно защитил докторскую диссертацию
«Черноземы южно-европейской фации как объект ампелографического изучения».
В 1981 г. он становится профессором ■ избирается членом-корреспондентом АН Мол¬
давской ССР. Росту ученого способствовала благоприятная научная атмосфера, со¬
зданная Н. А. Димо и поддерживаемая И. А. Крупениковым. Именно в эти годы
отмечаются большие успехи молдавских почвоведов, которые поставили их в первые
ряды ученых страны. Труды А. Ф. Урсу, 3. А. Синкевич. В. П. Грати, Я. М. Годельма-
на, А. М. Холмецкого, И. Р. Ильина, Б. П. Подымова, 10. П. Николаева существенно
расширили наши представления о почвах ж почвенном покрове Юго-Запада страны»
156
В этом же ряду стоят работы В. Г. Унгуряна, который успешно применил биогео-
ценотические принципы к анализу системы почва - виноград — вино, показав важные
экологические особенности плантажированных почв и возможности их использова¬
ния. Большое влияние на формирование В. Г. Унгуряна как ученого, в том числе
на его биогеоценотическую концепцию адаптивного земледелия, оказал проф.
С. В. Зонн.
Научная и организаторская деятельность В. Г. Унгуряна связана с непрерывной
30-летней педагогической работой в Кишиневском сельскохозяйственном институте.
За это время под его руководством выполнено более 150 дипломных работ, подготов¬
лено 16 кандидатов наук включая иностранцев. Все, кто бывал в Кишиневском СХИ,
обращали внимание на прекрасное оформление здания, стенды, экспонаты которых
наглядно раскрывают историю не только института, но и молдавского почвоведения
и агрономии. Четко налаженная работа института - большая заслуга его ректора
В. Г. Унгуряна. Наряду со своими основными нагрузками (заведующего кафедрой,
ректора) В. Н. Унгурян выполняет массу других важных обязанностей. Он предсе¬
датель двух ученых советов, читает курс тропического почвоведения, а также курс
охраны и регионального использования почвенных и природных ресурсов.
В институте по инициативе В. Г. Унгуряна начата подготовка агрономов-агрохи-
миков по специальности «почвоведение и агрохимия» и инженеров по земельному
кадастру по специальности «землеустройство».
* В. Г. Унгурян - вице-президент Ассоциации сельскохозяйственных вузов страны,
член Центрального совета Всесоюзного общества почвоведов, член Бюро отделения
биологических и химических наук АН Молдавской ССР, член редакционной коллегии
журнала «Сельское хозяйство Молдавии».
Он автор 250 научных и методических работ, в том числе 6 монографий.
При кафедре почвоведения института, которой руководит В. Г. Унгурян, в на¬
стоящее время организована научная лаборатория по агрономическому почвоведе¬
нию и биологическому земледелию.
Энергичный, эрудированный, удивительно работоспособный, доброжелательный
к людям, полный замыслов - таким встречает свое 60-летие профессор, член-корре¬
спондент АН МССР В. Г. Унгурян.
Его сотрудники, коллеги по всем видам совместных работ сердечно поздравляют
Валентина Георгиевича с юбилеем и желают здоровья, успехов в его деятельности
на благо нашей науки. ,
Кишиневский сельскохозяйственный
институт,
Молдавское отделение ВОП%
Редколлегия журнала «Почвоведение*
157
1991
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 1!
НЕКРОЛОГИ
© 1991 г.
ПАМЯТИ А. Ф. СКВОРЦОВА
18 ацреля 1991 г. после тяжелой и продолжительной болезни скончался круп*
ный ученый - агропочвовед и агрохимик, активный организатор и пропагандист ам-
пелоэкологических исследований, почетный председатель проблемно-методической
комиссии по агрохимии, агропочвоведению и мелиорации Координационного совета
по виноградарству Александр Филиппович Скворцов.
А. Ф. Скворцов родился 29 января 1904 г. В 1926 г. он успешно закончил
Херсонский сельскохозяйственный институт, в 1931 г.- Московский агропедагоги-
ческий институт и в 1938 г.- аспирантуру при лаборатории почвенных коллоидов
ВИУА.
