А. А. РОДЕ, В. H. СМИРНОВ

ПОЧВОВЕДЕНИЕ

ИЗДАНИЕ 2-е,
ИСПРАВЛЕННОЕ И ДОПОЛНЕННОЕ

Допущено
Министерством высшего и среднего
специального образования СССР
в качестве учебника
для студентов
лесохозяйственных
факультетов вузов

ИЗДАТЕЛЬСТВО .ВЫСШАЯ ШКОЛА»
Москва — 1972
631.4

Р 60

Роде А. А., Смирнов В. Н.

Почвоведение. Учебник для лесохозяйственных вузов. М.. «Высшая
Р 60 школа», 1972.

480 с. с илл.

Предлагаемая вниманию читателей книга является учебником
почвоведения для студентов лесохозяйственных факультетов, лесохозяй-
ственных и лесотехнических вузов. В первой части книги подробно рас-
сматриваются общие свойства и состав почв, их происхождение, тепло-
вой, водный и воздушный режимы и закономерности географического
распространения. Во второй части дается детальная характеристика
почв лесной зоны, а также почв других эон, в которых осуществляется
создание различных древесных насаждений. Почвы остальных эон
охарактеризованы кратко.

Книга может быть использована также студентами географических
и биолого-почвенных факультетов университетов и студентами сельско-
хозяйственных вузов, а равным образом специалистами-практиками
в области лесного хозяйства.

В 1964 г. первое издание этой книги наряду с другими учебниками
по почвоведению подверглось обсуждению на специальном смотре,
организованном Всесоюзным Обществом почвоведов, и было рекомен-
довано к переизданию в качестве лучшего учебника.

Подготовка книги ко второму изданию была осуществлена автором
совместно с проф. В. Н. Смирновым, и в целом учебник в настоящем
виде является совместным трудом обоих авторов.

При переработке книги были учтены важнейшие достижения миро-
вого почвоведения за последние 20 лет и главным образом значительные
успехи советского почвоведения, в особенности в области изучения
почвенного покрова лесных областей Центральной и Восточной Сибири.

4-3-4	631.4

70-72
Проф. В. В. Докучаев
(1846-1903)

ОТ АВТОРА ПЕРВОГО ИЗДАНИЯ

В основу настоящей книги положен курс лекций,
прочитанных автором с 1938 по 1948 г. в Брянском лесо-
хозяйственном институте. В процессе работы над первым
изданием книги рукопись неоднократно просматривалась
как в порядке официального рецензирования, так и по
личной просьбе автора акад. В. Н. Сукачевым, акад.
П. II. Роговым, акад. И. В. Тюриным, акад. П. С. Погреб-
няком, акад. А. Н. Соколовским, проф. С. В. Зонном и
проф. В. Н. Смирновым. Их указания были учтены при
окончательной подготовке рукописи к изданию. Много
ценных замечаний было сделано акад. Б. Б. Полыновым,
акад. Л. И. Прасоловым и доц. С. А. Ковригиным. Всем
упомянутым лицам и особенно акад. И. В. Тюрину, при-
нявшему на себя нелегкий труд редактирования первого
издания этой книги, автор приносит свою искреннюю бла-
годарность.

Автор благодарит также сотрудников библиотеки
Почвенного института имени В. В Докучаева, в особенности
Л. И. Квин, за большую помощь, оказанную в подборе
литературы.
ВВЕДЕНИЕ

Почвоведение — это наука о почве как природном теле, средстве
производства и предмете труда. Оно представляет собой самостоя-
тельную отрасль естествознания, возникшую в нашей стране.

Почва с ее плодородием — один из наиболее существенных факто-
ров жизни растений,?в том числе и древесных.

Выращивание древесных насаждений входит в задачу лесного
хозяйства, значение леса огромно. Он необходим для получения дре-
весины, служащей строительным материалом, топливом, сырьем для
многих отраслей промышленности и т. п.

Лес как мощная растительная формация оказывает огромное
положительное влияние на все компоненты природы — на чистоту
и состав атмосферы, на климат, на сохранение почв от размыва и раз-
вевания, начистоту подземных н поверхностных вод и т. д.; древесные
насаждения являются мощным орудием преобразования природы.

В настоящее время проводятся широкие мероприятия по поле-
защитному лесоразведению на колхозных и совхозных полях в степ-
ной, лесостепной и частично других зонах.

Лес оказывает огромное влияние на психическое состояние че-
ловека. Общение с лесом и его фауной вызывает в человеке многочис-
ленные положительные эмоции, способствует отдыху, эстетическому
наслаждению и оздоровлению всего организма. Эта цель достигается
путем создания лесных заповедников, заказников, лесопарков и лесо-
садов, а также путем тщательной охраны всех остальных лесных на-
саждений.

Наконец, не следует упускать из виду, что лес является источни-
ком многих ценных пищевых продуктов: дичи, ягод, грибов, орехов
и т. д. При правильной постановке лесного хозяйства этот источник
может играть существенную роль в обеспечении «ткеления пита-
нием.

Для того чтобы лесные насаждения в нанлучшей мере удовлет-
воряли разнообразным потребностям, необходимо научиться соответ-
ствующим образом влиять на их жизнь. Это влияние осуществляется
путем воздействия на природные факторы, в том числе и на почву.
4
’ гни!? пррпчдиых фактороз сл<'/кн:> h мцопкЯфаию. Не->гло-
димо научиться понимать действие этих факторов в их взаимной связи
н распознавать роль каждого из них.

Лесоводство опирается на данные многих естественных наук:
почвоведения, метеорологии, климатологии, ботаники, физиологии
растений, геологии, геоморфологии, биогеоценологии и др.

Прежде чем приступить к изложению самого предмета, коснемся
кратко истории почвоведения, современного понимания термина «поч-
ва» и, наконец, вопроса о том, какое место почва занимает на
земном шаре и какую рать она играет в природе и в жизни челове-
чества.

Интерес к почве — ее составу, свойствам и признакам — возник
•с момента, когда человек начал заниматься земледелием. Обрабатывая
землю разного качества, человек научился отличать лучшие земли
от худших по различным признакам) Примером такого «народного»
почвоведения, корни которого уходят далеко в глубь веков, являются
познания наших земледельцев, которые умеют различать почвы, вы-
бирать для освоения лучшие их участки, руководствуясь и геоморфато-
гическимн признаками, и окраской, и мощностью гумусового горизонта,
и характером подзолистого горизонта, и бапьше всего, пожалуй, со-
ставом естественной растительности.

Такое «народное» почвоведение нашло отражение и в науке древ-
ности. В трудах ученых античного мира, а также в трудах древнеки-
тайских ученых имеются сведения о свойствах почвы.

Немало мыслей о происхождении почвы было высказано великим
русским ученым М. В. Ломоносовым. В сочинении «О слоях земных»
(1762—1763 гг.), говоря о «материальных качествах верхнего слоя
или земной наружности», Ломоносов указывает: «Великую часть оныя
занимает чернозем... Его происхождение не Минеральное, но из двух
протчих Царств натуры, из животного и растительного, всяк при-
знает...».Эта мысль почти тождествен на с точкой зрения на происхожде-
ние чернозема, высказанной более чем столетие спустя творцом науч-
ного почвоведения проф. В. В. Докучаевым.

На рубеже XVIП и XIX столетий появилась теория гумусового
питания растений немецкого ученого Тэера. Он писал: «Перегной
есть большая или меньшая составная часть почвы, и плодородие ее,
в сущности, совершенно зависит от перегноя, ибо после воды он — един-
ственное, что доставляет пищу растениям*.

Естественным следствием появления этой теории явилось усилен-
ное изучение перегноя почвы. Работами Берцелиуса, Шпренгеля, Муль-
Дера и других, выполненными в течение первых трех десятилетий
XIX в., было установлено существование особых перегнойных ве-
ществ и изучен их состав. Эти работы имели большое значение для
развития почвоведения.

В 1840 г. вышла книга Либиха «Химия в приложении к земледе-
лию и физиологии», который считал, что растения берут из почвы
только минеральные вещества. Теория минерального питания расте-
ний вытеснила теорию гумусового питания Тэера.

Теория Либиха явилась татчком к возникновению агрикультур-
в его начальной форме или, иначе говоря, агрохимию.

Появление либиховской теории минерального питания растений
не могло не отозваться и на развитии почвоведения. Почву стали изу-
чать геологи, главным образом немецкие (Рихтгофен, Фаллу и др.).
В результате возникло новое направление в изучении почв, получив-
шее название агрогеологии. Агрогеология рассматривала почву как
геологическое образование, возникшее путем выветривания.

Совершенно иначе развивалось почвоведение в России. Уже в
XVIII столетни и в первой половине XIX столетия, начиная с Ломоно-
сова, делались попытки разобраться в вопросах происхождения
почв и понять их природу. Здесь следует назвать имена крестьянина
Посошкова, проф. М. И. Афонина, проф. И. И. Комова, А. Н. Ради-
щева и других ученых и практиков-земледельцев.

Большое внимание вопросам изучения почв в связи с необходи-
мостью поднятия урожайности сельского хозяйства уделяло Вольно-
экономическое общество, созданное в XVIII столетни. Этому обществу
принадлежит инициатива в постановке вопроса об изучении черно-
зема. Особый интерес, который в это время проявлялся к чернозему,
объясняется тем, что производительность черноземных областей Рос-
сии, бывших важнейшим источником товарного зерна, шедшего и на
внутренний и на внешний рынки, начала заметно падать.

В конце 1876 г. в Вольно-экономическом обществе, по почину
А. И. Ходнева и проф. А. В. Советова, была создана особая комиссия
для разработки программы новых исследований русского чернозема.
В число членов этой комиссии вошел и Василий Васильевич Докучаев,
в то время работавший в Петербургском университете, — молодой
ученый, уже зарекомендовавший себя трудами в области геологии.

Комиссия возложила на Докучаева выполнение геолого-географи-
ческой части исследований.

Результатом четырехлетних исследований Докучаева (1877—
1881 гг.) явился его капитальный труд — отчет Вольно-экономиче-
скому обществу — «Русский чернозем», опубликованный в 1883 г.
В этом труде Докучаев на основании богатейшего фактического ма-
териала окончательно решил вопрос о происхождении чернозема.
Он установил, что чернозем является «растительно-наземной» почвой,
представляя собой продукт взаимодействия между растительностью
и горной породой, что между почвой и окружающей ее природой суще-
ствует теснейшая связь. И, самое главное, Докучаев пришел к выводу,
что почвы «всегда имеют свое собственное происхождение».

В 1882 г. Докучаев приступил к новой большой работе — иссле-
дованию почв Нижегородской губернии в целях оценки земель.

Ввиду большого масштаба этих работ Докучаев привлек к ним
молодых исследователей, большей частью своих учеников, питомцев
Петербургского университета. Эти первые сотрудники Докучаева
явились ядром «докучаевской шкалы», которая сохранила, развила
и передала потомству докучаевское учение о почве. К числу этих
учеников относятся II. М. Сибирцев, Ф. К). Левиисон-Лессинг, П. А.
Земятченскнй, В. П. Амалицкий, II. Ф. Бараков, А. Р. Ферхмин,
6
д Ц. Краснов и др. Все они впоследствии сделались крупными учг^
ными-почвоведами, геологами, минералогами, ботаниками, проводив-
шими идеи Докучаева в области не только почвоведения, но и других
естественных наук.

Работы по изучению почв Нижегородской губернии закончились
в 1886 г. выпуском 14 томов «Материалов по оценке земель Нижегород-
ской губернии». Из них особый интерес представляет первый том,
в котором Докучаев предлагает новую — естественную классифика-
цию почв и впервые излагает основы новой науки — почвоведения.

Важнейшее положение, установленное Докучаевым, гласит, что
почвы нельзя относить ни к одной из установленных уже категорий
естественноисторических образований. Почвы являются совершенно
особыми, совершенно самостоятельными естественноисторическими
телами. «Почвы суть тела совершенно самостоятельные» — писал
Докучаев.

Самостоятельность почвы как естественноисторнческого тела опре-
деляется особым способом ее образования. Эта особенность подчеркнута
Докучаевым в данном им определении понятия «почва»: «>/ предложил
бы разуметь под почвой исключительно только те дневные или близкие
к ним горизонты горных пород (все равно каких,) которое были более
или менее естественно изменены взаимным влиянием воды, воздуха и
различного рода организмов — живых и мертвых, что и сказывается
известным образом на составе, структуре и цвете" таких образований.
Где этого условия нет,там нет и естественных почв, а есть или искусст-
венная смесь, или горная порода».

В этом первом научном определении почвы ярко выражена основ-
ная мысль Докучаева, что в образовании почвы важнейшая роль принад-
лежит организмам. Из этого же определения вытекает представление
о факторах почвообразования, или почвообраэователях, как их называл
Докучаев. Факторами почвообразования, по его представлению, яв-
ляются материнская горная порода, рельеф, климат, живые организмы
(растительные и животные) и, наконец, возраст страны.

Докучаев рассматривал почвы как тела, находящиеся в постоян-
ном развитии. Он выдвинул особый закон «прогресса и регресса почв
или вечной изменяемости их (жизнь почв) во времени и пространстве,
закон, гласящий нам, что почва, как и любой растительный и животный
организм, вечно живет и изменяется, то прогрессируя, то регресси-
руя...».

Докучаевым была создана и первая научная классификация почв,
в основу которой были положены признаки, присущие самим почвам.

Им, наконец, были сформулированы и важнейшие законы геогра-
фического распределения почв, т. е. их размещения на земной поверх-
ности, впервые установлено так называемое зональное распределение
почв на земном шаре. Это явление заключается в том, что площади,
занятые почвами различных типов, представляют собой большие пояса,
тянущиеся, в общем, в широтном направлении, подобно климатиче-
ским зонам. Эта закономерность явилась лучшим доказательством
огромной роли климата в почвообразовании. Для горных стран Доку-
чаев установил явление вертикальной зональности почв, выражающе-
еся в размещении почв поясами, сменяющими друг друга с увеличе-
нием высоты над уровнем моря, т. е. опять-таки в соответствии с из-
менением климата.

Совокупность всех изложенных нами понятии, законов и идеи
В. В. Докучаева и составила основу научного генетического почвоведе-
ния.

За рубежом идеи, близкие идеям Докучаева, развивали Э. Ра манн
в Германии и Р. Гильгард в США. Однако им не удалось создать такой
широкой и целостной концепции, какая была создана Докучаевым.

Занимаясь изучением почв, Докучаев не мог не отметить, что ме-
жду почвами и другими природными образованиями и телами — атмо-
сферой, горными породами, водами, живыми организмами и др. —
существует теснейшая связь. К тому времени, когда Докучаев начал
свои исследования, науки, изучающие эти тела, достигли уже весьма
высокого уровня развития. Однако изучение природных тел велось
обособленно. Докучаев первый обратил внимание на существующую
между ними связь. В работе «К учению о зонах природы» Докучаев
пишет, что до сих пор изучались «главным образом отдельные тела —
минералы, горные породы, растения и животные и явления, отдельные
стихии — огонь (вулканизм), вода, земля, воздух..., но не их соотноше-
ния, не та генетическая вековечная и всегда закономерная связь, какая
существует между силами, телами и явлениями, между мертвой и
живой природой, между растительными, животными и минеральными
царствами, с одной стороны, человеком, его бытом и даже духовным
миром — с другой. А между тем именно эти соотношения, эти законо-
мерные взаимодействия составляют сущность познания естества...
лучшую и высшую прелесть естествознания».

Позднее в небольшой, но замечательной по глубине научного пред-
видения работе «Место и роль современного почвоведения в науке и
жизни», вышедшей в 1898 г., Докучаев говорил о неизбежности обо-
собления новой науки — «учения о тех многосложных и многообраз-
ных соотношениях в взаимодействиях, а равно и о законах, управляю-
щих вековыми изменениями их, которые существуют между так назы-
ваемой живой и мертвой природой, между: а) поверхностными горными
породами, б) пластикой земли, в) почвами, г) наземными и грунтовыми
водами, д) климатом страны, е) растительными и ж) животными орга-
низмами (в том числе и даже главным образом низшими) и человеком...».

Предвидение В. В. Докучаева сбылось лишь полвска спустя, когда
в 40-х годах текущего столетия появилась новая наука’— биогеоце-
нология, основоположником которой стал акад. В. Н. Сукачев. Эта
наука, охватившая вопросы взаимоотношений между различными
природными телами, целиком основана на докучаевском учении о един-
стве природы. Таким образом, Докучаевым было развито представление
о «единой, цельной и нераздельной» природе, лежащее в основе совре-
менного естествознания. Как мы видим, Докучаев очень близко подо-
шел к тому пониманию природы, которое является одним из важней-
ших положений марксистской философии.

Одновременно с Докучаевым начал работать другой крупный уче-
ный — П. А. Костычев, который особенно подчеркивал необходимость
е
изучать почву в связи с произ-
растанием на ней растений. Им
был опубликован в 1886 г. пер-
вый курс почвоведения с агро-
номическим уклоном. Во «Вве-
дении» к этой книге он писал:
«Органическая жизнь на суше
обусловливается свойствами
верхнего слоя земли; он может
быть пригоден для питания рас-
тений и через их посредство
служить тогда источником жиз-
ненных средств для животных
и человека... По этой причине
изучение этого слоя... является
для нас настоятельной необхо-
димостью; для того, чтобы наши
познания о верхнем слое земля
были в достаточной степени пло-
дотворны, нам необходимо изу-
чать его свойства в их отноше-
нии к потребностям органичес-
кой, или, точнее сказать, к
потребностям растительной жиз-
ни... .

ЯР  '

Имея это в виду, мы прежде Проф п. А Костычев (ш5-1895)
всего выделяем верхний слой
земли до той глубины, до которой доходит главная масса раститель-
ных корней, и называем этот слой почвою».

Такое определение полностью совпадает с докучаевским представ-
лением о почве как природном теле, в образовании которого решаю-
щую роль играют растения, поскольку они действуют на почву прежде
всего через корневые системы.

У Колычева было уже вполне определенное представление и
о плодородии почв, четкое определение которого позднее было дано
В. Р. Вильямсом.

Создав новую науку — почвоведение, Докучаев стремился прило-
жить ее к решению практических вопросов.

В 1891 г. юго-восток и юг России были охвачены сильной засухой,
следствием которой явился тяжелый голод. Докучаев энергично вклю-
чился в борьбу с этим стихийным явлением. В выпущенной им неболь-
шой, но очень глубокой по своему содержанию книге «Наши степи
прежде и теперь» (1892 г.) он дал блестящий анализ природных усло-
вий степной зоны и их ухудшения под влиянием неправильных приемов
земледелия и предложил многостороннюю, глубоко продуманную,
систему реконструкции всего сельского хозяйства степной полосы,
направленную на борьбу с засухами и на общее повышение устойчи-
вости и производительности сельского хозяйства. Эта система сохра-
нила свое научное и практическое значение до нашего времени.
В 1892 г. по инициативе Докучаева была организована экспеди-
ция лесного департамента, которой было поручено разработать меро-
приятия по приведению в порядок водного хозяйства на юге России
в связи с часто повторяющимися засухами, губительно отражавши-
мися на сельском хозяйстве. Руководство работами экспедиции было
поручено опять-таки Докучаеву, который и здесь сумел подобрать
группу способных молодых исследователей. Из них особо отмстим
Г. Н. Высоцкого, впоследствии одного нз крупнейших наших лесоводов
и почвоведов. Классические исследования водного режима степных
почв и влияния на него леса, производившиеся им во время работы
в особой экспедиции в Велико-Анадольском степном лесничестве,
сохранили ценность и по настоящее время. Г. Н. Высоцким было поло-
жено начало новому направлению в почвоведении, которое широко
начинает развиваться только в наши дни и которое может быть названо
«изучением почвенных режимов» или «жизни почвы».

В конце XIX столетия почвоведение в качестве самостоятельной
науки проникло и в высшую школу. В 1894 г. Докучаев, будучи дирек-
тором Ново-Александрийского сельскохозяйственного института, учре-
дил в нем первую специальную кафедру почвоведения, которую занял
его ближайший ученик и соратник проф. Н. М. Сибирцев. В 1900 г.
вышел написанный Сибирцевым первый курс почвоведения, в основу
которого было положено докучаевское учение о почве.

В 1899 г. Почвенная комиссия при Вольно-экономическом обще-
стве стала издавать журнал «Почвоведение», который издается Ака-
демией наук СССР и до настоящего времени.

Первые годы текущего столетия ознаменовались широким разви-
тием почвенных исследований, предпринимавшихся, так же как и
исследование почв Нижегородской губернии, преимущественно с оце-
ночной целью. Одновременно стали развиваться стационарные ис-
следования почвенных процессов: на опытных станциях изучает-
ся динамика питательных веществ в почвах, водный режим почв
и т. д.

Освоение обширных территорий в азиатской части России, свя-
занное с постройкой Великого Сибирского Пути, вызвало организа-
цию крупных почвенно-ботанических исследований в этой части страны.
Исследования были предприняты Главным переселенческим управле-
нием. Они начались в 1908 г. и продолжались вплоть до 1915 г. Ру-
ководил ими один из ближайших учеников Докучаева — проф.
К. Д. Глинка, который после смерти Докучаева (1903) возглавил рус-
ское почвоведение. Эти исследования значительно обогатили почвове-
дение и особенно способствовали развитию географии почв.

Крупным научным центром почвоведения в это время становится
Докучаевский почвенный комитет (1913), в который влилась Почвен-
ная комиссия Вольно-экономического общества.

В начале текущего столетня начал исследования по вопросам
коллоидной химии почв К. К. Гедройц. Первые работы его в этой об-
ласти появились в 1908 г. Однако вначале они оставались незамечен-
ными и лишь после третьего Всероссийского съезда почвоведов в 1921 г.
получили всеобщее признание и широкую известность.
Акад. К. Д. Глинка (1867—1927)

Работы Гедройца положили
начало новой эпохе в развитии
докучасвского почвоведения.
Гедройц объяснил сущность
почвообразовательных процес-
сов с химической и коллоидно-
химической точки зрения и дал
новое глубокое толкование отли-
чительных признаков почв. Од-
новременно он обнаружил в
почвах многие новые свойства,
объяснил их природу и показал,
как эти свойства соответствуют
тем особенностям, которые были
установлены Докучаевым и его
учениками для различных групп
почв. Гедройц разработал также
ряд методов лабораторного изу-
чения почв, без применения ко-
торых теперь не обходится ни
одно исследование. Однако са-
мым важным результатом работ
Гедройца явилось сближение
почвоведения с другими естест-
венными науками и прежде всего

с химией. Это сближение повлекло за собой внедрение в почвоведе-

ние точных количественных методов исследования, вытеснивших по-
степенно описательные методы, господствовавшие в почвоведении до
этого и которые в лучшем случае могли служить основанием для
отыскания коррелятивных зависимостей, а не для установления коли-
чественных законов, без которых в настоящее время не может обой-
тись ни одна точная естественная наука.