Трудовую деятельность Александр Филиппович начал в 1925 г. на Херсонской
сельскохозяйственной опытной станции, затем преподавал в сельскохозяйственном
техникуме и во Владимировском СХИ. После окончания аспирантуры Александр Фи¬
липпович работал старшим научным сотрудником центральной опытной станции
ВИУА в Подмосковье, позднее - заведующим кафедрой почвоведения Крымского
сельскохозяйственного института.
Научная деятельность А. Ф. Скворцова с самого начала была направлена на
углубленные исследования свойств почв с целью решения вопросов рационального
использования земель, повышения плодородия почв путем различных мелиораций.
Это нашло отражение уже в первой крупной его работе - «Коллоидно-химическая
характеристика окультуренности черноземных почв» (1938 г.).
Возглавляя отдел агрохимии и почвоведения опытной станции плодоводства
Академии наук Грузинской ССР, А. Ф. Скворцов разрабатывает систему удобрения
и обработки почв под плодовыми насаждениями. С 1945 г. его научные исследования
связаны с осушением болот Колхиды, они нашли отражение в докторской диссерта¬
ции на тему «Опыт мелиорации болот в Колхиде кольматажем» (1959 г.).
С переходом на работу во ВНИИ ВиВ «Магарач» (1959 г.) начинается новый
этап научной деятельности А. Ф. Скворцова. С присущей ему увлеченностью и ши¬
ротой научных интересов он приступает к разработке теоретических, методических
и практических вопросов агрохимии и почвоведения применительно к культуре ви¬
нограда. Под его руководством н при непосредственном участии разработан и апро¬
бирован в многолетних опытах новый подход к применению удобрений на виноград¬
никах, основанный на объективной оценке уровня плодородия, влагообеспеченности
почв и состояния насаждений на конкретном участке.
Крупным научным вкладом в дело совершенствования системы удобрений виио-
градников явились разработанные под руководством А. Ф. Скворцова «Методические
указания для зональных агрохимических лабораторий по крупномасштабному агро¬
химическому исследованию почв, проведению полевых опытов с удобрениями и со¬
ставлению рекомендаций по применению удобрений на виноградниках колхозов
ж совхозов», а также дважды увидевшая свет монография «Удобрение виноградни¬
ков» (1964 и 1968 гг.).
На протяжении своей научной деятельности А. Ф. Скворцов активно пропаган¬
дировал достижения сельскохозяйственной науки, щедро делился знаниями и опы¬
том с коллегами, неутомимо обучал и воспитывал молодых ученых. Им опубликована
свыше 70 научных работ, подготовлено 7 кандидатов наук. Много сил и времени
отдавал он оппонированию диссертационных работ, рецензированию научных трудов»
консультированию по вопросам биоэкологических исследований, методологию кото¬
рых он постоянно стремился совершенствовать. Возглавляя свыше 10 лет проблем¬
но-методическую комиссию по агрохимии, агропочвоведенню и мелиорации Коорди¬
национного совета по виноградарству, А. Ф. Скворцов активно внедрял системный
подход в научные исследования. Он был убежден, что на базе системного подхода
и приемов моделирования ампелобиогеоцеиозов, автоматизации сбора и анализа био¬
логической и экологической информации с учетом обратной связи в недалекой пер¬
158
спективе будут разработаны способы программирования урожая и управления сре¬
дой с целью получения заданного уровня продукции. При непосредственном участии
А. Ф. Скворцова и под его редакцией подготовлены и опубликованы две части моно¬
графии «Исследование и создание моделей плодородия почв виноградников» <1986,
1990 гг.)- Большое внимание в монографии уделено программе и методике исследо¬
вания и создания моделей плодородия малопродуктивных почв, которые являются
основным резервом для использования под виноградники. Практическая сторона это¬
го аспекта научной деятельности Александра Филипповича отражена в ряде
методических рекомендаций по оценке пригодности почв под виноградники, разрабо¬
танных с его участием и опубликованных в 70-80-е годы.