После Великой Октябрьской социалистической революции До-
кучаевский почвенный комитет вошел в состав Академии наук и на его
основе в 1927 г. был организован самостоятельный Почвенный инсти-
тут, которому присвоено имя проф. В. В. Докучаева. В настоящее время
этот институт является главным научным центром почвоведения
в СССР. В 1962 г. он был переведен в систему Всесоюзной Академии
сельскохозяйственных наук нм. В. И. Ленина.

В том же 1927 г. был избран и первый академик-почвовед
К. Д. Глинка. После его смерти кафедру почвоведения возглавил
К. К. Гедройц, который скончался в 1932 г. С 1933 г. этой кафедрой ру-
ководил Л. И. Прасолов (скончался в 1954 г.), выдающийся исследова-
тель в области генезиса, географии и картографии почв. Под его руко-
водством начала впервые создаваться государственная почвенная
карта СССР.

В дальнейшем академиками-почвоведами избирались Б. Б. Полы-
нов (избран в 1946 г., скончался в 1952 г.) и И. В. Тюрин (избран
в 1953 г., скончался в 1962 г.).
В 1931 г. в действительные
члены Академии наук СССР был
избран В. Р. Вильямс, который
в течение нескольких десятиле-
тий возглавлял кафедру почво-
ведения Петровской академии,
позднее переименованной в
Сельскохозяйственную акаде-
мию имени К. А. Тимирязева.

В. Р. Вильямс способство-
вал развитию биологического
направления в почвоведении и
обратил особое внимание на рать
растительности в образовании
почв. Им было создано учение о
едином почвообразовательном
процессе, а также учение о
плодородии почв. Плодородие
почв он определял как способ-
ность почв удовлетворять пот-
ребность растений в воде и пи-
тательных веществах. Сущест-
венной особенностью научной

Акад. в. Р. Вильямс (1863—1939) деятельности акад. Вильямса
является тот факт, что разра-
ботку вопросов почвоведения он связывал с разрешением различных
вопросов сельскохозяйственного производства. В то же время в учении
Вильямса оказалось немало ошибочного. Главная причина этого зак-
лючалась в том, что это учение носило по преимуществу умозрительный
характер и игнорировало фактический материал.

Новый татчок развитию почвоведения был дан началом выполне-
ния пятилетних планов. С этого момента и до настоящего времени
почвоведение во все расширяющемся масштабе привлекается к реше-
нию разнообразных задач социалистического строительства. В их
числе наибатее крупными являются: общее повышение плодородия
почв, химизация земледелия, мелиорация почв (строительство круп-
ных оросительных систем, осушение больших массивов болот и забо-
лоченных земель, мелиорация сатонцовых земель), выявление и иссле-
дование новых фондов земель, пригодных для земледельческого освое-
ния, борьба с эрозией почв, бонитировка почв и земельный кадастр,
организация территории, поиски полезных ископаемых и т. д. Во время
Великой Отечественной войны почвоведение широко использовалось
при решении некоторых оборонных вопросов.

Участие почвоведов в решении народнохозяйственных задач
показало недостаточную их вооруженность. До 30-х годов почвоведе-
ние развивалось преимущественно в географическом направлении,
пользуясь главным образом сравнительно-географическим методом.
Необходима была перестройка в области изучения почв. Вот здесь
почвоведению и пришли на помощь результаты научной деятельности
К. К. Гедройца, о которых мы говорили выше — в особенности в об-
ласти внедрения количественных методов и сближения почвоведения
с другими естественнонсторическнмн дисциплинами. В почвоведение
начали проникать новейшие методы и достижения аналитической и
физической химии (в особенности физической химии поверхностных
явлений), физики, минералогии, гидрологии, микробиологии и т. д.
Возникли соответствующие разделы почвоведения как теоретической
науки: физика почв, минералогия почв, коллоидная, биологическая
и физическая химия почв, микробиология почв и т. д. Обобщение и
синтез достижений этих разделов явились фундаментом для развития
основных направлений в почвоведении: учения о генезисе и учения
о плодородии почв.

Широкое развитие почвоведения повлекло за собой и ряд орга-
низационных мероприятий. Кроме Почвенного института им. В.В. До-
кучаева в системе Академии наук СССР, организуются такие же ин-
ституты в академиях наук союзных республик. Были открыты кафедры
почвоведения не только в сельскохозяйственных и некоторых лесо-
хозяйственных вузах, но и в ряде университетов. Начали созываться
всесоюзные съезды почвоведов и конференции по отдельным вопросам
и т. д. Быстро накапливается литература по почвоведению, появились
новые учебники (С. А. Захарова, М. М. Филатова, С. П. Кравкова,
В. Р. Вильямса, И. В. Тюрина, Д. Г. Виленского и др.).

Учение Докучаева долгое время оставалось почти неизвестным
за рубежом. Широкое знакомство с ним началось лишь с 1914 г.,
когда в Германии вышел немецкий перевод книги К. Д. Глинки «Типы
почвообразования, их классификация и географическое распростране-
ние». В дальнейшем докучаевские идеи получили за границей весьма
широкое признание и распространение, в результате чего в настоящее
время во многих зарубежных странах почвоведение строится в значи-
тельной мере на основе докучаевских идей и понятий. В иностранные
языки в соответствующей транскрипции перешли русские названия
почв — «подзол», «солонец», «чернозем», «глей» и др.

В 1924 г. возникло Международное Общество почвоведов, которое
периодически созывает Международные конгрессы по почвоведению
в разных странах. Первый из них состоялся в 1927 г. в США, второй —
в 1930 г. в СССР, последний, девятый был в Австралии в 1968 г., деся-
тый состоится в 1974 г. в СССР.

Основные положения, на которых строится современное почвове-
дение, следующие.

1.	Почва представляет собой самостоятельное природное тело и
в то же время средство производства в сельском и лесном хозяйстве.

2.	Факторами почвообразования, под влиянием которых создается
и развивается почва, являются: материнская горная порода, живые
организмы (растения и животные), климат, рельеф, возраст страны и
хозяйственная деятельность человека.

3.	Разнообразные почвы, слагающие в совокупности почвенный
покров земного шара, представляют собой продукт единого почвообра-
зовательного процесса, проявляющегося в различных формах в зави-
симости от окружающих условий.
4.	Существенным и неотъемлемым качеством почвы является ее
плодородие.

5.	Почва, как и все другие природные тела, развивается во вре-
мени. Вместе с нею развивается и ее основное свойство — плодородие.
Развитие почвы совершается в тесной взаимосвязи с развитием важ-
нейшего фактора почвообразования — живых организмов, главным
образом высших растений и микроорганизмов, а также животных, вме-
сте с которыми почва образует единую живую оболочку на поверхности
суши.

6.	Важнейшей практической задачей почвоведения является раз-
работка научных основ повышения продуктивности почв в сельском и
лесном хозяйстве.

Опираясь на перечисленные основные положения, мы и будем
излагать настоящий курс, используя богатый материал, накопленный
отечественным почвоведением к настоящему времени.

Исходя нз данного Докучаевым определения почвы, попробуем
представить себе, какое место занимает почва на земном шаре и каковы
ее взаимоотношения с другими природными образованиями.

Поверхностная часть нашей планеты делится на несколько слоев,
или геосфер. Обычно различают три главные геосферы: атмосферу,
т. е. воздушную оболочку, гидросферу, т. е. водную оболочку, и лито-
сферу. т. е. оболочку, состоящую из горных пород.

Верхние слои горных пород подвергаются выветриванию. Выве-
тривание представляет собой совокупность процессов н явлений,
результатом которых являются физическое разрушение массивных
горных пород и химический распад составляющих эти породы минера-
лов. Продукты выветривания, накапливаясь на поверхности лито-
сферы, образуют особый слой ее, называемый корой выветривания.
Мощность коры выветривания может достигать нескольких сотен мет-
ров, но может составлять и лишь доли сантиметра.

В пределах земной коры принято выделять еще одну оболочку,
которая, однако, занимает несколько особое положение. Как известно,
поверхность и самые верхние слои литосферы, вся гидросфера и ниж-
ние слои атмосферы являются областью жизни, т. е. областью, в ко-
торой сосредоточены живые организмы, населяющие Землю. Верхняя
граница этой области проходит на высоте нескольких десятков кило-
метров над поверхностью литосферы, а нижняя граница на участ-
ках суши опускается до глубины нескольких сотен метров (до
1—2 км).

Основная масса живых организмов сосредоточена на земной по-
верхности в сравнительно тонкой оболочке, толщина которой на участ-
ках суши измеряется несколькими десятками метров. Область распро-
странения обитания живых организмов носит название биосферы.
В жизни нашей планеты, как это было показано акад. В. И. Вернад-
ским, она имеет исключительное значение благодаря своеобразным
процессам и явлениям, происходящим в ней и являющихся результа-
том жизнедеятельности населяющих ее организмов. Совокупность
последних В. И. Вернадский — один из самых задающихся учеников
Докучаева — назвал живым веществом.
Роль живого вещества
определяется отнюдь не
его количеством. Общая его
масса на земном шаре, по
подсчетам акад. В. И. Вер-
надского, уточненным акад.
А. П. Виноградовым, не
превышает 10к т. Масса
земной коры, если принять
ее толщину равной 16 км
(это глубина, до которой,
состав земной коры извес-
тен нам более или менее
хорошо), составляет около
10** т. Таким образом,
масса живого вещества от-
носительно очень невелика,
и в общей массе земной
коры составляет лишь сто-
тысячные доли процента.
Даже по отношению к весу
коры выветривания эта ве-
личина может подняться
самое большее до десяти-
тысячных долей процента.

Чтобы уяснить себе
роль живого вещества в
жизни Земли, нужно преж-
де всего учесть, что живые

Акад. В. И. Вернадский (1863—1945)

организмы, из которых сла-
гается живое вещество, постоянно обмениваются различными ве-
ществами и энергией с окружающей их средой. Они непрерывно в
процессе питания и дыхания поглощают энергию и различные соеди-
нения из окружающей среды и также непрерывно отдают их в окру-
жающую среду. Количество этих соединений значительно превышает
массу самих организмов. Так, например, человек в течение года
выделяет одной только углекислоты примерно в четыре раза больше,
чем весит его тело. Плесневые грибы за 17 дней выделяют такое
количество углекислоты, которое равно весу их тела.

Каждый живой организм за время своего существования пропу-
скает через свое тело весьма большое количество химических элемен-
тов, во много раз превосходящее его собственную массу, причем одно-
временно эти элементы меняют форму своих соединений. Посте смерти
Живого организма его тело начинает разлагаться, входящие в его со-
став химические элементы освобождаются и вступают в общий круго-
ворот веществ. Чтобы оценить значение этого явления, следует при-
нять во внимание, что многие живые организмы, особенно из числа
низших животных и растений, недолговечны. Если же мы учтем еще,
что, во-первых, в состав живого вещества может входить свыше 60 хи-
мнческих элементов 1 и, во-вторых, эти элементы, проходя через живое
вещество, меняют форму своих соединении (например, углерод угле-
кислоты в теле зеленых растений переходит в углерод углеводов, бел-
ков, жиров и т. п., фосфор фосфатного иона РОГ переходит в фосфор
белковых соединений и т. д.), то уже из одного этого станет ясной ог-
ромная роль живого вещества в процессах превращения веществ на
земном шаре, или, как принято говорить, его огромная геохимическая
роль.

Чтобы в полной мере оценить роль живого вещества, недостаточно
ограничиться количественной стороной вопроса, а следует обратить
внимание на самую сущность процессов, происходящих при участии
живого вещества. Дело в том, что многие весьма важные процессы на
земном шаре могут происходить только при участии живых организ-
мов. Одним из наиболее ярких примеров является процесс фотосин-
теза в зеленых растениях. Он заключается в том, что растение, исполь-
зуя лучистую энергию солнца, расщепляет молекулу воды, выделяет
свободный кислород в атмосферу, а остающийся водород в сочетании
с углекислотой атмосферы и почвы использует на построение сложных
органических соединений, богатых химической энергией, которая яв-
ляется трансформированной лучистой энергией солнца. Нет ни одного
абиотического (т. е. идущего без участия живых организмов) процесса
на земном шаре, при котором за счет использования какого бы то ни
было источника энергии происходило бы выделение свободного кисло-
рода.

Таким образом, жизнедеятельность живых организмов, в данном
случае зеленых растений, является единственным и притом непрерывно
действующим источником свободного кислорода на земном шаре. Ог-
ромное значение этой химической реакции станет очевидным, если
учесть какое значение кислород имеет не только для жизни живых
существ, но и для других процессов и явлений.

Вместе с тем фотосинтез претворяет лучистую энергию солнца
в энергию химическую и тем самым вовлекает первую в процессы и
явления, происходящие на земном шаре, т. е. в различные геохимиче-
ские процессы.

Таким образом, живое вещество имеет огромное количественное
и качественное значение в жизни нашей планеты. Областью проявле-
ния этих процессов является биосфера. Естественно поэтому ожидать,
что самые поверхностные слои литосферы, испытывающие сильное
влияние живых организмов, должны представлять собой особый слой,
отличающийся по своему составу и по характеру протекающих в нем
явлений и процессов от остальной части земной коры. Этот слой вы-
деляется поэтому в особую зону литосферы, называемую корой вывет-
ривания. Верхние слои последней образуют почву, которая, следова-
тельно, является частью биосферы.

Подавляющая масса живого вещества, главную часть которого
составляет растительность, сосредоточена на поверхности почвы и в ней

1 До настоящего времени в составе различных организмов найдено свыше
60 элементов, но их число постоянно растет. По всей пероятности, в состав тех или
иных организмов входят все элементы менделеевской таблицы.
самой. Поэтому указанная выше большая геохимическая роль, кото-
рую живое вещество играет в жизни нашей планеты, проявляется
прежде всего через почву.

Здесь важно подчеркнуть и то обстоятельство, что почва в природе
существует не изолированно. От солнца она получает лучистую энер-
гию, превращающуюся в тепловую. Почва соприкасается с другими
природными телами: подстилающей ее горной породой, атмосферой,
поверхностными и подземными водами и, наконец, живыми сущест-
вами, главным образом растениями и микроорганизмами. Последние
полностью (микроорганизмы) или частично (высшие растения) суще-
ствуют в почве. Существование в почве живых организмов является
основанием для того, чтобы считать почву органо-минеральным (по
Докучаеву) или биокосным (по Вернадскому) телом.

Перечисленные природные тела и сама почва находятся в постоян-
ном взаимодействии, которое выражается в том, что между упомяну-
тыми телами происходит непрерывный обмен веществами и энергией.

Особенно важен и характерен обмен веществами и энергией между
почвой и растительностью. Через этот обмен преимущественно и осу-
ществляется влияние живого вещества на процессы, протекающие на
земном шаре.

Кроме того, необходимо отметить, что почва является природным
образованием, через которое на участках суши совершается обмен
веществами и энергией между телом планеты, с одной стороны, и атмо-
сферой и космическим пространством, — с другой. Все это указывает
на исключительно большое значение почвы в жизни земного шара.

Взаимодействие между почвой и растительностью вместе с тем
служит причиной развития ее плодородия, что в свою очередь является
причиной эволюции растительного покрова.

Плодородие почвы определяет и то огромное хозяйственное зна-
чение, которое она имеет в сельском и лесном хозяйстве как средство
производства. Повышение плодородия — необходимая предпосылка
для развития этих отраслей хозяйства, отсюда вытекает значение поч-
воведения как науки, разрабатывающей основы повышения продук-
тивности почвы.

Плодородие почвы в лесном хозяйстве — это один из важнейших
факторов роста, развития и продуктивности древесных насаждений.
Чтобы понять, в чем заключается влияние почвы на древесные насажде-
ния и каково производственное значение ее в лесном хозяйстве, необ-
ходимо изучать это влияние, во-первых, как взаимное, а во-вторых,
рассматривать и почву и лес в их взаимодействии с другими природ-
ными телами. Такой подход был завещан нам Докучаевым, который
говорил, что для овладения естественными факторами хозяйства «необ-
ходимо иметь в виду по возможности всю единую, цельную и нераздель-
ную природу, а не отрывочные ее части, необходимо одинаково чтить
и штудировать все главнейшие элементы ее... иначе мы никогда не су-
меем управлять ими, никогда не будем в состоянии учесть, что принад-
лежит одному и что другому фактору».
ЧАСТЬ ПЕРВАЯ

ОБЩЕЕ УЧЕНИЕ О ПОЧВЕ

ГЛАВА I
ВЫВЕТРИВАНИЕ И ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ

ОБЩЕЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЕ О ПРОЦЕССЕ
ВЫВЕТРИВАНИЯ

Верхний слой земной коры, мощность которого колеблется от до-
лей сантиметра до нескольких сотен метров, обычно отличается от
остальной ее толщи и представляет собой кору выветривания, возни-
кающую в результате выветривания горных пород, из которых со-
стоит литосфера.

Процесс выветривания часто предшествует процессу почвообразо-
вания. Поскольку в процессе выветривания возникают новые мине-
ралы и новые горные породы, из которых в дальнейшем и образуется
почва, необходимо знать, какие же новые горные породы образуются
и что представляет собой кора выветривания. Это позволит узнать
характер, состав и свойства того материала, из которого образуется
почва, тем более, что процесс выветривания протекает по-разному
в зависимости от окружающих условий, в связи с чем и состав и свой-
ства продуктов выветривания также бывают различными.

Следует, впрочем, отметить, что выветривание не всегда можно
отделить от почвообразования, поскольку и тот и другой процесс часто
протекают одновременно в тесной связи друг с другом.

Первоисточником всех горных пород на земном шаре являются
породы изверженные (излившиеся или глубинные), т. е. образовав-
шиеся в результате застывания расплавленной магмы. Изверженные
породы застывали обычно в виде плотных масс. Однако они нередко
обладают отчетливо выраженной крупной структурой. Например,
базальты состоят из хорошо оформленных многогранных столбов.
Условия, при которых эти породы образовались, сильно отличались
от тех, которые преобладают в настоящее время на земной поверхности.
Все они образовались при высокой температуре, превышавшей в мо-
мент их отвердения 1000 С, а многие из них (глубинные породы) вместе
с тем и при высоком давлении, измерявшемся тысячами н даже десят-
ками тысяч атмосфер. И, наконец, что весьма важ»Л>, в процессе обра-
зования этих пород не принимала участия вода в жидком состоянии,
так как температура их застывания значительно превышала критиче-
скую температуру воды (362° С).

Возникновение этих пород в таких, как принято говорить,термо-
динамических, условиях, которые резко отличаются от термодинами-
ческих условий, господствующих в настоящее время на земной поверх-
ности, оказывается весьма важным для их дальнейшей судьбы.

Каждое химическое соединение устойчиво лишь при определенной
совокупности термодинамических условий, т. е. лишь в определенных
границах температуры, давления и концентрации исходных веществ.
Если изменение термодинамических условий выйдет за эти границы,
данное соединение становится неустойчивым и стремится так изменить
свой состав или свои свойства, чтобы в новых условиях оказаться снова
устойчивым.

Поясним сказанное простейшим примером. Возьмем воду при дав-
лении равном 1 атм и температуре, несколько превышающей 0° С,
и поместим се в замкнутый сосуд. Эта система, представленная в дан-
ном случае жидкой водой и находящимся над ее поверхностью водя-
ным паром, будет, очевидно, вполне устойчива и может существовать
при указанных условиях неограниченно долгое время.

Начнем понижать температуру нашей системы, сохраняя давле-
ние равным 1 атм. Как только температура воды упадет ниже нуля,
система, состоящая из жидкой воды и водяного пара, окажется не-
устойчивой, вода начнет кристаллизоваться и обращаться в лед. Когда
вся вода замерзнет, система, состоящая теперь из твердой воды и водя-
ного пара, снова приобретет устойчивость, но по отношению к новым
уже термодинамическим условиям. Иначе говоря, система пришла
в равновесие с новыми термодинамическими условиями.

Продолжим опыт. Сохраняя температуру прежней, т. е. равной,
например, —ГС, начнем повышать давление. В момент, когда давле-
ние сделается равным примерно 140 атм, система окажется снова не-
устойчивой. Лед начнет плавиться, и этот процесс будет идти до тех
пор, пока весь лед не растает и не превратится в жидкую воду, которая
в совокупности с находящимся над ней водяным паром окажется рав-
новесной системой при третьем сочетании термодинамических условий:
при температуре —Г С и давлении 140 атм.

Этот простейший пример, в котором участвовало только одно ве-
щество — вода в трех состояниях: парообразном, жидком и твердом,
иллюстрирует высказанное выше положение о том, что всякая физико-
химическая система устойчива лишь при определенной совокупности
термодинамических условий, в определенных их пределах. Как только
условия изменятся и выйдут за эти пределы, система теряет устой-
чивость, и в ней — в ее составе или в ее состоянии, или в том и другом
одновременно — возникают такие изменения, которые приводят ее
снова в равновесное состояние, но уже в новых условиях.

Сказанное может быть отнесено к любому природному соедине-
нию, в том числе и к минералам, из которых состоят изверженные
горные породы. Попав на дневную поверхность, т. е. в новые условия,
характеризующиеся низкими температурами, измеряемыми немно-
гимн десятками градусов выше и ниже нуля, давлением около 1 атм,
наличием воды в жидком состоянии, а нередко и присутствием живых
организмов, эти минералы оказываются соединениями неустойчивыми,
не находящимися в равновесии с окружающими термодинамическими
условиями. Можно ожидать, что строение, состав и свойства минера-
лов начнут и будут изменяться до тех пор, пока не установится соот-
ветствующее равновесие с новыми термодинамическими условиями зем-
ной поверхности.

И действительно, наблюдая судьбу изверженных горных пород
на земной поверхности, мы видим, что они изменяются как в отноше-
нии физического состояния, так и химического состава. Совокупность
процессов и явлений, протекающих при этом в изверженных горных
породах, и называется выветриванием.

Процессы выветривания принято разделять на две категории:
физическое и химическое выветривание. Этому разделению мы будем
следовать для удобства изложения, но при этом сразу укажем, что оно
является искусственным, и в природе обе эти категории явлений обычно
совершаются одновременно, в тесной связи друг с другом, хотя в не-
которых областях земного шара встречаются условия, при которых та
или другая категория может резко преобладать.

Физическое выветривание

Под физическим выветриванием горной породы мы понимаем
совокупность явлений, в результате которых горная порода утрачивает
присущую ей массивность и дробится на обломки разной величины.

Причин, вызывающих раздробление изверженных горных пород,
отличающихся обычно большой прочностью, несколько.

Первая из них заложена в свойствах самой породы и проявляется
при колебаниях температуры. Вследствие смены дня и ночи, а также
сезонов года температура массивной горной породы колеблется. Эти
колебания наиболее сильны на поверхности породы. Суточные колеба-
ния сходят на нет на глубине нескольких дециметров, а годичные —
на глубине 10—20 м. Величины амплитуд суточных и годичных колеба-
ний температуры в поверхностных слоях горной породы зависят от
климата местности. В местностях с морским климатом они наимень-
шие, а в местностях с континентальным климатом — наибольшие и
могут доходить до десятков градусов. Особенное значение при этом
имеют суточные колебания температуры, как наиболее быстрые.

Горные породы, как и все тела, обладают свойством расширяться
при нагревании и сжиматься при охлаждении. Так как теплопровод-
ность горных пород невелика, их поверхностные слои и более глубокие
нагреваются неодинаково, а следовательно, неодинаково и расши-
ряются при нагреве. В результате неодинакового расширения в породе
преимущественно в ее поверхностных слоях создаются механические
напряжения, которые вызывают появление разрывов между отдель-
ными слоями массивной породы, что и является началом ее дробления.

Другая причина появления разрывов заключается в следующем.
Изверженные горные породы не однородны. Они cociOht из зерен раз-
иых минералов, причем размер этих зерен может быть весьма различ-
ным. В качестве примера можно привести обыкновенный гранит, ко-
торый состоит из кристаллов кварца, полевого шпата и слюды.

Минералы обладают различными коэффициентами теплового рас-
ширения: коэффициент расширения кварца равен 0,0000075, орто-
клаза — 0,000020 и т. д. Кроме того, вследствие анизотропности кри-
сталлы многих минералов обладают различными коэффициентами
теплового расширения в разных направлениях, например ортоклаз
в одном направлении имеет коэффициент расширения 0,000020, в дру-
гом — 0,0000015.

При нагревании или охлаждении горной породы зерна разных
минералов будут расширяться и сокращаться неодинаково, поэтому
напряжения будут возникать не только между отдельными слоями
породы, но и между отдельными зернами различных минералов по по-
верхностям их соприкосновения. Частое повторение этих напряжений,
вызываемое суточными и иными колебаниями температуры, также вы-
зовет появление разрывов и трещин в массивной породе. Эти трещины
весьма незначительны по размерам. Однако нарушая целостность
породы, они создают благоприятную обстановку для проявления дру-
гих факторов, из которых наибольшее значение имеет замерзание
воды.

Вода, попадающая на поверхность горной породы в виде атмос-
ферных осадков, росы и т. п., капиллярно всасывается в образовав-
шиеся трещины. Если в дальнейшем температура упадет ниже точки
замерзания, вода в трещинах замерзнет. При замерзании вода, рас-
ширяясь, будет раздвигать частицы породы и тем самым разрушать ее.
Кроме того, вода с большой силой притягивается поверхностями кри-
сталлов. Вследствие этого она входит в трещины с большим усилием и
оказывает расклинивающее действие, заставляя отдельности породы,
разделенные трещиной, еще более отодвигаться друг от друга.

В трещины, образовавшиеся вследствие температурных колеба-
ний и расширенные водой, проникают корни растений, которые, раз-
растаясь в толщину, также давят на стенки трещины и способствуют
разрушению породы. Лишайники, растущие на поверхности скал, при
периодическом увлажнении и высушивании то набухают, то съежива-
ются, способствуя отрыванию небольших частиц породы, с которыми
они прочно скреплены.

Оторвавшиеся от основного массива обломки породы могут па-
дать, скатываться по склону, сноситься текучими водами, сдуваться
ветром, при этом сталкиваться с другими обломками и дробиться.
Ледники при своем движении захватывают обломки горных пород,
нередко весьма крупные, которые, двигаясь вместе с ледником, трутся
Друг о друга, о ложе ледника и при этом измельчаются и истираются.

В результате всех этих явлений, совокупность которых и является
физическим выветриванием, горная порода распадается на множество
обломков разной величины, начиная от крупных глыб и кончая песчин-
ками, поперечник которых измеряется долями миллиметра. Важным
следствием такого раздробления является увеличение общей поверх-
ности горной породы. Это можно показать на примере.
Возьмем глыбу породы, имеющую форму куба с ребром равным
1 м. Поверхность такого куба 6 мг. Начнем дробить его на кубические
же куски таким образом, чтобы ребро куба каждый раз уменьшалось
в десять раз. Получим:

I куб с ребром в 1 м и с поверхностью 6 мг;

1000 кубов с ребром в 1 дм и с поверхностью 0,06 м2 х 1000 =
= 60 л2;

1 000 000 кубов с ребром в 1 см и с поверхностью 0,006 м2 х
X 1 000 000 = 600 л2;

1 000 000 000 кубов с ребром в 1 мм и с поверхностью 0,000006 мг X
X 1 000 000 000 = 6000 мг и так далее.

Уменьшая ребро куба в десять раз, мы в десять же раз увеличиваем
общую поверхность первоначального количества вещества. Какое же
значение имеет это увеличение поверхности?

Минералы, из которых состоят изверженные горные породы, яв-
ляются соединениями, нерастворимыми в воде. В различных химиче-
ских процессах могут принимать участие лишь те молекулы и ионы,
которые слагают поверхностный слой частиц этих минералов и до-
ступны действию воды, окружающих растворов, газов воздуха, живых
организмов и т. д. Чем больше общая поверхность данной порции
нерастворимого в воде вещества, тем большее число молекул и ионов
находится в поверхностном слое и может принимать участие в химиче-
ских процессах. Поэтому раздробление породы является весьма су-
щественной предпосылкой для возможности возникновения химиче-
ского выветривания.

Химическое выветривание

Под химическим выветриванием понимают совокупность таких
процессов, в результате которых минералы, слагающие те или иные
горные породы, подвергаются химическому распаду и изменяют хими-
ческий состав и строение, причем в результате этих явлений возни-
кают новые минералы.

Минералы, слагающие изверженные, т. е. первичные, горные по-
роды, называются первичными минералами; первоначальные, наиболее
простые по составу продукты химического распада первичных минера-
лов — первичными продуктами выветривания, а новые минералы,
образующиеся из первичных продуктов выветривания, — вторичными
минералами.

Под влиянием каких же сил и каким образом происходят химиче-
ский распад и химические превращения первичных миш^алов?

Чтобы ответить на эти вопросы, нужно знать внутреннее строение
минералов. По существующим воззрениям, элементы входят в состав
минералов в виде различных ионов. Ионы в кристаллах минералов
расположены в закономерном порядке, на определенных расстояниях
друг от друга и с определенным чередованием .в пространстве, образуя
в совокупности определенную геометрическую пространственную
систему, которую принято называть кристаллической решеткой. Для
каждого типа минерала характерна своя кристаллическая решетка.
Чтобы яснее представить себе, что такое кристаллическая решетка,
рассмотрим в качестве примера наиболее простой случай — решетку
поваренной соли (хлористого натрия, рис. 1).

Кристалл поваренной соли состоит из ионов натрия и ионов хлора,
которые располагаются, закономерно чередуясь, по углам кубов. Рас-
стояние между ионами, т. е. ребра элементарных кубов, являются
постоянной величиной, характерной для решетки хлористого натрия,
и равняются 2,82 А ’. Изображенный на рис. 1 тип решетки называется
кубическим. В этой решетке каждому иону натрия или хлора, за исклю-
чением ионов, находящихся на поверхности кристалла, противостоят
шесть ионов противоположного знака, расположенных на концах трех
взаимно перпендикулярных осей.

Рис 1. Кристаллическая решетка хлористого натрия

Противоположно заряженные ноны притягиваются друг к другу,
и от силы взаимного притяжения зависит прочность кристалла. В
кубической решетке сила притяжения каждого иона, кроме тех, кото-
рые находятся на поверхности кристалла, уравновешивается силой
притяжения шести ионов с зарядом противоположного знака.

Из данных рис. 1 видно, что ноны, находящиеся на плоских гра-
нях кубического кристалла поваренной соли, уравновешены только
пятью ионами с обратным знаком заряда, ионы, находящиеся на
ребрах кристалла, — только четырьмя, а ионы, находящиеся по уг-
лам куба, — только тремя ионами. Таким образом, силовые поля этих
Ионов оказываются как бы ненасыщенными. Эти ионы обладают оста-

' Знаком Л изображается единица длины — «ангстрем», равная одной стомил-
лионной доле сантиметра, которую применяют для измерения очень малых величин,
"апример радиусов ионов, диаметров молекул, длин световых волн и т. д.
точными свободными силами притяжения, которые равняются соот-
ветственно одной шестой, двум шестым и трем шестым полной величины
силы притяжения свободного иона. Наличие энергетически ненасыщен-
ных ионов на поверхностях кристаллических частиц является причи-
ной возникновения поверхностной энергии.

Другие минералы построены по тому же принципу, что и поварен-
ная соль, но обладают более сложными кристаллическими решетками.

Основная масса изверженных горных пород на земном шаре со-
стоит из очень небольшого числа минералов. Средний минералогиче-
ский состав этих пород следующий: полевых шпатов — 59,5%, рого-
вых обманок и пироксенов — 16,8%, кварца — 12% и слюд — 3,8%.
Эти четыре группы минералов в сумме составляют свыше 92% общей
массы изверженных пород. Из них кварц очень устойчив против хими-
ческого выветривания и подвергается ему лишь с большим трудом.
Таким образом, наиболее распространенными первичными минералами,
в результате выветривания которых образуются вторичные минералы,
являются полевые шпаты, роговые обманки, пироксены и слюды.

Одна из причин химического выветривания заключается во внут-
ренних свойствах самих минералов. Вследствие того что они образова-
лись при термодинамических условиях, резко отличавшихся от тех,
которые преобладают сейчас на дневной поверхности и, в частности,
при высоком давлении, в них уже заложено внутреннее стремление
к увеличению объема, т. е. к разрыхлению своей решетки.

Однако одного этого стремления для разрушения минерала недо-
статочно, так как известно, что в музее или лаборатории куски мине-
ралов могут храниться неограниченно долгое время, не претерпевая
никаких изменений. Для того чтобы минерал начал химически раз-
рушаться, должны быть приложены какие-то дополнительные внеш-
ние силы.

Наиболее важным источником таких сил является вода. Как
указывалось выше, первичные минералы образовались в условиях,
при которых жидкая вода отсутствовала. Попадая на дневную поверх-
ность, эти минералы входят в соприкосновение с жидкой водой. Как
известно, вполне чистая вода состоит преимущественно из неднссоци-
ированных молекул, имеющих формулу Н2О. Молекулы воды вслед-
ствие несимметричного расположения в них ионов водорода и кисло-
рода обладают полярностью и представляют собой диполи. Такие ди-
поли при встрече с телами, несущими электрический заряд, например
свободными ионами, могут притягиваться к ним тем конце/, который
несет противоположный по отношению к данному заряженному телу
заряд, как это схематически изображено на рис. 2.

Часть молекул воды диссоциирована на ионы водорода и гидрок-
сила. В совершенно чистой воде при обычной комнатной температуре
из каждого миллиарда молекул диссоциированы две.

Природные воды, даже чистейшая по виду дождевая вода, никогда
не бывают вполне чистыми. В них всегда содержатся в растворенном
состоянии газы, входящие в состав атмосферного воздуха: кислород,
азот и углекислота. Углекислота, растворяясь в воде, дает ионы Н+
и HCOj. В дистиллированной воде, находящейся в равновесии с обыч-
ным атмосферным воздухом, содержащим 0,03% углекислоты, при
комнатной температуре число диссоциированных молекул повышается
уже до сорока на один миллиард молекул, т. е. возрастает примерно
в 20 раз по сравнению с абсолютно чистой водой. Во столько же раз,
следовательно, увеличивается и концентрация свободных водородных

ионов.

Как уже говорилось, ионы, слагающие поверхностный слой
кристаллов, обладают свободными ненасыщенными силами притяже-
ния. При соприкосновении с ними молекулы — диполи воды неизбежно
будут притягиваться этими энергетически ненасыщенными ионами,
образуя вокруг них водные оболочки. Ионы будут, как принято гово-
рить, гидратироваться. Притянутые ионами диполи воды станут, в

свою очередь, оказывать на них
притягивающее действие, стремясь
как бы вырвать поверхностные ионы
из кристаллической решетки ми-
нерала.

Разрыхлению решетки будут
способствовать также процессы оки-
сления. Больше половины всего же-
леза в изверженных породах содер-
жится в виде закисного, т. е. двух-
валентного железа (см. табл. 13).
Ионы закисного железа легко окис-
ляются при соприкосновении с во-
дой, содержащей кислород, в ре-
зультате чего образуется гидрат
окиси железа. Присоединение кис-
лорода и воды к нонам закисного
железа, входящим в состав решет-

Рис. 2. Гидратация иопов: ион натрия,
окруженныЛ диполями воды (схема)

ки, например биотита, будет оказывать расклинивающее действие на
решетку и тоже способствовать ее разрушению.

Наконец, в процессе химического выветривания участвует гидро-

лиз, сущность которого заключается в том, что водородные ионы могут
замещать катионы оснований, находящиеся на поверхности кристал-
лов, занимая их место в решетке. Так, например, при выветривании
ортоклаза ионы водорода могут замещать ионы калия, которые при
этом будут переходить в раствор. Остающиеся в растворе гидроксиль-
ные ионы будут образовывать с ионами калия едкую щелочь и сообщать
раствору щелочную реакцию.

Все рассмотренные до сих пор явления, вызывающие химическое
выветривание, представляют собой физико-химические процессы.
Но в природе химическое выветривание всегда идет в присутствии раз-
личных живых существ. На совершенно безжизненных на первый
взгляд скалах можно обнаружить различные водоросли и бактерии.
Весьма часто на поверхности массивных глыб изверженных пород
поселяются лишайники и мхи. Живые организмы принимают активное
участие в химическом выветривании горных пород. Это участие может
выражаться прежде всего в усилении рассмотренных выше физико-
химических явлений. Например, выделяя в процессе дыхания угле-
кислоту, живые организмы создают тем самым местные повышенные
концентрации ее и, следовательно, усиливают ее действие на окружаю-
щую породу. Обладая той или иной влагоемкостыо, лишайники и мхи
увеличивают продолжительность воздействия на горную породу влаги,
которая в противном случае успела бы испариться.

Некоторые живые организмы способны выделять различные орга-
нические кислоты и другие органические соединения, воздействующие
на минералы. Так, например, экспериментально доказано, что микро-
скопические диатомовые водоросли, которые строят свой панцирь
из кремнезема, способны разлагать алюмосиликаты, причем алюминий
выделяется в ферме свободного гидрата окиси. Некоторые бактерии
в процессе жизнедеятельнссти разлагают палевые шпаты и даже кварц.
Бактерин-ннтрнфнкаторы, окисляя аммиак, продуцируют азотную
кислоту, которая способствует вытеснению из минералов осно-
ваний.

Американский исследователь Спнрндакис, выращивая древесные
растения в песчаных культурах, показал, что эти растения вызывают
превращение в каолинит внесенного в песок биотита (частицы от 50
до 2 мк). Превращению подвергалось до 50% от всего внесенного колн-
чества биотита. При этом разные породы превращали биотит с различ-
ной скоростью, которая убывала в следующем порядке: белый кедр —
хемлок — белая сосна — белая пихта — красный дуб — сахарный
клен.

После отмирания живых организмов их тела разлагаются. В про-
цессе разложения образуется ряд органических кислот, которые также
могут вытеснять основания из решетки минералов, а также способ-
ствовать переходу в раствор алюминия. Таким образом организмы
в процессе жизнедеятельности и после смерти являются весьма суще-
ственными и быть может важнейшими факторами химического вывет-
ривания.

Подводя итоги всему сказанному о химическом выветривании, мы
видим, что оно заключается в разрушении кристаллической решетки
минералов, главными причинами которого являются гидратация,
гидролиз, окисление и жизнедеятельность различных организмов.

Важнейшее значение имеет гидролиз, т. е. воздействие водород-
ного иона. Его источником является угольная кислота и органические
кислоты, выделяемые растениями и образующиеся при разложении
их остатков. Эти кислоты поступают в водные растворы, омывающие
частицы минералов. Водородные ионы замещают собой в минералах
катионы оснований. Интенсивность процесса выхода оснований за-
висит от концентрации водородных ионов и от температуры. Одновре-
менное повышение температуры и влажности особенно усиливает этот
процесс. Относительная быстрота удаления важнейших оснований из-
меняется в таком порядке: Са > Na > Mg > К. Все эти элементы
освобождаются в форме ионов.

В результате замещения ионов оснований водородным ионом
в растворе остаются свободные гидроксильные ионы и раствор приобре-
тает щелочную реакцию. Гидроксильные ионы способствуют высвобо-
ждснию из решетки кремнезема или алюминия. Очередность их высво-
бождения зависит от строения решетки минерала. В полевых шпатах,
например, в первую очередь высвобождается кремнезем. Он переходит
в раствор в форме ортокремневой кислоты H4SiO4. Остающийся алюми-
ний дает с гидроксилами гидроокись алюминия. Образуя пленку на
поверхности выветривающейся частицы минерала, гидроокись алюми- ,
ния замедляет дальнейшее ее химическое выветривание.

Железо для перехода в раствор в ионной форме требует таких
низких величин pH, которые в природе встречаются сравнительно
редко. Поэтому оно обычно накапливается в толще элювия (т. е. в оста-
точной толще, образующейся в результате выветривания) в форме
гидроокиси. Переходить в раствор и передвигаться железо может в двух
случаях: 1) если имеются условия, способствующие его восстановлению
и образованию двухвалентных ионов Fe1*, которые могут давать соли,
обладающие довольно высокой растворимостью в природных водах
(например, бикарбонат Fe(HCO3)s); 2) если трехвалентное железо пере-
ходит в раствор, образуя внутрикомплексные соединения с воднораст-
воримыми органическими веществами.

Гидролиз, начинающийся с поверхности, постепенно распростра-
няется в глубь массива породы. Замена оснований водородными ионами,
которые в свою очередь могут соединяться с кислородными ионами,
находящимися в решетке минералов, вызывает деформацию решетки.
Образуются трещины и полости, которые облегчают проникновение
воды и кислорода. Образующаяся таким путем кора выветривания
может иметь многометровую мощность.

Первичные продукты выветривания

Основания, входящие в состав минералов, переходя в раствор,
в котором вследствие гидролиза имеются свободные гидроксильные
ионы, сначала принимаю! форму гидроокисей. Однако эта форма не-
долговечна. В растворе, возникающем в ходе выветривания, имеются
всегда различные кислотные радикалы. Кальций, магний, калий и
натрий соединяются с этими радикалами и образуют карбонаты, суль-
фаты, нитраты, хлориды и фосфаты. Более или менее значительное
количество карбонатов — солей сильных оснований со слабой кисло-
той — сообщает возникающему в результате выветривания раствору
Щелочную реакцию. Громадное большинство этих солей хорошо ра-
створяется в воде и только некоторые из них (карбонаты кальция и
магния и в меньшей мере сульфат кальция) растворяются значительно
слабее, ввиду чего они легко могут выпадать из раствора при его насы-
щении, например в условиях усиленного испарения.

Несколько иначе обстоит дело с кремнекислотой, освобождаю-
щейся при выветривании. Часть ее переходит в раствор в форме ор-
1окремневой кислоты H4SiO4. При концентрации свыше 140—150 мг/л
0,,а может полимеризоваться, образуя золь кремневой кислоты. И,
наконец, часть кремневой кислоты может выпадать в виде коллоидаль-
ного осадка — геля, состав которого в общей форме может быть выра-
*ен формулой SiOj(H2O)„.
О возможной судьбе железа мы уже говорили выше. Алюминий
в пределах pH от 5 до 9 дает нерастворимый гидрат окиси. При pH
ниже 5 он может давать ионный раствор, а при очень высокой щелоч-
ности раствора, которая возникает в том случае, если выветривающиеся
минералы очень богаты щелочными металлами — калием и натрием,
гидроокись алюминия может перейти в раствор в виде алюмината нат-
рия или калия.

Образование вторичных минералов

Новые минералы могут возникнуть непосредственно из первичных
продуктов выветривания вследствие испарения влаги и выпадения из
раствора различных осадков. Такими минералами являются прежде
всего простые cam, более или менее растворимые в воде. Выпадение
их в осадок происходит большей частью лишь в условиях сухого кли-
мата. Примером таких солей являются:

Кальцит (CaCCJ,)
Доломит ((CaMg)COjJ
Гипс (CaSO42H,O)
Эпсомит (MgSO47H2O)
Мирабилит (Na2SO410HjO)
Галит (NaCI)

Бишофит (MgCl26H-O)

Простые соли

Гель аморфного водного кремнезема может постепенно, теряя воду
и сохраняя свое аморфное строение, превратиться в опал или халце-
дон. Кристаллизация может привести к образованию вторичного
кварца.

Гидраты окисей железа и алюминия также могут, теряя воду, по-
степенно кристаллизоваться. В результате образуются следующие
минералы:

Гематит (Fc,Oj)	Кристалли-

Гетит (Fe2O3HjO)	ческие окиси

Лимонит (2FeaO33H2O), смесь минералов гидроокиси железа и гидраты

Гиббсит (AI.CbjSHjO) (или гидраргиллит)	окиеей

Очень важными продуктами выветривания являются вторичные
слоистые алюмосиликаты (в меньшей мере — феррисилйКаты). Их на-
зывают еще глинистыми минералами, так как они являются характер-
ными компонентами глин, обусловливающими многие особые свойства
последних: набухаемость, пластичность, вязкость, прилнпаемость
и т. д. Эти минералы входят и в состав почв, обусловливая такие важ-
ные их свойства, как обменная способность, кислотность, буферность,
водоудерживающая способность и т. д. Поэтому мы остановимся под-
робнее на строении и свойствах этих минералов.

Для большинства глинистых минералов характерен ряд общих
внешних черт.

1.	Они встречаются исключительно в виде очень мелких кристал-
лов, размер которых не превышает нескольких микрон, а обычно из-
меряется десятыми и сотыми долями микрона.

2.	Кристаллы этих минералов имеют слюдоподобную, т. е. пла-
стинчатую форму. Реже они бывают игольчатыми.
3.	Глинистые минералы обладают весьма важным свойством — пог-
лотительной, или обменной, способностью.

4.	В составе всех этих минералов присутствует химически свя-
занная вода, которая выделяется лишь при температуре в несколько
сотен градусов. Эта температура у разных минералов различная и
определение ее является одним из методов их распознавания.

О • Кремний

Рис. 3. Отдельный кремнекислородный тетраэдр (а) и сетка, состоящая из кремне-
кислородных тетраэдров (б)

О Кислород

Для глинистых минералов характерно слоистое строение, в силу
чего их и называют слоистыми алюмосиликатами. Их слон построены
всего лишь из трех структурных элементов — как бы «кирпичей» трех
сортов.