Плодотворна многолетняя деятельность А. Ф. Скворцова по организации, на¬
правлению и координации работы агрохимиков и почвоведов виноградарской отрас¬
ли СССР. Его заботу о повышении уровня исследований, их масштабности и прак¬
тической значимости чувствовали коллеги на Северном Кавказе и Украине, в Мол¬
давии и Закавказье, в Средней Азии и Казахстане. Александр Филиппович умел
объединить вокруг себя коллег, создать по-настоящему творческую обстановку
в самые напряженные моменты работы.
А. Ф. Скворцов вел большую общественную работу. Он 1*2 лет возглавлял
Крымское отделение Всесоюзного общества почвоведов (1963-1975 гг.), а в даль¬
нейшем оставался одним из активнейших его членов. На VIII съезде почвоведов
(1989 г.) Александр Филиппович был избран почетным членом ВОП.
А. Ф. Скворцов много лет руководил философским семинаром в институте «Ма-
гарач» и, уйдя на пенсию, продолжал эту работу.
До последних дней жизни, прикованный болезнью к постели, Александр Филип¬
пович не терял активности, ясности мышления, верно служил любимому делу, тре¬
вожился за его судьбу и продолжал трудиться. Он строил планы семинаров по внед¬
рению в производство научных разработок, предложил программу подготовки
кадров для проведения ампелоэкологических исследований на современном уровне
развития науки, на основе системного подхода. Он поддерживал связь с коллегами
и учениками и настойчиво добивался продолжения своей работы. Его высокая
нравственность, честность, доброта, отзывчивость, трудолюбие, принципиальность
и скромность снискали ему всеобщее уважение.
Светлая память об Александре Филипповиче Скворцове, крупном ученом, настав¬
нике, старшем товарище агрохимиков и почвоведов виноградарской отрасли страны,
навсегда сохранится в сердцах тех, кто его знал и работал с ним.
Крымское отделение Всесоюзного
общества почвоведов,
Всесоюзный научно-исследовательский
институт виноградарства и продуктов
его переработки
159
Всесоюзное общество почвоведов, Научный совет
по проблемам почвоведения и мелиорации почв, Ин¬
ститут почвоведения ц фотосинтеза, редакция журна¬
ла «Почвоведение» АН СССР; факультет Почвоведе¬
ния МГУ им. М. В. Ломоносова, Почвенный институт
им. В. В. Докучаева ВАСХНИЛ с глубоким прискор¬
бием извещают о кончине 23 октября 1991 года вы¬
дающегося почвоведа, члена-корреспондента АН СССР
Виктора Абрамовича Ковды.
Тяжелую и невосполнимую утрату понесла наша
наука. Все почвоведы скорбят и выражают соболез¬
нование родным, близким друзьям, ученикам и почи¬
тателям покойного.
Главный редактор Г. В. Добровольский
Зам. главного редактора А. Д. Воронин
Зам. главного редактора С. В. Зонн
Ответственный секретарь А. Н. Геннадиев
Члены редколлегии: Г. П. Гамзиксв, Е. П. Гусенков,
Е. А. Дмитриев, В. Т. Емцев, А. Н. Каштанов,
М. С. Кузнецов, В. В, Медведев. В. И. Никитишен, Д. С. Орлов,
А. Д. Фокин, Ф. X. Хазиеа, Л. Л. Шишов
Зав. редакцией Л. Л. Иванова
Ст. редактор Е. В. Достовалова
Технический редактор Г. Н. Домнина
Сдано в набор 09.09.91 Подписано к печати 08.11.91 Формат бумаги 70x1007м
Офсетная печать Уел. печ. л. 13,0 Уел. кр.-отт. 34,0 тыс. Уч.-нзд. л. 14,4 Бум. л. 5,0
Тираж 2570 экз. Заи. 1919 Цена 2 р. 80 к.
Адрес редакции: 109017, Москва, Ж-17, Пыжевский пер., 7, тел. 230-80-66
2-я типография издательства «Наука», 121099, Москва, Г-99, Шубинский пер., 6