Первыми из этих элементов являются кремнекислородные тетра-
эдры (рис. 3). Как видно из данных рис. 3, каждый тетраэдр состоит

Алюминий, магний и т д.

Рис. 4. Глнпоземно-кислородный октаэдр (а), цепочка, состоящая из гл иноземно-
кислородных октаэдров (6)

из атома кремния, окруженного четырьмя равноудаленными атомами
кислорода (атомы кислорода могут быть замещены гидроксильными
группами), размещенными в вершинах тетраэдра. Тетраэдры в слоистых
минералах бывают расположены в один слой, так что вершины сосед-
них тетраэдров совмещаются. Этому слою соответствует формула
Si«Oe(OH)4. Вершины всех тетраэдров обращены в одну и ту же сто-
Р°ну, а основания лежат в одной плоскости.
Вторым структурным элементом являются глиноземно-кислородные
октаэдры (рис. 4). В центре каждого октаэдра находится атом алюми-
ния (который может быть замещен атомом железа или магния), а в уг-
лах октаэдра — равноудаленные от него 6 атомов кислорода или
гидроксильных групп. Октаэдры располагаются тоже слоями. Если
в центре октаэдров находятся атомы алюминия, то они заполняют
только каждые два центра из трех. Минералы со слоями из таких
октаэдров называются диоктаэдрическими. Такая структура соответ-
ствует формуле гиббсита АЦ(ОП)Л. Если в октаэдре расположены атомы
магния, то они занимают центры всех октаэдров. Эго соответствует фор-

Рис. 5. Кристаллическая решетка каолинита (схема,

муле Mg3(OH)e. Минералы со слоями из таких октаэдров называются
триоктаздрическими. Третьим структурным элементом являются
октаэдры состава (Mg, AI)e(OH)12, соответствующие минералу бруситу.
Эти октаэдры располагаются тоже слоями.

Слоистые алюмосиликаты представляют собой сочетания нало-
женных друг на друга тетраэдрических и октаэдрических слоев. В за-
висимости от числа слоев, объединенных в элементарные пакеты, раз-
личают двух-, трех- и четырехслойные минералы. 10—20 элементарных
пакетов, объединяясь, образуют кристаллическую пластинку или
чешуйку. Из таких пластинок и состоят глины. Размеры пластинок
редко превосходят 10 мк, а обычно около 1 мк и менее.

Простейшим двухслойным минералом является каолинит, струк-
тура слоя которого изображена на рис. 5. Мы видим, что элементарный
слой каолинита состоит из одного тетраэдрического слоя и одного
октаэдрического. Вершины тетраэдров направлены к середине пакета
(на рисунке — вниз) и совмещены с вершинами октаэдров. Таким
образом, тетраэдрические и октаэдрические слои в элементарных слоях
каолинита как бы срослись.

Пластинки каолинита состоят из серии элементарных пакетов,
в которой соседние элементарные пакеты расположены так, что атомы

Рис. 6. Кристаллическая решетка монтмориллонита (схема)
кислорода одного пакета и гидроксильные группы соседнего сближены
попарно и между ними возникает прочная водородная связь —О—ОН.
Поэтому пластинки каолинита обладают плохо выраженной спай-
ностью.

Широко распространенным примером трехслойных минералов
является монтмориллонит. Элементарный пакет монтмориллонита
'Рис. 6) состоит из двух внешних тетраэдрических слоев, причем вер-
шины тетраэдров направлены навстречу друг другу, а между тетраэд-
рическими слоями расположен октаэдрический слой. Вершины тетра-
эдров и здесь совмещены с вершинами октаэдров. Эти общие вершины
состоят из атомов кислорода. Связь между соседними элементарными
пакетами слабая, в силу чего в пространство между ними может про-
никать вода. Поэтому кристаллическая решетка монтмориллонита
является расширяющейся. Кроме воды в межпакетном пространстве
могут содержаться обменные катионы. О том, что такое обменные ка-
тионы, мы будем подробно говорить в гл. VI. Возникает вопрос, за счет
каких же сил удерживаются обменные катионы на поверхностях эле-
ментарных пакетов?

Теоретическая формула монтмориллонита имеет вид (OH)4Si18
АЦО^лНЮ, где и пН2О есть межпакетная вода. Такой формуле отве-
чает полностью уравновешенная электрически кристаллическая ре-
шетка, в которой имеется 44 положительных и 44 отрицательных за-
рядов. По на самом деле монтмориллонит никогда не отвечает этой
теоретической формуле. Четырехвалентные ионы кремния в тетраэдрах
в монтмориллоните в той или иной мере всегда бывают замещены ионами
АН8, а ионы А1’8 в октаэдрах бывают замещены ионами Mg2’. Эти за-
мещения влекут за собой появление отрицательных зарядов, которые
и уравновешиваются обменными катионами. Такие замещения наблп
даются во всех слоистых алюмосиликатах. Это иллюстрируется табл. 1
и 2. Табл. 1 характеризует изменчивость химического состава слоистых
алюмосиликатов, обусловленную указанными замещениями. В табл. 2
приведено несколько примеров формул слоистых алюмосиликатов
с замещениями. Только в каолините замещений не встречается, поэ-
тому он обладает незначительной обменной способностью, обусловлен-
ной исключительно теми свободными связями, которые имеются на
краях («торцах») элементарных пакетов, где обнажаются кислородные
атомы и гидроксильные группы.

К монтмориллониту близок другой трехслойный минерал — вер-
микулит, отличающийся от него менее разбухающей кристаллической
решеткой.

Существенно отличаются и от монтмориллонита и от вермикулита
трехслойные минералы, образующие группу так называемых иллитов,
или гидрослюд. Элементарные пакеты иллитов (рис. 7) построены пак

Таблица 1
Колебания химического состава важнейших глинистых минералов

(за исключением химически связанной воды) по Шефферу и Шахтшабслю
(в % от веса сухого вещества)

Минерал	SIO,	А 1,0,	Fe,O,	тю,	с»о		К,О	
Каолинит		4.5—48	38-40								—.		 1
Монтмориллонит. .	42—55	0—28	0-30	0—0,5	0-3	0-2,5	0—0,5	0—3
Иллит 		50—56	18-31	2—5	0—0.8	0—2	1-4	4—7	0— 1 J
Вермикулит ....	33—37	7—18	3—12	0—0,6	0—2	20-28	0—2	о—0,4
Хлорит		22—35	12—24	0-15	—	О	9	12—34	0-1	0—1 ]
* Таблица 2

Примерные структурные формулы важнейших глинистых минералов
но Шефферу и Шахтшабелю

Минералы	Меж па- кетные и внешние катионы	Центральные атомы октаэдрических слоев	Центральные атомы тетра- эдрических слоев	Кислородные атомы, вода и гидроксильные группы
Двухслойные: каолинит			Л1,	Si,	О»(ОН),
Грехслойные: иллит (днокта	Ко.цХо.|7		(Sia.bAI,.,,,)	О,в(ОН),)'Н,О
эдрическпй) вермикулит (три-	а.,..		(Si,.»,Alll4l6)	О1в(ОН),УН/>
октаэдрический) монтмориллонит		(АЦ.^М&ы»)		О10(ОН)1УН,О
(диоктаэдриче- скин) Четырехслойные.  хлорит		(Mg	(Si^.-.oAlj,^)	О,«(ОН),

Л — Са «• Са/2, Mg/2. К. Na.

Н,О: Y— переменное количество воды.

(©Кислород ©Гидроксил QАлюминий Калий
О • Кремний (на 1/4 замещен алюминием)

Рис. 7. Кристаллическая решетка слюды (схема)

2 Рохе. Смирнов
же, как и у монтмориллонита. Разиина заключается в том. что в илли-
тах в тетраэдрах часть кремния (до */,) всегда замещена алюминием,
в силу чего образуется отрицательный заряд, компенсируемый ионами
калия, которые лежат в углублениях между ионами кислорода.
Межпакетная вода в иллитах обычно отсутствует, так как ноны К*

Q Кислород 0 Гидроксил ф Магний. железо
о • Кремний, иногда алюминий

• Магний, некоторое часть его замещена
алюминием и железом

Рис. 8. Кристаллическая решетка хлорита (схема)

прочно связывают пакеты между собой. Иллитовые минералы отли-
чаются очень большой изменчивостью химического состава (см. табл. 1).

Примером четырехслойного минерала является хлорит. Струк-
тура хлорита (рис. 8) представляет собой чередование элементарных
слюдоподобных и бруситовых слоев, которым соответствует формула
(Mr, А1)в(ОН)|«. Вследствие замещения ионов кремния нонами алюми-
ния слюдоподобный слой имеет отрицательный заряд, компенсируе-
к

i
t

I
s

ar

ex
I

£

!

ж

A

Э

£

<л
I

*
*

+

co
мый положительным зарядом бруситового слоя. В бруснтовом слое
положительный заряд обусловлен замещением Mg1* на AI”.

Кроме рассмотренных индивидуальных глинистых минералов
в природе широко распространены так называемые сметанно-слоистые
минералы, пластинки которых состоят из чередующихся пакетов раз-
личных минералов: иллита, монтмориллонита и т. д.

Наконец существует еще одна группа вторичных глинистых ми-
нералов: аллофаны. Они состоят из тех же элементарных структурных
элементов — тетраэдров и октаэдров, но расположенных беспорядочно,
в силу чего они аморфны, т. е. лишены кристаллического строения.

Глинистые минералы образуются в природе различными путями.
Наиболее широко распространенным является образование их из пер-
вичных слюд (мусковит, биотит, флогопит и др.), входящих в состав
магматических минералов. Слюды уже обладают основными структур-
ными элементами слоистых алюмосиликатов. Подвергаясь воздействию
воды, углекислоты и различных солей, содержащихся в воде, они могут
постепенно перестраивать свою структуру, в результате чего
образуются различные глинистые минералы. В процессе перестройки
большую роль играют замещение ионов К‘, скрепляющих элементар-
ные пакеты в слюдах, ионами Са2*, Mg1' и Na+, аккумуляция полутор-
ных окислов, в особенности А1(0Н)3, на поверхностях пакетов, из
которых состоит слюда, и десиликация, т. е. потеря кремнезема.
Шеффер и Шахтшабель дают следующую схему основных процессов
образования и превращения глинистых минералов (см. стр. 35).

Другой путь образования глинистых минералов — синтез из про-
дуктов распада первичных минералов: полевых шпатов, амфиболов,
вулканических стекол и т. д. Образующиеся при распаде этих минера-
лов продукты — соли оснований, гидраты окиси алюминия и железа,
аморфный кремнезем и нон кремневой кислоты вступают друг
с другом в реакции, продукты которых выпадают в осадок. Первой ста-
дией является образование аморфных минералов-аллофанов, которые
в дальнейшем могут кристаллизоваться. Высокая концентрация осно-
ваний и щелочная реакция способствуют образованию трехслойлых
минералов, а кислая реакция и бедность сред основаниями — двух-
слойных алюмосиликатов.

Типы химического выветривания

Общий ход процесса химического выветривания находится в тес-
ной зависимости от климата. Климат оказывает влияние и ца скорость
выветривания, и на характер образующихся продуктов, особенно
вторичных алюмосиликатов. С повышением температуры увеличивается
скорость химического выветривания, как и всяких химических про-
цессов. С увеличением количества атмосферных осадков увеличивается
скорость выноса первичных продуктов выветривания из толщи вывет-
ривающейся породы. Подробнее о подвижности продуктов будет ска-
зано далее, а сейчас отметим только, что из перечисленных выше пер-
вичных продуктов выветривания наибольшей подвижностью обладают
простые соли, за ними идет кремнекислота, и на последнем месте стоят
полуторные окислы. Естественно, что с увеличением количества атмо-
сферных осадков из выветривающейся массы прежде всего будут выно-
ситься простые соли, значительно медленнее кремнезем и совсем мед-
ленно окислы железа и алюминия. Чем больше атмосферных осадков,
тем меньше будет содержание оснований и кремнезема в новообразую-
шнхея вторичных алюмосиликатах и тем больше полуторных окислов.
По мере уменьшения количества кремнезема все больше будет образо-
ваться таких минералов, как гетит, гидраргиллит и др., представ-
ляющих собой свободные гидраты окисей алюминия и железа.

Принято различать два основных типа выветривания: выветрива-
ние ферсиаллитное (от слов Fer—Si—Al—lithos) ’, при котором обра-
зуются преимущественно вторичные алюмосиликаты и феррисилнкаты,
и выветривание ферралитное (от слов Fer—Al—lithos), при котором
среди вторичных минералов преобладают гидраты окисей алюминия
и железа. Первый тип выветривания свойствен умеренному климату
со средним количеством осадков, второй тип — влажному тропиче-
скому климату.

При ферсиаллитном выветривании наблюдается заметная потеря
кремнезема, а из оснований СаО и Na2O. В условиях сухого климата
СаО может аккумулироваться в форме карбоната Са. Окиси алюминия
н особенно железа, а также К2О и MgO, если и вымываются, то в зна-
чительно меньшей степени, в силу чего в продуктах выветривания
содержание этих окислов относительно возрастает.

При ферсиаллитном выветривании образуются каолинит, монтмо-
риллонит, иллиты и т. д.

Ферралитное выветривание совершается в условиях теплого и
влажного тропического климата, способствующего быстрому распаду
минералов и быстрому выносу первичных продуктов выветривания.
В этом случае происходит значительная (иногда почти полная) потеря
кремнезема и всех оснований и накопление свободных окисей и гидро-
окисей AI и Fe в форме минералов: гематита, гетита, гиббсита и др.

Таким образом, между ферсналлнтным и ферралнтным выветрива-
нием имеется глубокое различие. В первом случае весь процесс идет
гораздо медленнее, причем наблюдается лишь небольшая потеря свя-
занного кремнезема, в то время как остальная часть сохраняется
в продуктах выветривания в форме вторичных алюмосиликатов. При
ферралнтном выветривании связанный кремнезем почти теряется
полностью. Основания при ферсиаллитном выветривании также те-
ряются, но лишь частично, закрепляясь опять-таки в форме вторичных
алюмосиликатов (особенно MgO и К2О). При ферралнтном же выветри-
вании они теряются почти нацело. Полуторные окислы сохраняются
в значительной степени в обоих случаях: при ферсиаллитном выветри-
Ва""и — ° составе вторичных алюмосиликатов, при ферралнтном —
в форме свободных кристаллических гидроокисей.

Физическое выветривание обычно совмещается во времени и про-
Ранстве с химическим выветриванием. Из этого последнего правила
Уществуют некоторые исключения. На крайнем севере, в условиях
——-------

Lithos — слово греческого происхождения, обозначает камень.
арктического климата, где температура выше нуля держится лишь
в течение коротких промежутков времени и где, следовательно, жидкая
вода может действовать на горные породы лишь изредка, а активность
живых организмов подавлена, мы наблюдаем физическое выветривание
в почти чистом виде. Химическое выветривание там вследствие указан-
ных причин заторможено. Такие случаи характерны, например, для
Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа и др. В жарком и влажном тропи-
ческом климате мы нередко встречаем обратное явление. В этих усло-
виях химическое выветривание часто идет настолько энергично, что
огромные массы изверженных пород подвергаются химическому прев-
ращению прежде, чем они успевают разрушиться физически. В этих
случаях можно наблюдать, например, массивы гранита или базальта,
которые сохранили присущую им структуру и вместе с тем легко ре-
жутся ножом, так как в сущности они представляют собой уже глини-
стую массу.

Однако в большинстве случаев оба процесса сопутствуют один
другому, и в выветривающейся толще изверженной или метаморфиче-
ской породы мы находим совместно как продукты физического выветри-
вания в виде различной величины обломков первоначальной породы
и составляющих се минералов, так и продукты химического выветри-
вания в виде различных вторичных минералов.

ОБРАЗОВАНИЕ РЫХЛЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Часть продуктов физического и химического выветривания ос-
тается на месте своего образования. Это так называемый элювий извер-
женных горных пород, в результате выветривания которых эти про-
дукты возникли. Другая часть подвергается перемещению, переносу
и отлагается на большем или меньшем расстоянии от места своего
образования. В обоих случаях продукты выветривания слагают ту
поверхностную часть литосферы, которую именуют корой выветрива-
ния. В первом случае кора выветривания называется остаточной,
поскольку она состоит из продуктов выветривания, оставшихся на
месте своего образования, во втором — отложенной, поскольку она
состоит из продуктов выветривания, отложившихся в результате при-
носа их из различных мест.

Наиболее важный фактор перемещения продуктов выветривания —
текучая вода, которая благодаря присущей ей кинетической энергии
может увлекать с собой частицы и обломки пород различных’ размеров.
Продукты выветривания, среди которых, как мы видели, имеются
соединения как растворимые, так и нерастворимые в воде, могут пере-
двигаться с текучими водами соответственно в растворенном состоянии
или в виде механической примеси к воде. Очевидно, наибольшей под-
вижностью будут обладать вещества, растворимые в воде. Однако
и среди них не все обладают одинаковой подвижностью. Можно вы-
числить относительную подвижность различных ионов, сопоставив
средний химический состав изверженных горных пород и речных вод.
Величины относительных подвижностей, в которых подвижность ионов
хлора условно принята за 100, приведены в табл. 3.
Различная величина под-
вижности ионов и окислю
объясняется различной раство-
римостью соединений, которые
они образуют в коре выветри-
вания, а также тем, в какой
мере эти ноны и окнслы задер-
живаются организмами. Наибо-
лее подвижный нон — ион хло-
ра, дающий весьма легкораство-
рнмые соли, выпадает из раство-
ра и накапливается лишь при
крайне засушливых условиях,
в то время как скопления каль-
ция, например, в виде трудно-
растворимого карбоната могут
наблюдаться н в относительно
более влажном климате.

Подвижность продуктов
выветривания, нерастворимых
в воде, определяется главным
образом размером частиц, из
которых они состоят.

Важнейшим агентом переноса
являются текучие воды (ручьи,

Акад. Б. Б. Полиной (1877—1952)

реки, временные, например, послеледниковые, потоки и т. п.) н ветер.
Известно, что чем больше скорость течения воды или скорость ветра,
тем более крупные частицы могут подвергаться перемещению. Быстро-
текущие горные реки, например, способны передвигать даже большие
каменные глыбы, не говоря уже о более мелких обломках и особенно

песке и глинистых частицах, которые уносятся во взвешенном со-
стоянии.

Где скорость течения воды уменьшается, например вследствие
уменьшения угла наклона местности или вследствие растекания по-
тока вширь, там сейчас же начинается отложение более крупных
частиц, которые при уменьшившейся скорости течения воды уже не
могут увлекаться и передвигаться ею. Более мелкие частицы, размер
которых меньше некоторого определенного предела, зависящего от
скорости течения воды, продолжают уноситься текучими водами.

Таблица 3

Относительная подвижность растворимых продуктов выветривания
(по Б. Б. Ло.тынову)

Я«»**поьаиве Яоноп II ОКМСЛОв	Относитель- ная подвиж- ность	Наименование ионов и ОКИСЛОВ	Относитель- ная ПОДВИЖ- НОСТЬ	Наименование ноной и ОКИСЛОВ	Относитель- ная ПОДВИЖ- НОСТЬ
С1~ SOJ- Са’’	100,00  57,00  3,00	Na* .ЧО1*  К*	2,40  1,30  1,25	SIO, Fe,O, Al,О,	0,20  0,04  0,02
В результате происходит сортировка частиц по крупности и накопле-
ние наносов, состоящих из частиц более или менее одинакового раз-
мера (например, отложения гравия, песка, глины и др.).

В тех случаях когда перемещение продуктов выветривания со-
вершается под действием медленно движущегося льда, сортировка
отсутствует и образуется нанос (ледниковые отложения), состоящий
из частиц самого разнообразного размера, начиная от валунов, дости-
гающих нескольких метров в поперечнике, и кончая тончайшими гли-
нистыми частицами.

В результате всех описанных явлений образуются рыхлые гор-
ные породы, представляющие собой смесь продуктов физического и
химического выветривания и продуктов почвообразования. Среди
них более широко распространены породы суглинистого и глинистого
состава. По своему происхождению они могут быть либо наносами,
т. е. отложениями речными, озерными, водно-ледниковыми (флювио-
гляциальными), ледниковыми, ветровыми (эоловыми) и т. п. В этом
случае они образуют отложенную кору выветривания. Либо эти по-
роды могут быть элювиями, образуя остаточную кору выветривания.

Рыхлые горные породы вследствие того, что они состоят из отдель-
ных частиц разного размера, большей частью довольно мелких, обла-
дают некоторыми существенными свойствами, отличающими их от
пород массивных. Такими свойствами являются порозность, водопро-
ницаемость, пластичность, водоудерживающая и водоподъемная спо-
собность и др.

Типы коры выветривания

В зависимости от способа образования и от минералогического и
химического состава принято различать несколько типов коры вывет-
ривания.

Несколько видоизменяя номенклатуру форм коры выветривания,
предложенную акад. Б. Б. Полыновым, приводим следующую их клас-
сификацию.

Остаточная кора выветрнвапия

Грубообломочная. Образуется чаще всего в горных условиях,
где текущие воды настолько обильны и быстры, что уносят не только
растворимые продукты выветривания, но и все тонкие частицы. Кора
выветривания в этом случае состоит в основном из продуктов физиче-
ского выветривания, т. е. из обломков первоначальной породы или
входящих в ее состав первичных минералов.

Карбонатно-обломочная. Образуется также в горных областях,
но в условиях более или менее засушливого климата. Для нее харак-
терно накопление наиболее труднорастворимого образования из числа
продуктов химического выветривания — углекислого кальция, кото-
рый не успевает выноситься и осаждаться в виде пленок и корок на об-
ломках породы и составляющих ее первичных минералов.

Ферсиаллитная. Образуется в условиях умеренно влажного и
умеренно теплого климата. Характерным признаком является накопле-
ние в результате химического выветривания вторичных алюмосилн-
катов (каолинита, монтмориллонита и др.). Наряду с вторичными
алюмосиликатами в состав рыхлых пород входят обломки первичных
пород и первичных минералов. Простые соли отсутствуют, так как они
выщелочены водой. По механическому составу это чаще всего суглинки
и глины, нередко с примесью щебенки, реже пески.

Ферралитная. Образуется в условиях теплого и влажного тро-
пического климата. Для нее характерно преобладание в составе рых-
лых пород вторичных минералов из группы кристаллических окисей
и гидроокисей (гетит, гиббсит и др.). Наряду с ними может содер-
жаться некоторое количество вторичных алюмосиликатов и мелких
частиц первичных минералов. По механическому составу это чаще
всего суглинки и глины.

Отложенная кора выветривания

Ферсиаллитные наносы. К ним относятся пески, суглинки, глины
различного происхождения. Характерная черта этих отложений —
наличие в их составе вторичных алюмосиликатов (каолинит, монтмо-
риллонит, иллит и др.), в смеси с зернами первичных минералов (пре-
имущественно кварца и полевых шпатов), реже — обломков первич-
ных пород.

Карбонатно-сиаллитные наносы. Это различного происхождения
суглинки и глины, реже пески, одинаковые по минералогическому
составу с предыдущей группой, но всегда содержащие в большем или
меньшем количестве углекислый кальций, значительно реже — угле-
кислый магний и доломит.

Хлоридно-сульфатно-карбонатно-сиаллитные наносы. К этим на-
носам относятся различного происхождения суглинки и глины, реже
лески, основная масса которых по составу аналогична сиаллитным
наносам, но в которых всегда в более или менее значительном количе-
стве содержатся простые соли — хлориды н сульфаты натрия, магния
и кальция. Обычно присутствует также карбонат кальция.

Все сказанное выше относилось к выветриванию изверженных
горных пород. Однако на дневную поверхность в результате тектони-
ческих процессов нередко выходят осадочные породы, образовавшиеся
на дне морей и океанов. Некоторые из этих пород имеют состав, близ-
кий к рассмотренным выше наносам, представляют собой скопления
продуктов выветривания. И только одна группа из этих пород резко
отличается по составу и свойствам. Имеется в виду группа карбонат-
ных осадочных пород, состоящая из скоплений углекислого кальция,
к которому в том или ином количестве иногда присоединяется карбо-
нат магния. Они образуются, как известно, на дне морей и океанов
в Результате отложения панцирей, скелетов и раковинок различных
Морских животных. После накопления на дне эти отложения могут
Претерпевать те или иные превращения под влиянием повысившегося
Давления или температуры. В результате они нередко дают весьма
плотные кристаллические известняки и доломиты.

j. Карбонатные осадочные породы бывают различной чистоты,
основному компоненту их — углекислому кальцию — могут приме-
иваться в том или ином количестве глинистые частицы.
При выветривании, которое заключается главным образом в рас-
творении и выносе углекислого кальция, карбонатные породы могут
давать на начальных стадиях обломочные формы коры выветривания
(в тех случаях, когда выветриваются плотные кристаллические извест-
няки). В дальнейшем все карбонатные породы дают большей частью
образования сиаллитного типа, главным образом различные глины и
суглинки, накапливающиеся в результате выщелачивания углекис-
лого кальция и магния.

Выветриванию могут подвергаться, наконец, породы метаморфи-
ческие, наиболее распространенными представителями которых яв-
ляются гнейсы и кристаллические сланцы. Общий характер выветри-
вания этих пород не имеет существенных отличий от выветривания
изверженных пород.

Подводя итоги всему сказанному о выветривании, мы видим, что
важнейшим результатом этого процесса является прежде всего разру-
шение массивных изверженных горных пород, в результате которого
образуются рыхлые горные породы. Одновременно происходит хими-
ческий распад первичных минералов, из которых состояли извержен-
ные породы и которые в термодинамических условиях коры выветри-
вания неустойчивы, и новообразование вторичных минералов, которые
в новых условиях являются более устойчивыми образованиями.
Однако и вторичные минералы в зависимости от изменения внешних
условий (главным образом реакции и состава омывающих растворов)
могут переходить в другие минеральные формы. Рыхлые горные по-
роды состоят как из продуктов физического выветривания, т. е. из
обломков первичных минералов н горных пород, так и из продуктов
химического выветривания — частиц вторичных минералов.

В процессе выветривания образуется ряд растворимых соеди-.
нений, которые вместе с частицами нерастворимых имеют общую тен-
денцию к перемещению с текучими водами (поверхностными и подзем-
ными) в озерные, морские и океанические бассейны. Эти соединения,
откладываясь частично на дне бассейнов, образуют осадочные породы,
которые через тот или иной промежуток времени снова могул стать
сушей в результате тектонических явлений. Этот круговорот веществ,
по предложению акад. Вильямса, называют большим геологическим
круговоротом веществ.	•

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ

Присущие рыхлым породам физические свойства — рыхлость, по-
розность, водо- и воздухопроницаемость, влагоемкость и др. — обес-
печивают возможность поселения на их поверхности растений —
сначала низших, а затем высших.

Заселение поверхности рыхлой породы растениями идет посте-
пенно, причем наблюдается последовательная смена одних раститель-
ных группировок другими. Такая смена объясняется тем, что рыхлая
горная порода в своем первоначальном состоянии обладает лишь
весьма незначительной способностью обеспечивать растения водой и
питательными веществами. Способность породы запасать в себе влагу
зависит от степени ее измельченности и от мощности ее слоя. Чем
больше та и другая, тем большее количество влаги может задержаться
в породе и быть использовано растениями. Что же касается питатель-
ных веществ, то каково бы ни было их содержание в рыхлой породе,
0[1н находятся в ней в форме соединении, которые для высших расте-
ний являются труднодоступными. Наконец, в рыхлых породах почти
отсутствуют соединения азота, которые могут попадать в эти породы
лишь в незначительном количестве из атмосферы.

Стедовательно, рыхлые горные породы в своем первоначальном
состоянии лишь в самой малой мере могут обеспечить растения пита-
тельными веществами. Поэтому-то на поверхности этих пород сначала
поселяются лишь низшие растения, среди которых важно отметить
автотрофные бактерии и микроскопические водоросли.

Низшие растения извлекают из горной породы труднодоступные
питательные вещества и связывают азот. После их отмирания вещества,
находящиеся уже в форме новых, более доступных для живых орга-
низмов соединений, обогащают верхние слои породы. В результате
на смену первой, наиболее примитивной группировке организмов
может прийти новая, более сложная группировка, состоящая уже из
более требовательных видов, которые будут использовать питательные
вещества в доступной форме, оставшиеся после отмирания организмов,
входящих в состав первой группировки.

Вторая группировка, не только более сложная и требовательная,
но и превышающая первую по массе, отмирая, оставляет после себя и
большее количество питательных веществ в доступных формах. Эго
обеспечивает возможность появления последующих, все более слож-
ных и требовательных группировок растений вплоть до высших, а
с ними и животных. Одновременно делаются более сложными и груп-
пировки микроорганизмов.

Интересно отметить, что впервые о постепенном развитии плодо-
родия почвы в связи с эволюцией растительности говорил Ломоносов.
В его работе «О слоях земных» (1763 г.) мы находим следующие строки:
«И каменные голые горы часто показывают на себе зелень мху моло-
дого, которая после чернеет и становится землею: земля, накопясь
долготою времени, служит после к произведению крупного мху и
Других растений».

Появление высших растений на поверхности породы влечет за
собой два важных следствия.

Первым из них является отложение на этой поверхности и в ее
верхних слоях органических остатков, представляющих собой сово-
купность отмирающих организмов или их отдельных органов. Орга-
нические остатки состоят из различных органических соединений, бога-
™х химической энергией. В процессе микробного разложения орга-
нических остатков химическая энергия постепенно освобождается и
ызывает развитие в горной породе новых специфических химических
ропессов и явлений, которые в отсутствии органического вещества
Я|?,И1Кать ,,е могут. Вместе с тем разлагающиеся органические остатки
гЯЮтся источником особых, новых органических соединений —
У }совых, которые лишь с трудом поддаются дальнейшему разложе-


нию и поэтому накапливаются в поверхностных слоях горной
породы.

Второе следствие заключается в том, что покров из высших ра-
стений охватывает своими корневыми системами значительную толщу
рыхлой породы и извлекает из этой толщи питательные вещества.
Само усвоение зольных элементов корнями растений, как мы увидим
из дальнейшего, не является односторонним, а представляет собой
обменный процесс, в котором растения в обмен на усваиваемые ими
из почвы катионы и анионы отдают другие катионы и анионы, чаще
всего катионы водорода и анионы НСО3. Зольные элементы, посту-
пившие в растения, через тот или иной промежуток времени снова
возвращаются с растительными остатками в рыхлую породу, но уже
в форме других соединений и не в те слои породы, из которых они
были усвоены растениями, а в другие, очень часто на поверхность
породы. Таким образом, растения заставляют зольные элементы из-
менять форму своих соединений и передвигаться в толще породы,
вызывают, как принято говорить, биологическую миграцию элементов
и их биологическую аккумуляцию в верхних слоях породы, превра-
щающейся в почву.

Благодаря избирательной способности растений, они усваивают
зольные вещества не в тех соотношениях, в которых они находятся
в породе и в образующейся из нее почве, а в тех, которые соответст-
вуют биологическим особенностям растений. Благодаря этому в верх-
них слоях образующейся почвы концентрируются N, Р, S, К, Са и
другие питательные элементы.

Рассмотренные явления превращения и перемещения веществ,
связанные с появлением и развитием растительного покрова, могут
быть названы в соответствии с предложением В. Р. Вильямса малым
биологическим круговоротом веществ, который совершается на фоне
рассмотренного выше большого геологического круговорота. Отли-
чительной чертой малого круговорота является концентрация в по-
верхностных слоях горной породы, превращающейся в почву, эле-
ментов зольной пищи растений. Таким образом, этот процесс, стремя-
щийся сохранить элементы зольной пищи растений в коре выветри-
вания, превращающейся в почву, как бы противостоит большому кру-
говороту веществ, стремящемуся унести эти элементы в океан.
Малый биологический круговорот зольных веществ является наи-
более существенным фактором появления и развития плодородия
почвы.

В процессе развития почвы возникает и нарастает ее существен-
ный качественный признак — естественное плодородие. Вместе с тем
естественное плодородие является движущим фактором в дальнейшем
развитии почвы.

Появление в верхних слоях коры выветривания гумуса и возник-
новение биологической миграции веществ, важнейшим результатом
которой является развитие плодородия, вносит в процесс выветрива-
ния принципиальные изменения. Эти изменения настолько сущест-
венны, что дают основание говорить о смене процесса выветривания
качественно иным процессом — процессом почвообразования.

Попробуем теперь в самой общей форме представить себе, в чем
заключается сущность почвообразования.

Поступление на поверхность породы и в ее верхние слои органи-
ческих веществ, которые далее подвергаются различным превраще-
ниям, и биологический круговорот зольных элементов представляют
собой следствие взаимодействия между горной породой, которая при
этом превращается в почву, и организмами, главным образом высшими
растениями, и микроорганизмами. Эти два явления наиболее харак-
терны для почвообразования, но ими сущность последнего не исчерпы-
вается.

Во введении уже указывалось, что почва в природе соприкасается
кроме живых организмов с другими природными образованиями
атмосферой, природными водами (поверхностными и подземными),
материнской горной породой. Со всеми природными телами почва
находится во взаимодействии. Между ними и почвой происходит обмен
веществами и энергией. С атмосферой почва обменивается теплом,
лучистой энергией, влагой и газами, с растительностью — зольными
и органическими веществами, газами и влагой, с водами — различ-
ными растворимыми соединениями, с подстилающей горной породой —
влагой, газами, различными солями в т. д.

Вещества и энергия, поступающие в почву, передвигаются в толще
последней и одновременно подвергаются в ней различным превраще-
ниям.

Исходя из всего сказанного, можно следующим образом подойти
к определению почвообразовательного процесса. Между надземным
слоем атмосферы, верхними слоями земной коры, поверхностными и
подземными водами и живыми организмами происходит круговорот
веществ.и энергии, источником которой является лучистая энергия
солнца. Почвообразовательный процесс является той частью круго-
ворота, которая представляет собой совокупность совершающихся
в верхних слоях коры выветривания явлений превращения и переме-
щения веществ и энергии. Среди этих явлений наиболее существенны
явления взаимодействия (обмена веществами и энергией) между ука-
занными слоями, образующими почву, и растениями.

Процессы превращения и перемещения веществ, совершающиеся
в рыхлой горной породе, вызывают расчленение ее толщи на отдель-
ные слои, или, как их принято называть, генетические горизонты,
совокупность которых и составляет почву. Генетические горизонты
внешне различаются по цвету, сложению, плотности, структуре,
наличию или отсутствию тех или иных включений и т. д. Внеш-
ним отличиям соответствуют отличия в химическом, минерало-
гическом и гранулометрическом составе, в физических свойствах
и т. д.

Сочетание генетических горизонтов в определенной последователь-
ности составляет профиль почвы. На рис. 9 изображены профили двух
почв: лесной подзолистой и степной черноземной. Даже при беглом
взгляде на эти рисунки можно заметить, что разные почвы могут иметь
весьма различные профили и что почвенные горизонты резко отли-
чаются от той породы, из которой они образовались.
В профиле черноземной почвы сверху находим мощный, иногда
превышающий 1 л< слой, окрашенный органическим веществом в чер-
ный цвет. Содержание органического вещества в нем может достигать
16—18%. Под ним залегает белесоватый горизонт, обогащенный угле-
кислой известью, ниже постепенно переходящий в горную породу.

В профиле подзолистой почвы сверху расположен очень тонкий
слой сероватого цвета; содержание органического вещества в нем
не превышает 3—4%. Под ним находим сначала белый слоистый горн-

а

Рис. 9. Профили подзолистой почвы (в) и чернозема (б)

зонт, а под последним — плотный, красно-бурый, который постепенно
переходит в породу.

В различных точках земной поверхности процесс почвообразова-
ния идет по-разному. И это очевидно. Количество атмосферных осад-
ков, просачивающихся через почву, температура, влияющая на ско-
рость разложения органических остатков и на скорость различных
химических реакций, происходящих в почве, т. е. климатические эле-
менты неодинаковы на земном шаре и должны поэтому обусловливать
различный характер почвообразования. Рельеф вызывает перерас-
пределение осадков, уменьшая количество влаги, поступающее в
почву на возвышенностях и увеличивая его в понижениях. Поэтому
и он, естественно, должен отражаться на ходе почвообразования. Не
требует особых доказательств факт влияния на почву и характер почво-
образования минералогического и химического состава материнской
горной породы. Различия в составе растительности, а следовательно,
н в составе органических остатков, также не могут не оказать суще-
ственного влияния на ход и характер почвообразования. Химический
состав грунтовых и иных вод, поступающих в почву со стороны, тоже
должен влиять на него. Наконец, продолжительность почвообразова-
ния, т. е. фактор времени, также не может не отражаться на харак-
тере почвы.

Все перечисленные факторы — климат, рельеф, материнская
горная порода, живые организмы и время — принимают, таким обра-
зом, участие в почвообразовании, влияют на его характер и носят
поэтому наименование, данное еще Докучаевым, факторов почвообра-
зования, или почвообразователен.

На известной стадии развития человеческого общества почва ста-
новится средством производства. Начиная с этого момента всемерное
повышение плодородия почвы делается основной задачей использую-
щего ее человека. Возможность повышения плодородия зависит не
только от уровня развития техники и науки, но и от экономического
строя, так как осуществление многих мероприятии, давно уже обосно-
ванных с научной стороны и обеспеченных с технической, встречает
при определенных социально-экономических условиях непреодолимые
препятствия. Так, система мероприятий по борьбе с засухой, была
разработана в деталях Докучаевым еще в 90-х годах прошлого столе-
тия. Однако осуществление ее оказалось возможным лишь после
Великой Октябрьской социалистической революции, в условиях но-
вого социально-экономического строя.

Таким образом, характер хозяйственного использования почвы
зависит от природных условий, от уровня развития науки и техники
и, наконец, от экономического строя. Но во всех случаях использо-
вание почвы начинается с вмешательства человека в естественный
процесс почвообразования. Это вмешательство может проявляться
в уничтожении одной растительности и замене ее другой, в механиче-
ской обработке почвы, в изменении ее водного режима (осушительные
и оросительные мелиорации), во внесении в почву тех или иных удоб-
рений и т. д. Нетрудно понять, что все эти мероприятия более или
менее резко, иногда кардинально, изменяют ход почвообразования.
В силу этого и хозяйственная деятельность человека становится также
фактором почвообразования, но фактором, понятно, совершенно осо-
бым, способным перекрывать влияние всех остальных. Более подробно
значение отдельных факторов почвообразования мы рассмотрим в гл. X.

Все изложенное в настоящей главе дает нам возможность соста-
вить себе реальное представление о том, что такое почва.

С физической стороны почва является твердым дисперсным и
пористым телом. Поры почвы заполнены влагой и воздухом, объемы
которых находятся в обратной зависимости друг от друга. Кроме
того в порах почвы живут населяющие ее живые организмы: расти-
тельные и животные. Поэтому мы можем считать почву телом, состоя-
щим из четырех фаз: твердой, жидкой, газообразной и живой.

Твердая фаза состоит из частиц различных минералов, реже
(торфяные почвы и органогенные горизонты минеральных почв —
лесные подстилки, степные войлоки) — из слабо разложившихся
растительных остатков. Жидкая фаза представлена почвенной влагой,
которая всегда является почвенным раствором, так как содержит
в себе различные растворенные вещества. Газообразная фаза — это
почвенный воздух, который по своему составу всегда в большей или
меньшей мере отличается от атмосферного. Наконец, живой фазой
почвы мы называем совокупность всех живых организмов — как
растительных, так н животных, — живущих целиком в почве. Живая
фаза — это «биокомпонент» биокосного тела, которым, по В. И. Вер-
надскому, является почва. В состав живой фазы входят:

А. Растительные организмы: I) водоросли, 2) бактерии, 3) грибы,
4) актиномицеты.

Б. Животные организмы: 1) простейшие, 2) черви, 3) моллюски,
4) членистоногие.

Из всех организмов только водоросли и некоторые бактерии
(например, нитрифицирующие, железобактерии и др.) являются авто-
трофными. Все остальные организмы требуют для своего существова-
ния готового органического вещества.

Массы организмов, содержащиеся в почвах, характеризуются
следующими величинами:

Организмы

Водоросли ...........................

Бактерии.............................

Грибы и актиномицеты............ . . . .

Животные суммарно (основную массу
животных составляют дождевые черви —
до 80%) ..............................

Масса, кг!га
20—600
150-9000
Несколько
меньше, чем
бактерии

100—3000

К этой количественной характеристике следует добавить, что
масса бактерий (а также, вероятно, грибов и актиномицетов) возоб-
новляется 6—10 раз за вегетационный период, так что их общая масса,
принимающая участие в почвообразовании в течение этого периода,
достигает десятков тонн на гектар.

Вся масса живого вещества выполняет в почве большую и очень
разнообразную работу. Например, водоросли синтезируют новое
органическое вещество путем фотосинтеза, а некоторые из них фикси-
руют свободный азот, бактерии, грибы и актиномицеты являются
основными разрушителями органических остатков. Некоторые микро-

организмы вызывают разрушение частиц алюмосиликатных минералов.
Имеются хищные грибы, поедающие мелких представителей фауны.
Мелкие животные — в особенности дождевые черви — играют очень
важную роль в переработке органических остатков и перемешивании
их с минеральной частью почвы. Роль млекопитающих, преимущест-
венно роющих грызунов (мыши, полевки, суслики, песчанки, тушкан-
чики и т. д.), заключается главным образом в рыхлении и перемеши-
вании почвенной массы, которые нередко охватывают всю почвенную
толщу на глубину нескольких метров.

Таким образом все эти живые организмы, хотя их общая масса
и невелика (не более 1%, а чаще лишь десятые доли процента от массы
почвы), принимают огромное, очень разнообразное и очень важное
участие в жизни почвы. В целом едва ли будет преувеличением ска-
зать, что значительная, подавляющая часть элементарных почвенных
процессов, из которых слагается процесс почвообразования в целом,
протекает при непосредственном и главенствующем участии живой
фазы почвы.

Однако * сущность биохимических процессов, осуществляемых
живой фазой почвы, до сего времени мало изучена. Объясняется это
большими методическими трудностями исследования очень разнообраз-
ных и сложных явлений, тесно переплетающихся между собой. Но
именно исследование и познание этих процессов в их взаимной зави-
симости и является ключом к познанию почвообразования и к нахо-
ждению способов управления им.
ГЛАВА II
МОРФОЛОГИЯ ПОЧВ

ОБЩЕЕ ПОНЯТИЕ О МОРФОЛОГИИ ПОЧВ

Под морфологией почв мы понимаем учение о морфологических
свойствах и признаках почв, т. е. о таких их внешних признаках,
которые мы воспринимаем при помощи наших чувств, главным обра-
зом зрения, в меньшей степени осязания и изредка обоняния.

Основы учения о морфологии почв были заложены В. В. Докучае-
вым, но подробно оно было разработано проф. С. А. Захаровым. Руко-'
водствуясь по преимуществу работами последнего, мы и будем изла-
гать это учение.

В процессе и в результате почвообразования толща почвы рас-
членяется на несколько горизонтов, которые в совокупности состав-
ляют профиль почвы. Горизонты отличаются друг от друга по составу
и свойствам и это находит отражение и в их морфологических призна-
ках. Этим отражением и определяется значение морфологического
изучения почв. Оно дает нам возможность судить о многих существен-
ных чертах почвы уже при полевом ее изучении, не прибегая к анали-
тическому исследованию, хотя, конечно, далеко ие все свойства почвы
могут быть изучены морфологическим путем, тем более что морфоло-1
гнческое изучение по самому своему существу всегда является лишь
качественным и имеет элементы субъективности.

Важнейшие морфологические признаки почвы — окраска, струк-
турность, гранулометрический состав и сложение почвы, новообразо-1
вания и включения, встречающиеся в почве, наличие и распростране-
ние в ней корней растений и ходов роющих животных, общее строение
почвенного профиля.

За последние десятилетия в почвоведении широко начал при-
меняться так называемый микроморфологическцй метод исследования.
Его автором является немецкий исследователь В. Кубиена. Микр^-
морфологическое исследование почв основано на изучении под микр
к011ом тонких шлифов, приготовленных из почвы без нарушения се
естественного сложения.

Микроморфологическое изучение почвенных шлифов позволяет
установить особенности микросложення почвы, размер и форму се
пор. обнаружить присутствие «ориентированной» глины (что указы-
вает на перемещение в порах и трещинах почвы глинистых частиц)
в т. Д. Данные, полученные микроморфологическим методом, пред-
ставляют собой очень ценную дополнительную информацию, помогаю-
щую разобраться в тончайших свойствах почвы, а также во многих
особенностях ее образования, которые другими методами обнаружены
быть не могут.

МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ПОЧВЫ

Окраска почвы

Окраска, или цвет, почвы, особенно самого верхнего ее горизонта,
является морфологическим признаком, который обращает на себя
внимание исследователя в первую очередь. Именно поэтому научные
наименования различных типов и видов почв основаны чаще всего на
окраске: чернозем, серозем, краснозем, каштановая почва и т. д.

Окраска почв может быть различной, но, как правило, бывает
неяркой, тусклой. Она находится в непосредственной связи с соста-
вом почвы — минералогическим и химическим, а так как они бывают
очень разнообразными, то и окраска почв также сильно видоизме-
няется. Поэтому определить цвет почвы каким-либо одним словом,
например «бурая», обычно не представляется возможным и приходится
прибегать еще и к определению оттенка: светло-бурый, темно-бурый,
черно-бурый, бурый с красноватым оттенком и т. д.

Понятно, что такие определения отличаются большой субъектив-
ностью и что даже у одного и того же почвоведа они могут меняться
стечением времени. Были предложены объективные методы определе-
ния окраски почв при помощи соответствующих шкал. За рубежом
в настоящее время широко используется шкала Манселла (Munsell).

Окраска почв, как уже отмечалось, определяется главным обра-
зом их химическим и минералогическим составом. Важнейшими со-
ставными частями почвы, от которых зависит ее цвет, являются орга-
ническое вещество, окись железа, кварц, полевые шпаты, закись
железа.

Органическое вещество обусловливает появление темных оттен-
ков, черного или серого, иногда и бурого. При этом интенсивность
окРаски зависит не только от содержания органического вещества,
Но н от его характера. Бывают случаи, когда почва, содержащая 3%
гУмуса, окрашена в интенсивно черный цвет, в то время как другая
почва с 8% гумуса имеет светло-серую окраску.

Окись железа (FesOs) встречается в почве в свободном виде в форме
ак,<х минералов, как лимонит, гетит и т. п., различающихся по со-
‘"Ржанию воды. Эти минералы обусловливают появление красного,
РЖавого и желтого тонов в окраске почвы.
Кварц и полевые шпаты, кальтгг, каолинит, гидроокись алюми-
ния — гиббсит, если они не загрязнены железом, являются носите-
лями белой окраски.

Перечисленные три группы составных частей и определяют по
преимуществу окраску незаболоченных почв. Сочетаясь друг с дру-
гом в различных количественных соотношениях и находясь в состоя-
нии различной дисперсности, составные части и обусловливают все
огромное разнообразие цветов почв, которое мы наблюдаем в природе.

В заболоченных почвах, где всегда ощущается тот или иной не-
достаток кислорода, широко распространены малоизученные соедине-
ния закиси железа (FeO). Общей особенностью этих минералов яв-
ляется зеленоватая или голубоватая, иногда почти синяя окраска,
которая сообщает соответствующий оттенок и почвенному горизонту.

Окраска почвы сильно изменяется в зависимости от влажности
(чем почва влажнее, тем окраска темнее), от степени измельченное™
почвы (при растирании почвы окраска обычно светлеет), от характера
освещения. Поэтому сравнивать окраски нескольких почв нужно при
одинаковых условиях.

Из сказанного об окраске почвы можно сделать вывод, что этот
признак является очень существенным для суждения о свойствах
почвы, ее происхождении (генезисе) и т. д. По глубине распростране-
ния и степени интенсивности черной окраски мы можем судить (разу-
меется качественно) о присутствии в почве такого важного компонента,
как гумус. Наличие горизонтов с белой окраской в верхней части no4J
венного профиля свидетельствует о вымывании железа, которое обычней
сопровождается вымыванием и других окислов и указывает на то, что
почва является подзолистой или солодыо. Зеленоватая окраска сви-
детельствует о заболоченности почвы.

Структурность почвы

Способность твердой фазы почвы давать структурные отдельности
различной формы и величины, на которые почва естественно и рас-
падается, называется структурностью почвы, а форма этих отдельно-
стей— структурой почвы. Так, например, если мы говорим «почве
имеет зернистую структуру'», это значит, что она распадается на мел-
кие острогранные частички.

В зависимости от выраженности структуры мы различаем почвы
структурные, обладающие более или менее хорошо выраженной
структурой, и почвы бесструктурные, которые никакой структурой
не обладают. К числу последних относится большая часть песчаных
почв, в которых содержится слишком мало клеящих веществ — перег-
ноя и глинистых коллоидов, обусловливающих возможность появле-
ния структуры.

Принято различать три основных типа структуры.

I.	Кубовидную, когда структурные отдельности развиты более
или менее равномерно по всем трем осям.

II.	Призмовидную, когда структурные отдельности вдоль верти-
кальной оси вытянуты значительно больше, чем вдоль двух горизон-
тальных осей.
Виды структуры (по С. А. Захарову)

Таблица 4

Форма структуры	Вид структуры	Р&вмер поперсч* ника (для I и И типа) и тол- щина отдель- ностей (для III типа) ли<

I тип — кубовидная структура

Грани и ребра выражены плохо

Глыбистая —неправильная форма и
неровная поверхность

Комковатая—неправильная форма —
округлая и шероховатая поверх-
ность

Пылеватая

1.	Крупноглыбистая

2.	Мелкоглыбистая

3.	Крупнокомковатая

4.	Комковатая

5.	Мелкомковатая

6.	Пылеватая

Грани и ребра выражены хорошо

Ореховатая — более или менее пра-
вильная форма; поверхность граней
сравнительно ровная, ребра острые

Зернистая — более или менее правиль-
ная форма, иногда округлая, с гра-
нями то шероховатыми и матовыми,
то гладкими и блестящими

7.	Крупноореховатая

8.	Ореховатая

9.	Мелкоореховатая

10.	Крупнозернистая (го-
роховатая)

II.	Зернистая (крупитча-
тая)

12.	Мелкозернистая (по-
рошистая)

// тип — призмовидная структура
Грани и ребра выражены плохо

Столбцаговидная — неправильная фор-
ма со слабовыраженными неровными
гранями и округлыми ребрами

13.	Крупностолбчатовнд-
ная

14.	Столбчатовидная

15.	Тонкостолбчатовид-
ная

> 100
100—50

50—30
30—10

10—0,5
<03

>10
IO-7
7-5
5-3

3-1

1-0Д

>50

.50—30

<30

Грани и ребра выражены хорошо

Столбчатая — правильная форма с до-
вольно хорошо выраженными глад-
кими боковыми гранями, округлой
головкой и плосгнм основанием

Призматическая— с "Плоскими поверх-
ностями и острыми ребрами

16. Крупностолбчатая	>50
(тумбовидная)  17. Столбчатая	50—30
18. Тонкостолбчатая	<30
19. Крупнопризматиче-	>50
ская	
20. Призматическая	50—30
21. Призматическая	30—10
22. Карандашная	<10

Плитчатая — слоеватая с более или
менее развитыми горизонтальными
носкостями спайности

Ч^нуичагая—со сравнительно неболь-
шими, отчасти изогнутыми плоско-
стями и часто острыми ребрами
weKorOpoe сходство с чешуей рыбы)

III тип — плитовидная структура

23.	Сланцеватая

24.	Плитчатая

25.	Пластинчатая

26.	Листоватая

27.	Скорлуповатая

28.	Грубочешуйчатая

29 Мелкочешуйчатая

>5
5—3
3-1

< 1

>3
3-1

< I
|чения цифр на рисунке см. в габл. 4)
III.	Плитовидную, когда структурные отдельности вдоль верти-
кальной оси резко укорочены и развиты преимущественно в горизон-
тальном направлении.

Три основных типа структурных отдельностей в свою очередь
мОг\т быть подразделены по характеру их поверхности, по разме-
рам’ я Т. д. (табл. 4).

Важнейшие виды структуры изображены на рис. 10 (номера
видов соответствуют порядковым номерам различных видов структуры
в табл. 4).

Наличие у почвы мелкокомковатой структуры оказывает большое
влияние на различные ее свойства и, в частности, на лесорастительные.
Так, например, тяжелая глинистая почва, которая в бесструктурном
состоянии обладает малой водопроницаемостью, плохо проветривается
и т. д., т. е. обладает весьма плохими лесорастительными свойствами,
при наличии водопрочной мелкокомковатой структуры, которая
обеспечивает хорошую водопроницаемость, хорошую воздухопроницае-
мость и т. д., окажется одним из лучших субстратов для произраста-
ния леса. Поэтому сохранение такой структуры в почве, где она
имеется, или создание ее в почве бесструктурной является важной
задачей обработки почвы, например в лесных питомниках, древесных
школах, плантациях и на лесокультурных площадях.

Гранулометрический состав почвы

Под гранулометрическим (или механическим) составом почвы мы
понимаем относительное содержание в ней частиц разной величины:
камней, песка, пыли и глины. Точное определение гранулометриче-
ского состава производится при помощи гранулометрического ана-
лиза, о чем мы будем говорить в следующей главе. Однако уже в поле
при морфологическом изучении почвы обычно определяют, разумеется
качественно и приближенно, ее гранулометрический состав, растирая
и разминая между пальцами несколько влажную почву, скатывая из
нее шарики и шнуры и т. д. В поле можно установить по меньшей мере
четыре градации гранулометрического состава — песок, супесь, су-
глинок и глину, детализируя их еще некоторыми дополнительными
характеристиками, например песок крупнозернистый, суглинок пес-
чанистый и тд.

Гранулометрический состав — очень важный признак при опре-
делении и изучении почвы. От него зависит водопроницаемость почвы,
ее способность длительно удерживать в себе влагу (влагоемкость),
сопротивление почвы обрабатывающим орудиям, проникновению в нее
корней растений и т. д. От механического состава почвы отчасти зави-
сит и состав древесной растительности. Например, на песках чаще
Поселяется сосна, на суглинистых почвах — ель и т. д.

Сложение почвы

Сложение почвы выражает степень ее плотности или рыхлости,
а также характер ее пористости.

Принято различать сложение почвы весьма плотное, когда почва
Не поддается лопате; плотное — почва с трудом поддается действию
лопаты; рыхлое — лопата легко входит в почву, которая при выбрасы-
вании рассыпается; рассыпчатое — почва обладает сыпучестью.

По характеру пористости можно различать тонкопористое слот
жение, когда почва пронизана порами не более 1 мм в поперечнике;
пористое — поперечник составляет 1—3 мм; губчатое — преобладают
поры 3—5 мм в поперечнике; ноздреватое — почва содержит полости
5—10 мм в поперечнике; ячеистое — преобладают полости свыш^
10 мм в поперечнике; трубчатое — поры или полости соединяются
в канальцы.

Пористость может выражаться в наличии трещин между струк-
турными отдельностями. По этому признаку различают тонкотрещи-
новатое сложение — ширина трещин не более 3 мм; трещиноватое —
трещины имеют ширину от 3 до 10 мм, наконец, щелеватое — ширина
трещин свыше 10 мм. Необходимо отметить, что поперечник трещин
в большой мере зависит от влажности почвы; при увлажнении в силу
набухания почвы они могут исчезать или сильно суживаться.

Сложение почвы является также важным признаком при устано-
влении ее лесорастительных свойств. Сложение почвы оказывав^
большое влияние на сопротивление почвы почвообрабатывающим ору-
диям, на ее водопроницаемость и в значительной степени — на глу-
бину проникновения в нее корней растений и на ее связанность.

В земледелии и лесоводстве издавна различают в зависимости
от сложения, гранулометрического состава, от отношения к обработке
почвы тяжелые, средние и легкие. Чем почва больше содержит глины,
тем она тяжелее, чем больше песка, — тем легче. Сложение (рыхлость)
почвы зависит также от влажности ее. Сильно увлажненная почва
мажется. По мере ее подсыхания она приобретает, даже при глини-
стом или суглинистом составе, способность крошиться на мелкие
комки. Полная спелость почвы наступает в тот момент когда эта спо-
собность оказывается выраженной в наибольшей степени. В этот
момент почва и должна обрабатываться. При дальнейшем подсыхании
эта способность исчезает и почва при обработке начинает давать круп-
ные глыбы.

Новообразования и включения

Новообразованиями называются более или менее хорошо обкор-
мленные и отграниченные скопления различных веществ, возникших
или накопившихся в результате почвообразования.

Новообразования можно классифицировать как по их внешнему
виду, так и по химическому составу.

По внешнему виду различают выцветы и налеты — то или иное
вещество покрывает поверхность структурных отдельностей или по-
верхность почвы тонкой пленочкой; корочки, примазки и потеки —
вещество лежит на поверхности почвенных отдельностей относительно
толстым слоем; прожилки и трубочки — тем или иным веществом
заполненные трещинки, корневые ходы илг ходы животных — земле-
роев; конкреции, или стяжения, — скопления тех или иных веществ,
в сравнительно крупных полостях более или менее округлой формы;
прослойки — скопления тех или иных веществ в виде тонких слоев-]
56
По химическому составу новообразования могут состоять из
пегкорастворимых солей, чаще всего сернокислого или хлористого
натрия, из гипса, углекислого кальция, соединений водной окиси желе-
за и т. д Различные соединения чаще всего встречаются в определенной
форме. Так, например, легкорастворимые соли обычно образуют
выцветы или «корочки», гипс дает конкреции, состоящие из сростков
кристаллов, углекислая известь может дать «карбонатную плесень»,
называемую также «псевдомицелием», или более или менее плотные
скопления, которые на стенке почвенной ямы выделяются в виде
белых округлых пятнышек — «белоглазка», или, наконец, твердые
стяжения, часто полые изнутри, — «дутики», или «журавчики». При-
сутствие углекислого кальция обнаруживается по «вскипанию» почвы
с соляной кислотой, т. е. по выделению пузырьков углекислоты. Гид-
роокись железа может давать конкреции от очень мелких, поперечник
которых равняется 1—2 лом, так называемых «рудяковых зерен», до
крупных стяжений — конкреций, диаметр которых измеряется не-
сколькими сантиметрами и которые иногда сливаются в сплошной
очень твердый слой «рудяка», или «ортштейна». Менее плотные про-
слои охристого или красновато-коричневого цвета в песчаных почвах
называются ортзандами, а тонкие извилистые прожилки полуторных
окислов — «псевдофибрами». Соединения закиси железа образуют
в болотных почвах скопления минерала вивианита (Г'ея(РО4)а-8Н.2О),
который имеет белый цвет, очень быстро переходящий при соприкос-
новении с кислородом воздуха в синий. Наконец, перегнойные, органи-
ческие вещества чаще всего дают потеки и примазки на поверхностях
структурных отдельностей более или менее глубоких горизонтов почвы.

Кроме описанных новообразований, следует различать еще не-
которые образования биологического происхождения. К их числу
относятся копролиты червей и личинок насекомых и самих насекомых
(комочки, клубочки и узелки, состоящие из почвенной массы и пред-
ставляющие собой экскременты этих животных); структурные ко-
мочки, выбрасываемые земляными муравьями при постройке жилищ;
кротовины, представляющие собой ходы и камеры крупных земле-
роев, чаще всего грызунов или насекомоядных (сусликов, хомяков,
байбаков, мь.;чей, кротов, землероек и т. п.), засыпанные почвенным
материалом обычно из другого почвенного горизонта и поэтому отчет-
ливо выделяющиеся на стенке почвенного разреза; червороины — та-
кие же ходы, но малого поперечника, сделанные червями, насекомыми
и т. п.; корневины — полости, оставшиеся от крупных корней, засы-
панные почвенным материалом.

Новообразования являются чрезвычайно важными признаками
Аля суждения о свойствах почв, их составе и генезисе. Так, например,
солевые корочки и выцветы являются указанием на присутствие в
Почве легкорастворимых солей, которые, как правило, вредны для
Растений. По характеру этих корочек, по форме образующих их кри-
сталлов можно судить и о химическом составе солей. Ржавые пят-
нышки и железистые стяжения являются признаками современного
Пли былого заболачивания. Глубина залегания соленосных горизон-
та во многих почвах указывает на глубину их промачивания поверх-
постными водами. Форма выделения углекислого кальция служит
признаком, по которому можно судить о наличии или отсутствии пере-
мещения этих солей в почвенном профиле. Потеки или примазки орга-
нического вещества часто могут использоваться для распознавания
характера почвообразовательного процесса и т. д.

Включениями называют различные тела, обнаруживаемые в поч-^
венной толще, происхождение которых нс связано с почвообразова-4
ннем. Например, валуны, галька, кусочки угля, кости животных и пр.
Включения так же, как и новообразования, могут играть важную роль
в раскрытии особенностей почв и их лесорастительных свойств.

Корни растений

Наличие, степень распространения, количество, глубина про-1
никновения и размеры корней растений, а также общее строение
корневых систем, встречающихся в тех или иных почвенных гори-
зонтах, являются весьма важными морфологическими признаками.
По ним мы можем судить, насколько прочно растения, особенно де-
ревья, удерживаются в почве, из каких горизонтов они черпают влагу
и пита тельные вещества, на какие горизонты, в свою очередь, растения
непосредственно воздействуют и т. д.

Кроме того, сопряженное изучение корневых систем, строения
и состава почвы дает много для суждения о лесорастительных свой-
ствах почвы. Сопоставляя распространение корней с распределением
в почвенном профиле влаги в различные периоды года или с распре-
делением в нем легкорастворимых солей, мы можем судить о том,
какими условиями в первую очередь определяются развитие, рост и
продуктивность древесных насаждений. Поэтому изучению корневых
систем древесных и кустарниковых пород, особенно в искусственных
насаждениях в степных областях, в настоящее время придается очень
большое значение.

Ходы роющих животных

Наличие свежих, действующих, и старых ходов различных рою-
щих животных, начиная от крупных грызунов и кончая земляными ’
червями и различными насекомыми, также является важным морфоло-
гическим признаком. Наличие старых ходов роющих животных, осо-
бенно кротовин, является существенным признаком для суждения
о происхождении почвы, как это было показано еще Докучаевым.
Обнаружив кротовины степных грызунов в почве под лесом, мы можем
утверждать, что эта почва когда-то находилась под степйой раститель-
ностью и обладала некоторыми иными признаками, чем в настоящее
время.

ОБЩЕЕ СТРОЕНИЕ ПОЧВЕННОГО ПРОФИЛЯ

Под общим строением почвенного профиля, как уже говорилось,
мы понимаем ее общий облик, обусловливаемый чередованием в опре-
деленной последовательности сверху вниз ряда слоев, различающихся
по цвету, структуре, сложению и другим морфологическим признакам.

признаки соответствуют различиям в составе и свойствах этих
моев.

Определенное строение почвы есть результат почвообразова-
тельного процесса, причем каждому типу почвы соответствует особое
строение почвенного профиля. Со строением профилей важнейших
почвенных типов мы будем знакомиться во второй части курса, а сей-
час отметим лишь некоторые черты, общие для преобладающей части
почв.

Самый верхний горизонт во всех почти без исключения почвах
характеризуется более или менее темным цветом сероватых или чер-
новатых тонов, зависящим от накопления органического вещества.
Этот горизонт называется поэтому перегнойно-аккумулятивным или
гумусовым; его принято обозначать At. Структура горизонта А! бывает
слоеватой, комковатой или зернистой.

Над горизонтом Ai иногда залегает горизонт, состоящий из раз-
лагающихся растительных остатков, например лесная подстилка или
степной войлок. Этот горизонт обозначается Ао.

Под горизонтом А, в лесных подзолистых почвах обычно выде-
ляется горизонт Аг — подзолистый, обладающий светлым до белесого
цветом, слоеватой или листоватой, очень непрочной структурой и т. д.
В степных почвах — черноземах, каштановых и др. — этот горизонт
отсутствует.

Еще ниже в очень многих почвах мы находим горизонт омывания,
или иллювиальный, обозначаемый символом В. В него вмываются
и в нем накапливаются различные вещества, вымываемые из вышеле-
жащих горизонтов. Горизонт В чаще всего бывает окрашен в бурый
цвет и обладает большой плотностью, ореховатой или призматической
структурой.

Наконец, еще ниже идет горизонт, обозначаемый символом С
и представляющий собой материнскую горную породу, лишь очень
слабо измененную процессом почвообразования и обладающую чер-
тами, присущими ей в связи с ее происхождением. Иногда материн-
ская порода в пределах почвенного профиля сменяется другой породой,
например песок глиной или наоборот. В этом случае мы говорим, что
почва образовалась на двучленном или многочленном наносе. Если
смена породы происходит глубже нижней границы почвенного про-
филя, то такую породу мы называем подстилающей и обозначаем ее
символом Д.

Под мощностью почвы понимается ее толщина от поверхности до
материнской породы незатронутой или слабо затронутой почвообра-
зованием, т. е. это та толща, которая пронизана корнями растений
(П. А. Костычев), или иначе корнеобитаемый стой. Мощностью гори-
зонта называется средняя толщина его. Граница между горизонтами
Может быть отчетливой, размытой, постепенной, извилистой, один
г°ризонт может заходить в другой языками, карманами, затеками
11 Т- п. Чем мощнее почва, тем выше ее агрономические и лесорасти-
1ельные свойства, так как такая почва способна больше запасать воды
и лучше обеспечивать растения питательными веществами; она бла-
гоприятнсе для развития глубокой корневой системы и древесные
породы на ней меньше страдают от ветровала. Особенно важна мощ-
ность гумусового горизонта Аи где сосредотачивается наибольшая
масса корней растений. Поэтому на пашне, в лесных питомниках и
древесных школах при малой мощности гумусового горизонта ere
постепенно углубляют за счет нижележащего подпахотного слоя
Большая мощность выщелоченного, бедного по химическому состав
и неблагоприятного в физическом отношении белесого подзолистое!
горизонта или наличие глеевого горизонта, наоборот, следует рас
сматривать как признаки неблагоприятные для роста и развитие
растений, в том числе и древесных.

Лесоводы и агрономы обычно мощность почвы оценивают словам)
«почвы мелкие» и «глубокие» и придают этому морфологическому свой
ству большое лесоводственное и агрономическое значение. Так, ря.
древесных пород — тополь, акация, орех грецкий — не способе!
успешно произрастать на мелких каменистых почвах, тогда как cocut
(обыкновенная, эльдарская, пицундская и др.), лиственница,«кедр
пихта кавказская, можжевельники, дуб скальный, береза бородавча
тая, дикая яблоня, самшит, клен полевой, кизил, бересклет бородав
чатый и ряд других хорошо растут и на мелких щебенистых и камени
стых почвах. Таким образом, при лесоразведении и реконструкци
лесонасаждений с мощностью почвы и ее отдельных горизонтов следу!
считаться.
ГЛАВА III

ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ, МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ
И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ РЫХЛЫХ

ГОРНЫХ ПОРОД и почв

Твердая фаза большинства почв (кроме торфяных) состоит глав-
ным образом из минеральных частиц, содержание которых составляет
обычно 80—90 и более процентов от веса почвы. Эти минеральные
частицы входили в состав материнской горной породы, из которой
образовалась почва. Естественно поэтому, что гранулометрический,
минералогический и химический состав минеральной части большин-
ства почв находится в тесной зависимости от гранулометрического,
минералогического и химического состава тех пород, из которых эти
почвы образовались.

ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ состав почв и пород

Как мы уже знаем из предыдущих глав, рыхлые горные породы
состоят из большого количества отдельных элементарных частиц раз-
ной величины, начиная от крупных обломков пород и кончая тончай-
шими глинистыми частицами, диаметр которых измеряется сотыми и
тысячными долями микрона.

Для того чтобы охарактеризовать такое тело, необходимо опре-
делить его гранулометрический (или механический) состав, т. е. опре-
делить, сколько в этом теле, в этом веществе содержится элементар-
ных частиц разного размера. Понятно, что определить размер каждой
частицы, входящей в состав почвы илн породы, невозможно. Поэтому
Ограничиваются нахождением содержания групп частиц определен-
но размера, или так называемых фракций гранулометрического
состава, причем в каждой фракции объединяются частицы, размер
Которых лежит в условленных пределах. Группировка элементарных
Часгцц ио размерам называется классификацией гранулометрических
Элементов.
Существует много подобных классификаций. В СССР в настоящее
время наиболее широко применяется классификация, предложенная
акад. В. Р. Вильямсом и усовершенствованная проф. Н. А. Качин-
скнм (табл. 5).

Таблица 5

Классификация гранулометрических элементов
(по Вильямсу -Каминскому)

Дил метр частиц. мм	Наэлание гранулометрических элементов (гранулометрические фракции)	Группа
>3  1—0,25 0.15—0,05  0,05—0,01  0,01—0,005 0,00.5—0,001  < 0,001	Каменистая часть почвы  Крупный песок  Средний песок  Мелкий песок  Крупная пыль  Средняя пыль .Мелкая пыль Ил	| Физический песок  | Физическая глина ‘

Частицы мельче 1 мм принято называть мелкоземом. В пределах
последнего все частицы крупнее 0,01 .им объединяют в группу, назы-
ваемую физическим песком, а все частицы мельче 0,01 ,ил« — в группу,
называемую физической глиной. В составе ила может быть выделена!
еще фракция коллоидов — частиц мельче 0,0002 мм.

Гранулометрический состав определяется с помощью грануло-
метрического анализа. Существует много методов анализа. Наиболее
употребительные основаны на том, что после взбалтывания с водой
почвы или породы частицы разного размера оседают на дно с различ-
ной скоростью, зависящей при одном и том же удельном весе от раз-
меров частиц. Собирая частицы через разные промежутки времени н
зная скорость их падения, мы можем по формуле Стокса, связывающей
размер частиц с их плотностью и скоростью падения в воде, вычислить
их размер.

Формула Стокса имеет следующий вид:

2	, di — do

v = -ag'r -——.

9 е г) ’

где v — скорость паления частиц в воде, см/сек-,

g — ускорение силы тяжести, равное 981 см/сек1-,
г — радиус частицы;

dj и da — плотности почвы и жидкости, т. е. воды (обычно для!
минеральных почв принимаются равными соответст» ।
венно 2,65 и 1,0 г/смл);

г) — вязкость воды г/см -сек, зависящая от ее температуры]
и изменяющаяся от 0,01301 при 10° С до 0,00895 при '
25° С.	|

Для определения гранулометрического состава навеску почвы |
перед анализом подвергают соответствующей подготовке — разрушают
все почвенные комочки и разъединяют отдельные элементарные ча-|
стицы.
в табл. 6 приведен гранулометрический состав нескольких ма-
теринских пород.

Таблица 6

Гранулометрический состав нескольких рыхлых горных пород

Наименование породы	Содержание злементарных частиц (в % от веса породы)							
	1—0.25 мм	0.25-0.05 мм	0.05—О.01 мм	0.01—  0.005 мм  		0,005—  0.001 мм	0.001—  0.0002 мм	/ 0.0002 мм	Сумма
Кубанская глина ....	0	14	—	20	6	12	48	100
Пензенская покровная	0	2	19	26	4	46	3	ИЮ
Мстиславский лёсс ....	2	12	50	20	4	9	3	1С0
Лисннская	ленточная  глина 		0	0	6	18	48	15	13	100
Лнсннский валунный суг- липок 		18	31	19	6	И	8	7	100
Среднеуральский покров- ный суглинок		1	10	18	9	16	16	30	100
Финляндский флювиогля- циальный песок ....	3	65	30	1	1	0	0	100
Заволжская	сыртовая  глина 		0	1	34	12	12	10	31	100
Казанский боровой песок	10	88	0	2	0	0	0	100

Из данных таблицы видно, что в одних породах преобладают
песчаные частицы (флювиогляциальный песок), в других — пылева-
тые частицы (в ленточной глине). В материнской породе кубанского
чернозема преобладает фракция ила, причем в последней первое
место занимает фракция коллоидов. Среднеуральский покровный
суглинок может служить примером плохо сортированного наноса,
в которой резкого преобладания ни одна фракция не имеет.

Знание гранулометрического состава породы, т. е. процентного
содержания в ней частиц, относящихся к различным гранулометриче-
ским фракциям, позволяет охарактеризовать породу по этому при-
знаку.

В различных породах и почвах разные фракции содержа гея в
Различных количественных сочетаниях. Этим объясняется большое
разнообразие почв и пород в отношении гранулометрического состава.

Для того чтобы можно было различать почвы и породы по гра-
нулометрическому составу, были предложены различные классифика-
ции, основанные на соотношении содержания различных грануло-
метрических фракций. Первая такая классификация — очень простая
была предложена Н. М. Сибирцевым. В основу ее было положено соот-
ношение содержания частиц физической глины и физического песка.

В дальнейшем классификация Н. М. Сибирцева подверглась пере-
работке и усовершенствованию. Важнейшим изменением явилось
Разделение почв и грунтов на группы по содержанию не двух, а трех
тракций, причем была выделена фракция пыли (0,05—0,001 мм).
Так, в классификации Н. А. Качинского (табл 7) основное разделе-
ние произведено по содержанию физической глины, а дополиительЯ
ное — по соотношению содержания фракции песка (1—0,05
пыли (0,05—0,001 л.и) и ила « 0,001 мл). Эти градации основаны!
на том, что во фракцию ила практически целиком попадают все гли-
нистые минералы, а во фракцию крупнее 0,001 мм — почти исклю-
чительно минералы первичные. Выделение фракции пыли весьма целе-
сообразно, так как по многим свойствам эта фракция значительно
отличается от фракции ила. Фракция пыли определяет некоторые не-
благоприятные свойства почвы и оказывает большое влияние на ее
влагоемкость.

Дальнейшее подразделение производится по преобладанию одной
из трех фракций: песчаной (1—0,05 мм), пылеватой (0,05—0,001 мл)
и илистой «0,001 мм). Так, например, если почва содержит 75%
частиц •< 0,01 мм и фракция пылеватых частиц превышает содержа-
ние фракции илистых частиц, она будет называться средней иловата»!
пылеватой глиной.

Таблица 7

Классификация почв и пород по гранулометрическому составу
(no Н. А. Каминскому)

Содержание физической глины (частицы
< 0,01 мм) (в % от веса сухой почвы)

Почвы подзолистого типа почвообразования	Почвы степного типа почвообразо~ 1Ы111ИЯ

Название почв и пород
по гранулометрическому
состав у

>80
65-80
50-65
40—50
30—40
20—30
10—20

5—10
0—5

>85
75—85
60—75
45—60
30-45
20—30
10-20

5—10
0—5

Тяжелые глины
Средние глины
Легкие глины
Тяжелый суглинок
Средний суглинок
Легкий суглинок
Супесь
Связный песок
Рыхлый песок

Как уже указывалось, гранулометрический состав материнском
породы накладывает резкий отпечаток на гранулометрический состай
той почвы, которая на этой породе образуется, вместе с тем, однако!
гранулометрический состав в процессе почвообразования не остается!
постоянным. О том, как он меняется в различных случаях, подроби»
описано во второй части курса, в связи с характеристикой различных
типов почвообразования.

Знание гранулометрического состава пород и почв позволяет
до известной степени предсказывать некоторые их свойства. Таш
чем более глиниста порода, или, как принято говорить, чем она сяжеи
лее по гранулометрическому составу, тем она должна быть более
плотной, более связной, менее водопроницаемой и т. д. И наоборот,
чем более песчана почва или порода, т. е. чем легче она по гранула!
метрическому составу, тем она будет менее связной, менее плотной,
64

более водопроницаемой и т. д. * Однако это правило отражает явле-
ния лишь в самом общем виде. На перечисленные свойства пород и
почв оказывает большое влияние структура. Одна и та же глина в бес-
структурном состоянии может быть совершенно водонепроницаемой,
а при наличии прочной ореховатой или комковатой структуры опа
хорошо пропускает воду.

Высокое содержание в породах и почвах пылеватых частиц спо-
собствует их легкому заплыванию и образованию на их поверхности
корки, которая отрицательно влияет на произрастание растений: при
бо 1ьшой плотности корки всходы сельскохозяйственных культур,
сеянцы древесных пород часто не могут пробиться через нее и гибнут.

Кроме гранулометрического состава почв и пород, различают
еще агрегатный состав. В естественных почвах отдельные минераль-
ные зерна, т. е. отдельные элементарные частицы обычно склеены
в комочки разной величины с поперечником от нескольких миллимет-
ров до тысячных долей миллиметра. Эти комочки и называются агре-
гатами. Агрегаты можно объединить во фракции по размеру. Устанав-
ливая содержание каждой фракции агрегатов в почве, тем самым
определяем ее агрегатный состав. Последний имеет большое значение
для суждения о свойствах почвы, так как многие агрегаты являются
водопрочными и при увлажнении сохраняются в почве, не распадаясь
на составляющие их элементарные частицы.

При агрегатном анализе прибегают к тем же приемам, что и при
гранулометрическом, за исключением подготовки: почвенные комочки
не должны быть разрушены.

Чтобы показать, насколько велика может быть разница между
гранулометрическим и агрегатным составом почвы, обратимся к табл. 8,
в которой приведены данные обоих анализов для верхнего горизонта
обыкновенного чернозема.

Из данных таблицы видно, что элементарных частиц размером
0,25—0 $5 мм в почве содержится всего 1,8%, в то время как агре-
гатов того же размера — 35,5%, т. е. свыше одной трети общего веса
почвы. Обратное соотношение наблюдается для частиц мельче 0,001 мм.
На их долю приходится 35,4%, т. е. свыше одной трети, в то время
как комочков этого размера 2,5%.

Таблица 8

Гранулометрический и микроагрегатный состав верхнего горизонта обыкновенного чернозема (no Н. А. Качинскому)  —								
Состав	Содержание частиц ( % от веса сухой почвы)					
	1—0.25 мм	0,25-0,05  -W-W	0,05—0.01 мм	0,01-0,005 мм	0.005—  0.001 жж	<0,001 мм
Гранулометрический .  ^"Нроагрс: атный . . .  Прои ®ыражеиия егяж вождением тому, ч  а  Ь Родс. Смирнов	ОД) 0,0  ?ЛЫЙ» н <л то глинист	1,8  35,5  егкий» гр<  ые почвы 1	35,2  45,3  жулометр! яжелее дд	10,9  9.1  1ческин со я обработк	16,7  7,6  став обяза и, а песчаг	35,4  2,5  ны своим ые легче.  65
То, что наиболее резкое расхождение в содержании наблюдается
именно в этих двух фракциях, не случайно. Материалом, который
вызывает склеивание отдельных минеральных зернышек и образовав
ние агрегатов, являются именно частицы илистой фракции, т. е.
мельче 0,001 мм. Поэтому при агрегатном анализе они почти все цели-
ком оказываются в более крупных фракциях.

Сопоставляя гранулометрический и микроагрегатный состав,
можно найти объективный численный показатель, который характери-
зует способность почвы образовывать агрегаты. Такой показатель
под названием коэффициента дисперсности (К) был предложен проф.
Н. А. Качинскнм. Его вычисляют путем деления содержания илистых
частиц в почве при агрегатном анализе на их содержание при грану-
лометрическом анализе и умножения полученного частного ма 100.
Для рассмотренного выше чернозема коэффициент дисперсности равен:

Х =	100 = 7,06.

оЭ,4»

Чем выше коэффициент дисперсности, тем более распылена почва
и тем хуже, как правило, ее агрономические и лесорастительные
свойства.

Гранулометрический состав почвы имеет большое агрономиче-
ское и лесоводственное значение и является одним из важнейших
признаков (наряду с генетическими) для качественной оценки земли.
Он оказывает влияние на все свойства почвы — тепловые, водные,
воздушные, физико-химические и биохимические, обеспеченность ра-
стений элементами пищи — и на уровень плодородия в целом. В об-
щей форме можно утверждать, что песчаные почвы менее производи-
тельны, чем суглинистые и глинистые, особенно когда последние
структурны.

Гранулометрический состав должен учитываться при определении
дозы вносимых удобрений, разработке противопожарных мероприятий
в лесу, проектировании состава и способа выращивания лесных куль-
тур и других производственных мероприятий.

минералогический состав пг,чв и пород

Мы уже знаем, что рыхлые горные породы образуются в резуль-
тате выветривания изверженных горных пород и представляют собой,
как правило, смесь продуктов физического и химического выветрива-
ния, т. е. смесь частиц первичных и вторичных минералов. Поскольку
первичные минералы обладают различной устойчивостью против вы-
ветривания, мы вправе ожидать, что в составе рыхлых пород встретим
эти минералы в ином количественном соотношении, чем в извержен-
ных горных породах. Количество видов первичных минералов, встре-
чающихся в изверженных породах, исчисляется многими сотнями.
Число минералов, слагающих основную массу изверженных пород,,
невелико. Содержание того или иного первичного минерала в рыхлым
породах находится в прямой зависимости от его прочности, физиче-
ской и химической. В табл. 9 приведен средний минералогический
состав изверженных и осадочных горных пород.
Средний минералогический состав изверженных и осадочных
горных пород (по Кларку)

Группа минералов	Состав (в % от веса)		
	Изверженные породы	Осадочные породы	
		сланцы	песчаники
	59,5	30,0	11,5
Роговые обманки и пироксены ....	16,8		
Квари		12,0	22,3	66,8
	.3,8		- - -
Глинистые минералы			25,0	6,6
Гетит 	  •	—	5,6	1,8
Карбонаты 		—	5,7	11,1
Прочие минералы		7,9	11,4	2,2
Итого ....	100,0	100.0	100,0

Таким образом, 92% общей массы изверженных пород состоит
всего из четырех групп минералов: палевых шпатов, роговых обманок
и пироксенов, кварца и слюд. Как же ведут себя эти минералы при
выветривании?

Очевидно, что в процессе физического выветривания скорость и
характер разрушения минералов будут зависеть от их механической
прочности: чем больше она, тем меньше будет дробиться данный мине-
рал.

Из указанных четырех ipynn первичных минералов наибольшей
механической прочностью обладает кварц, на втором месте стоят
полевые шпаты, на третьем — роговые обманки и пироксены, на чет-
вертом — слюды. Поэтому мы вправе ожидать, что при физическом
выветрчр^нии эти минералы будут дробиться с различной скоростью,
причем наиболее прочные должны дробиться медленнее и сохраняться,
следовательно, в виде более крупных частиц, а менее прочные должны
Дробиться сильнее и быстрее и переходить в более мелкие грануло-
метрические фракции. И действительно, если мы обратимся к минера-
логическому составу рыхлых горных пород, то найдем подтверждение
этому выводу (табл. 10).

Как видно из данных таблицы, в наиболее крупных фракциях
преобладают прочные минералы — кварц и полевые шпаты. По мере
перехода к более мелким фракциям содержание кварца и полевых
—пэтов уменьшается и увеличивается содержание механически менее
ииеЧНЫХ минералов: роговых обманок и особенно слюд. Распределе-
на Магматических минералов по гранулометрическим фракциям,
ropn^ei,Hoe в табл. 10, может считаться характерным для рыхлых
ческойаГМатиЧескис минеРалы обладают не только различной .механи-
пРочностью, но и различной устойчивостью к химическому
^Г^Риванию.
Таблица 10

Минералогический состав покровного озерногляциального суглинка

Группа мвпералоа	Содержание минерало» (» % от веса)				
	1—0,25 MJN	0,25—0,05	0,05—0.01 мм	0,01-0,006 мм	<0.006 1  ММ
Кварц		86	81	72	63	10
Полевые шпаты		14	12	15	8	10
Слюда		—	—	7	21	67
Роговые обманки 		—.	4	2	5	7
Прочие		—	3	4	3	< 6
Итого . . . .	юн	100	100	100	100

Кварц может считаться минералом почти вполне устойчивым
к химическому выветриванию. Полевые шпаты подвергаются химиче-
скому выветриванию сравнительно медленно. Среди них химически
более устойчивы кислые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин, аль-
бит). Средние и основные (т. е. группа плагиоклазов) отличаются
меньшей устойчивостью, причем тем меньшей, чем выше содержание
в плагиоклазе анортита.

Из слюд наиболее распространены в изверженных породах био-
тит и мусковит. Мусковит — довольно устойчивый минерал, биотит
легче подвергается химическому выветриванию.

Наконец, роговые обманки и пироксены представляют собой ми-
нералы, которые в условиях земной поверхности легко подвергаются
химическим превращениям.

Данные о химической устойчивости важнейших групп минералов
дают более полное представление и о минералогическом составе рых-
лых пород. Очевидно, что рыхлые породы в процессе своего образо-
вания должны обогащаться химически более устойчивыми магматиче-
скими минералами и обедняться химически неустойчивыми. Мы вправе
ожидать, что эти породы наиболее сильней должны быть обогащены
кварцем. И действительно, как следует из данных табл. 10, содержа-
ние кварца во всех фракциях, кроме самой мелкой, весьма велико
и значительно превосходит его содержание в изверженных породах. I
Это же подтверждается данными табл. 9: в обоих приведенных в ней
типах осадочных пород — в сланцах и песчаниках — содержание
кварца значительно выше (около 22 и 67%), чем в изверженных
породах (12%).

Таким образом, рыхлые породы в процессе образования обога-
щаются кварцем и полевыми шпатами. Содержание последних в рых-
лых породах обычно ниже, чем в изверженных, но все же они стоят
на втором месте после кварца, а иногда, как, например, в полевошпа-
товых песках, могут занимать и первое место. Их относительная сох-
ранность обусловливается главным образом механической прочностью,
благодаря которой они сохраняются в виде относительно крупных
частиц. Вследствие крупности частиц химические превращения идуп
меценно. Если минерал раздроблен до частиц мелких размеров, он
быстро подвергается химическому распаду и исчезает. Этим объяс-
няется небольшое содержание в составе мелких фракций полевых
шпатов (см. табл. 10).

Из слюд, как уже отмечалось, биотит выветривается сравнительно
быстро вследствие присутствия в нем закисного железа. Последнее,
окисляясь, способствует разрушению решетки. Мусковит, представ-
ляющий собой первичный слоистый алюмосиликат, несмотря на то,
что он может легко дробиться физически, более устойчив к химиче-
скому выветриванию. Его выветривание заключается главным обра-
зом в постепенной трансформации в различные вторичные слоистые
алюмосиликаты (см. гл. I). 67% слюд в наиболее тонкой фракции
в табл. Ю могут частично включать в себя уже видоизмененные слюды.

До сих пор мы рассматривали гранулометрические фракции песка
и пыли и не касались фракции ила ( < 0,001 леи). Минералогический
состав этой фракции резко отличается от состава более крупных фрак-
ций. Из первичных минералов во фракции ила встречается главным
образом только кварц, который благодаря химической устойчивости
может сохраняться в виде очень тонких частиц. Другие первичные
минералы из числа широко распространенных во фракции ила при-
сутствуют в ничтожном количестве. Зато в этой фракции сосредото-
чивается основная масса вторичных алюмосиликатов — глинистых

минералов — монтмориллонит, каолинит, хлорит, иллитовые мине-
ралы, вермикулит. В эту же фракцию попадают такие минералы,
как гиббсит, гидраргиллит, гетит и им подобные.

Величина равная 0,001 .и.м не является абсолютно строгой грани-
цей между гранулометрическими фракциями, состоящими из первич-
ных минералов, и фракциями, состоящими из вторичных глинистых
минералов. Эта величина разграничивает лишь области резкого
преобладания частиц первичных и вторичных минералов.

" Итак, основная масса рыхлых горных пород состоит, в общем,
из о«.лць небольшого числа минералов. Из группы первичных мине-

ралов к ним относятся кварц, полевые шпаты, слюды и роговые об-
манки, из вторичных — слоистые алюмосиликаты и окиси и гидро-
окиси железа и алюминия. В числе вторичных минералов должны
быть еще упомянуты широко распространенный кальцит, по размеру
своих кристаллов входящий обычно во фракцию пыли, менее распро-
страненный гипс, дающий кристаллы различного размера, и, наконец,
встречающиеся только в засушливых условиях остальные простые
соли (см. гл. I), которые отчасти содержатся в почве и породах в виде
растворов, отчасти выпадают в форме кристаллов различного размера.

Вследствие того что в разных гранулометрических фракциях
реобладают различные минералы, рыхлые породы, подвергаясь сор-
нровке по гранулометрическому составу, сортируются одновременно
пеп° МИнеРал°гическому составу. В песках мы находим в основном
Рвичные минералы, а среди них больше всего кварца и полевых
илиТ0В; в глинах преобладают вторичные глинистые минералы с той
ст * ,Ин°й примесью кварца. И, наконец, различные суглинки пред-
ляют собой смесь первичных и вторичных минералов.
Минералогический состав пород оказывает существенное влия-
ние на лесорастительные свойства почв. Так, например, почвоведом
Таммом было установлено, что причиной плохого роста соснового
леса на песчаных почвах в Южной Швеции является малое содержа-
ние в песке минералов, богатых кальцием (плагиоклазы, роговые об-
манки, авгит, апатит и некоторые другие). В той же местности на поч-
вах, развитых на песках с высоким содержанием этих минералов,
произрастают древесные насаждения, отличающиеся значительно
большей продуктивностью. В среднем Поволжье и Брянской области
на древнеаллювиальных кварцевых песках произрастают чистые
сосняки — боры, а на пермских и глауконитовых смешанных по ми-
нералогическому составу песках возникают сложные сосняки с уча-
стием ели н широколиственных пород. В Брянском лесном массиве
появление даже в нижних слоях почвы глауконитовых песков с фос-
форитами вызывает появление в древостое ели во втором или даже
в первом ярусе.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ И ПОРОД

Основная масса литосферы состоит из небольшого сравнительно
числа окислов (табл. 11).

Таблица 11

Средний химический состав всей литосферы (по Кларку)

0 кислы	Среднее для всей литосферы содержание окислов (в % от весл сухой породы)
S1O,	59.08
Al,О,	15,23
Fe,O,	3.10
FeO	3,72
MgO	3,45
CaO	5,10
Na,O	3,71
K,O	3,11
H,0	1,10
TiO,	1,03
CO,	0.35
Cl	0,045
S	0,049
SO,	0,026
P.O,	0,285
MiiO	0,118
Прочие 		0,297
Итого . . . .	100,0

Десять окислов: SiO2, А14О3, Fe^Oj, FeO, MgO, СаО, Na/), KSO,
H2O и TiO2, в состав которых входит такое же число элементов, со-
ставляют почти 99% общей массы литосферы 1. На долю всех осталь-

1 Если бы состав пород и литосферы в табл. II был представлен не в виде окис-
лов. а в виде алементов, то на первом месте оказался бы кислород, содержание кото-
рого в литосфере достигает почти 50%.
пых элементов приходится лишь около 1 %. Это, конечно, не значит,
что роль остальных элементов невелика. К их числу относятся такие
биологически важные элементы, как углерод, азот, фосфор, сера и др.

Так как рыхлые породы также входят в состав литосферы, то
очевидно, что их валовой химический состав близок к величинам,
приведенным в табл. 11. Чтобы убедиться в этом, рассмотрим химиче-
ский состав нескольких рыхлых пород (табл. 12).

Таблица 12

Валовой химический состав некоторых рыхлых горных пород

Окислы	Содержание окислов (в				% от веса сухоЛ породы)			
	боровой песок	озовый песок	валун* ный СУ* глинок	бсива- лумный сугли- нок	лёСС	безва- лумная глина	ленточ- ная глина	безпа- лунная глина
Si О,	96,24	86,45	76,34	72,86	71,91	67,48	62,66	57,15
А1,О,	2,32	7,61	12,12	10,50	12,70	16,14	18,12	19,68
Fe2O8	0,65	1,22	4,10	4,99	4,98	5,54	6,99	8.77
MfiO	0,15	0.18	0,70	1,80	1,72	1.С6	2,26	2,50
СаО	0,33	0,91	0,76	1,30	1,76	1,63	1,30	0,53
Na, О	Не опр.	1,35	0,63	1,86	1,24	0.98	1,37	1,15
К, О	Не опр.	2,06	2,74	2,28	2.83	3,47	3,36	4,25
Н,О	0,33	0,96	2,72	3,22	3,52	2,22	3,95	4,85
SOs	Не опр.	0,02	Не опр.	0,03	Не опр.	Не опр.	0,08	Не опр.
PjO,	Не опр.	0,04	Не опр.	0.11	0,08	Не опр.	0,01	Не опр.
Сумма . . . .	100,02	100.80	100,11	98,95	100,74	99,12	100,10	98,88
Содержание частиц 0,0| д.м	1,0	—	45,7	45,8	-•	74,7	86,4	—

Данные табл. 12 свидетельствуют о том, что между средним со-
ставом изверженных пород и составом рыхлых пород наблюдается
заметное сходство. И тут и там на первом месте стоит кремнезем, на
втором — глинозем, на третьем — окись железа, за которым следуют
основания: магний, кальций, натрий и калин. Содержание фосфора
серы в тех и в других незначительно.

Однако имеются и существенные различия в составе указанных
поч°Д $О пеРвых, общее содержание кремнезема в рыхлых породах
тн всегда выше, иногда значительно, чем в изверженных, и при
м слабо колеблется. Глинозема в рыхлых породах может быть и
11 меньще, чем в изверженных, и также подвержено сильным
чем °аНИЯм‘ Содержание железа в рыхлых породах обычно ниже,
лых ИзвеРженных, причем нужно иметь в виду, что в анализах рых-
п°зтом°РОД Все желез° представлено в форме Г^Оц без разделения,
’У его нужно сравнивать с суммой окисного (FesO3) и закисного
железа (FeO) в изверженных породах *. Основании магния, каль-
ция, натрия и калия — в рыхлых породах меньше, чем в извержен-
ных, и, наконец, воды в рыхлых породах, как правило, больше.

Различия между рыхлыми и изверженными породами объясняются
следующими причинами. Рыхлые породы обогащены кварцем, почти
вполне устойчивым химически и очень устойчивым физически. В силу
одной только этой причины содержание кремнезема в рыхлых породах
должно быть повышено, а количество остальных окислов относительно
понижено.

Поскольку обогащение кварцем происходит главным образом
в процессе сортировки рыхлой породы при ее отложении, постольку
очень трудно судить о том, что делается со всеми остальными окис-
лами при химическом выветривании, приводящем в конце концов
к образованию рыхлых пород. В таком случае проще всего исключить
кварц и сравнить только бескварцевую часть породы. Однако анали-
зов, допускающих возможность такого сравнения, мало. Возьмем
в качестве примера средний химический состав бескварцевой части
нескольких групп рыхлых пород с севера и северо-запада европей-
ской части СССР, из Швеции и из Финляндии (табл. 13), происхожде-
ние которых связано с деятельностью ледников и послеледниковых
вод. Сопоставим эти данные со средним составом бескварцевой части
изверженных пород Финляндии, которые послужили главным источ-
ником образования рассматриваемых рыхлых пород.

Данные табл. 13 дают совершенно иную картину, чем табл. 12.
В то время как содержание кварца в рыхлых породах сильно ко-
леблется, количество остальных окислов в бескварцевой части оказы-
вается весьма однообразным, несмотря на то, что рассматриваемые
рыхлые породы сильно различаются как по способу происхождения,
так и по гранулометрическому составу (от грубых песков до тяжелых
глин).

Данные табл. 13 дают также возможность составить представле-
ние о том, какие изменения претерпели изверженные породы в про-
цессе химического выветривания и превращения в рыхлые породы.
Степень этих изменений не столь значительна. Валовое содержание
отдельных окислов в бескварцевой части рыхлых пород в общем не
слишком отличается от содержания их в изверженных породах. Следо-
вательно, процесс химического выветривания протекает, если можно
так выразиться, экономно — без больших потерь вещества. Вместе
с тем некоторые небольшие, но отчетливые изменения в составе пород
наблюдаются.

В рыхлых породах содержание силикатного кремнезема несколько
меньше, а окиси кальция значительно меньше, чем в изверженных
породах, следовательно, эти окислы в процессе химического выве-
тривания выщелачиваются наиболее легко. Содержание глинозема,
окиси железа и калия почти во всех случаях в рыхлых породах выше,
чем в изверженных, следовательно, эти окислы либо не теряются

1 На самом деле, конечно, и в рыхлых породах часть железа находится в форме
двухвалентного, а в болотных почвах и в материнских породах даже большая часть
железа может находиться в этой форме. Подробно об этом явлении см. в гл. XII.
Содержание кварца и средний валовой химический состав
бескварцевой части рыхлых горных пород с севера и северо-запада
европейской части СССР, из Швеции и Финляндии и средний состав
изверженных пород Финляндии

——		  Окислы	Средний состав (в % от веса бескварцевой части)				
	извержен- ных пород Финляндии	шведских морен	нескольких песчаных пород севера европейской части СССР	нескольких финляндских гл и я	нескольких глинистых пород с се- веро-яапада европейской части СССР
SiOa енлнкат- няя	57.30	57,96	56,35	53,90	53,15
Al>Oj	20,10	22,10	23,84	23,04	26,12
Ее,О,	6,69	5,20	7,18	7,73	9,07
СаО	4,56	3,56	3,00	3,44	2,02
MgO	2,28	1,65	1,67	3,20	2,49
К,О	4,87	4,97	5,04	3,97	5.84
Na,0	4,20	4,56	3,02	4.72	2,01
Сумма	100,00	100,00	100,00	100,00	100,70
Содержание свободной SiO, (кварца) (в % от веса породы)	25,74	38,42	82,21	26,91	39,53

в процессе выветривания, либо теряются в значительно меньшей
степени, в результате чего и происходит их относительное накопле-
ние Апродуктах выветривания. Окиси магния больше в глинистых
рыхлых породах и меньше в песчаных. Накопление ее в глинах объ-
ясняется новообразованием глинистых минералов, в состав которых
она входит. Накопление окиси калия связано с вторичными слюдами,
в состав которых она входит. Наконец, окись натрия в зависимости
от условий выветривания может или накапливаться, или выноситься
прочь.

Возвратимся вновь к табл. 12. Представленные в ней рыхлые
породы расположены не случайно, а в порядке увеличения содержания
в них глины, т. е. от более легких (песчаных) к более тяжелым (гли-
нистым). И химический состав пород совершенно закономерно изме-
няется по мере изменения гранулометрического состава. Так, с нара-
станием глинистости породы уменьшается содержание кремнезема
н одновременно увеличивается содержание глинозема, железа, окиси
магния, окиси калия и химически связанной воды.

Таким образом, между химическим и гранулометрическим со-
ставом рыхлых пород сиаллитного типа существует определенная за-
нсимость: чем они тяжелее по гранулометрическому составу, тем
Валовой химический состав двух обранюв карбонатного чернозема Молдавии и выделенных из него
гранулометрических фракций (по данным И. А. Крупенникова)
в них меньше кремнезема и тем больше окисей алюминия, железа,
магния, калия и химически связанной воды.

Чем же может быть объяснена такая закономерная зависимость?

Вспомним о связи, существующей между гранулометрическим
и минералогическим составом. .Мы знаем, что в крупных грануломет-
рических фракциях преобладают кварц и полевые шпаты с высоким
содержанием кремнезема, а в тонких — глинистые минералы с низким
содержанием кремнезема, высоким содержанием полуторных окис-
лов, калия и магния и всегда с высоким содержанием химически свя-
занной воды. Естественно поэтому, что чем тяжелее гранулометриче-
ский состав, тем меньше в породе первичных минералов с высоким
содержанием кремнезема и тем выше содержание глинистых минералов
с высоким содержанием полуторных окислов, окиси магния, окиси
калия и химически связанной воды.

Таким образом, мы устанавливаем, что между минералогиче-
ским, гранулометрическим и химическим составом рыхлых пород су-
ществует определенная сопряженность: чем тяжелее порода по составу,
тем меньше в пей первичных и тем больше вторичных минералов (осо-
бенно вторичных алюмосиликатов и свободных гидроокисей), тем
ниже содержание кремнезема и выше содержание химически связан-
ной воды и окисей алюминия и железа, а в породах сиаллнтного
типа — также калия и магния.

Эта же закономерность может быть прослежена при сопоставле-
нии не только химического состава отдельных пород, различающихся
по гранулометрическому составу, но и химического состава отдельных
фракций, выделенных из одной и той же породы. В табл. 14 приведен
пример такого сопоставления для двух образцов чернозема.

Из данных таблицы следует, что при переходе от крупных частиц
к мелким уменьшается содержание кремнезема и увеличивается со-
держание окисей алюминия, железа, магния и калия. Объясняется
это ч.м же, чем и изменение химического состава пород в зависимости
от изменения их гранулометрического состава.
ГЛАВА IV

ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ПОЧВЫ1

Наиболее существенной частью почвообразовательного процесса
является взаимодействие между горной породой и организмами.
Оно заключается, во-первых, в непосредственном обмене веществ
сначала между горной породой, а затем возникающей из нее почвой
и живыми организмами, в числе которых наибольшее значение имеют
зеленые растения и микроорганизмы. Во-вторых, горная порода взаи-
модействует с отмершими организмами. Органические вещества богаты
химической энергией. Последняя в процессе разложения освобож-
дается и в конечном итоге рассеивается в форме тепловой энергии,
выделяющейся при окислительных реакциях.

Однако далеко не вся масса органических веществ сразу и
быстро подвергается полной минерализации до углекислоты и воды.
Часть из них (большая или меньшая —зависит от окружающих условий)
проходит довольно длительный путь превращений, отдельными ста-
диями которого являются более или менее сложные специфические
органические соединения. Эти соединения на тот или иной период
задерживаются в почве и вступают с ее минеральной частью в различ-
ные реакции, представляющие собой характернейшие явления в ходе
почвообразовательного процесса. Некоторые из специфических соеди-
нений обладают способностью к полимеризации — уплотнению своих
молекул, что делает их довольно устойчивыми против микроорганиз-
мов. В результате они накапливаются в почве и могут в ней сохраняться
довольно долго. Эти соединения имеют совершенно особое строение
и обладают некоторыми особыми свойствами. Они получили название
гумусовых веществ-, из них и состоит наиболее важная, наиболее ха-
рактерная часть органического вещества почвы.

1 При написании настоящей главы использованы работы И. В. Тюрина
«Органическое вещество почвы», проф. М. М. Кононовой «Проблема почвенного
гумуса и современные задачи ее изучения», работа Л Н. Александровой «Совре-
менное представление о природе гумусовых веществ и их органоминеральных
производных», В. В. Пономаревой «Теория подзолообразовательного процесса» и др.
Акад. И. В. Тюрин (1892—1962)

Учение о гумусе разра-
батывалось многими отечест-
венными исследователями, из
которых в первую очередь
должны быть названы П. А.
Костычсв, В. Р. Вильямс,
А Г. Трусов, А. А. Шмук,
И В. Тюрин, М. М. Кононо-
ва Л. Н. Александрова и
В В. Пономарева.

КОЛИЧЕСТВО И СОСТАВ
ОРГАНИЧЕСКИХ ОСТАТКОВ

Ознакомление с процес-
сами образования гумуса мы
начнем с рассмотрения коли-
чества органических, по пре-
имуществу растительных, ос-
татков, поступающих в почву
или на ее поверхность.

Первоисточником почвен-
ного гумуса являются органи-
ческие остатки, поступающие
при отмирании живых органи-
змов или их отдельных орга-

нов на поверхность почвы или в ее верхние слои. Остатки могут
быть растительного, животного и микробного происхождения.

Количество органических остатков

Преобладающее значение среди органических остатков имеют
остатки зеленых растений, особенно высших.

Продуктивность основных типов растительности, величина еже-
годного опада и возможное образование гумуса за счет опада пред-
ставлены в табл. 15.

Из данных таблицы следует, что наибольшей биологической про-
дуктивностью характеризуются влажные тропические и субтропиче-
ские леса, затем дубравы, наименьшей — пустыни. Ельники таежной
зоны создают большое количество биомассы. Биомасса нелесных об-
Ластей значительно меньше.

По массе корней на первом месте стоят дубравы, на втором —
•важные тропические и субтропические леса, на последнем — пустыни
тундра. Однако относительная доля корневой массы от общей бно-
"™ссы в лесах невелика — лишь 20—25%; наиболее высока она под
Равянистой растительностью. Большой запас гумуса под травянистой
Р тительностыо в известной степени обязан значительной массе
Биомасса основных типов растительности, ежегодный опад и возможное образование за счет опада гумуса
(по Родину и Базилевич, 1965, и Кононовой, 1968)

Показатель —	Основные типы растительности								
	тундры арктиче- ские	ельники таежные	дубравы	степи умеренно засушли- вые	степи сух нс	пустыни полу- кустар- никовые	саваипы сухие	субтро- пические леса	влажные тропиче- ские леса
яная биомасса, т/га 		5,0	100-330	400	25	10	4.3	26,8	410	500
в том числе корни, т/га		3,5	22,0—73г5	96	20,5	8.5	3,8	11.3	82	90
то же, %	  (егодный опад (надземной массы и	70	22	24  -	82	85	87	42	20	18
сорней), т/га 	  зможиое образование гумусовых	1,0	3,5—5,5	6.2	11,2	4,2	1,2	7.2	21,0	25,0
веществ за счет опада, т/га .... гасы гумуса в почвах в слое	0,3	1,05—1,65	1,95	3,36	1.26	036	2,16	6.3	7.5
100 см, т/га		73	99	215	426	116	62	—	282	—

|	Воронеж,лая  И	область	|	Московская об-  «сть (Петровская  I	лесная дача)	пичество)  Марийская  1	АССР	Спеднес |	Поволжье  !	(Казански, лес-	|	Брянская об-  ласть		—  Архангельская  обл.	но|р<* _ у нм	ЙЖКИХ корней. У лр Так. ч° исследованиям проелвеской области i 29 4 ш га, тонкие кор| нем суходольном лугу Однако данные о масс  Годовой лесной
ё	Сосняк Ельни»	Сосняк	Сосняк- Сосняк Сосняк-	Сосняк-1 Сосняк Ельник кисли Дубняк вый  ОСИННН1 вый	ss ?8*=ж	• а :	X	
ство отмирает. Этот вопрос почти не затронут исследованиями. По дан-
ным А. Я- Орлова, ежегодный опад мертвых тонких корешков в 50-
летнем ельнике составляет не более 0,6 т!га.

О величине ежегодного наземного опада в лесах СССР дает пред-
ставление табл. 16.

Величина лесного опада за счет надземных органов хотя и ока-
зывается в общем довольно постоянной — около 3—6 т!га ежегодно,
но все же она варьирует в зависимости от климатических и погодных
условий года и характера и возраста насаждений.

По многолетним средним данным Эбермайера в лесах ГДР и ФРГ
опад (в т!га) составлял: в дубовых — 4,1, еловых — 4,0, сосновых —
3,7.

Состав органических остатков

В элементарном составе органических остатков важнейшее место
принадлежит четырем элементам: углероду, кислороду, водороду
и азоту. Из этих элементов построены тела растений и животных.

Важнейшими органическими соединениями, встречающимися
в растениях и животных, являются углеводы, лигнин, азотистые ве-
щества, жиры, воска, смолы, дубильные вещества и вещества, образу-
ющие покровные ткани. Кроме органических соединений, в состав
тел растений и животных входят зольные вещества.

Рассмотрим подробно каждую из этих групп веществ.

Углеводы. К группе углеводов принадлежат соединения, весьма
широко распространенные в растителыюм мире. Они могут быть под-
разделены на три группы: моносахариды, дисахариды и полисахариды.
Из них в растительных остатках в большой количестве содержатся
лишь полисахариды, из которых наиболее распространена клетчатка,
или целлюлоза (С,Н10О&)л. Клетчатка входит главным образом в со-
став клеточных стенок и содержится в растительных остатках в боль-
шом количестве. В древесине хвойных и лиственных пород ее 50—
60%, в листьях, хвое и в остатках травянистых растений — 20—40%,
во мхах — 10—15%. В воде клетчатка не растворяется; гидроли-
зуется при нагревании с крепкими минеральными кислотами, распа-
даясь па молекулы глюкозы.

К подгруппе полисахаридов относятся также гемицеллюлозы —j
вещества, сопутствующие клетчатке. Подобно тому как последняя
является полимером глюкозы, так и гемицеллюлозы являются поли-
мерами пяти- и шестиатомных моносахаридов. Принято различать
следующие гемицеллюлозы:

1)	пентозаны—полимеры пятиатомных моносахаридов [(CsHl0Os)n];

2)	гексопентозаны—полимеры пяти- и шестиатомных моноса-
харидов [(С#Н8О4, С,Н1вО5)п];

3)	гексозаны — полимеры шестиатомных моносахаридов
((СЛАН];

4)	полиурониды — производные уроновых кислот [(С,НД)п|.

Гемицеллюлозы составляют от 15 до 30% массы растительных
остатков, причем полиуронидов содержится сбычно лишь 3—5%,
и только в сфагновых мхах их содержание повышается до 15%. Почти
е гемицеллюлозы нерастворимы в воде; при нагревании с разведен-
ными кислотами они гидролизуются до соответствующих моносаха-
ридов

Близки по химическому составу и строению к гемицеллюлозам
пектиновые вещества, которые также постоянно сопутствуют клет-
чатке. Они содержат гексозы и пентозы совместно с уроновыми кисло-
тами. Содержание пектиновых веществ в растениях невелико, но они,
возможно, являются источником образования лигнина.

К группе полисахаридов должен быть отнесен также хитин
(С.»НмОг1М4), который представляет собой аналог клетчатки, но со-
держит азот. Он входит в значительном количестве в состав клеточ-
ных оболочек грибов, а также панцирей ракообразных и насекомых.

Лигнин. Под названием «лигнин» принято понимать группу
высокомолекулярных соединений своеобразного химического строе-
ния, мало отличающихся друг от друга. По элементарному составу
лигнин отличается от клетчатки более высоким содержанием угле-
рода и более низким содержанием кислорода (табл. 17).

Таблица 17

Элементарный состав лигнина, клетчатки и гемицеллюлозы
(в процентах)

Составные элементы	Лигнин	Клетчатка	Гемицеллюлозы
Углерод 		62—69	44,4	45,4
Волопля ..........	5—6,5	6,2	61
Кислород		26—33,5	49,4	48,5

Элементарная формула лигнина — Ci0HlnOs или С^НцО,. Харак-
терно присутствие метоксильных групп — ОС118, содержание которых
в лигнине, выделенном из древесины, может достигать 16—22%,
а в лигнине листьев и хвои — лишь 5—6%.

Jin.HHii входит в состав клеточных стенок в виде пропитываю-
щего вещества. Содержание его в растительных остатках может до-
стигать 30—40%.

Химическое строение лигнина пока еще не вполне ясно. Харак-
терной чертой является наличие бензольных колец, к углеродным
атомам которых присоединяются гидроксильные, метоксильные группы,
атомы водорода и т. д. Бензольные кольца могут соединяться в цепи,
Длина которых не ограничена.

Лигнин образуется в растениях, видимо, из пектиновых веществ
тенетически, таким образом, связан с углеводами.

8 Азотистые вещества. Подавляющая часть азотистых веществ
Растительных остатках представлена белками, или протеинами.
Белки составляют главную часть протоплазмы клеток и их ядер.
Их содержание в разных растениях колеблется в значительных пре
делах:	%

Древесина хвойных н лиственных пород................ 0,6—1.0

Хвоя и листья....................................... 3.5—9,2

Мхи................................................. 4,5—8,0

Солома злаков ...................................... 3,5—4,7

Сеио луговое (в	среднем) ...............................   9,5

Сено степное (в	среднем) ............................... 10.3

Сено клеверное.......................................... 12,6

Сено люцерновое......................................... 14,8

В грибах содержится 10—50% белков, в бактериях — от 40 до
80%. Содержание азота в белках в среднем составляет 16%. Помп
во всех белках содержится сера (0,3—2,4%), а в некоторых — фос
фор (до 0,8%).

Большая часть белков нерастворима в воде, но дает коллоидны!

растворы в щелочах, а иногда в растворах солей.

Коллоидный

харак-

тер белков обусловлен их большим молекулярным весом (от 30 000 до
200 000). Из коллоидного раствора белки можно осаждать спиртом,
эфиром, электролитами. При нагревании до 55—60" С большая

белков свертывается.

При воздействии сильных кислот, а также некоторых фермент!
(или энзимов) белки подвергаются гидролизу — распадаются на ами-
нокислоты. Аминокислоты — органические кислоты жирного или
ароматического ряда, содержащие одну или две группы NH2. Напри-

мер:

CHjCOOH

NH,
Гликоквлъ

CHt—CH*—CHj—CHj—СН—соон
’ I

NH,	NH,

Лизин

Аминокислоты могут быть двухосновными, например аспараги
новая кислота:

СООН-СНв-СН-СООН '

NH,

Образцом аминокислот, содержащих серу (тиоаминокислоты),
является цистеин:

СН,—SH СН-СООН

NH,

Содержание в аминокислотах одновременно карбоксильной (СООН)
и аминной (NH2) групп придает им характер так называемых амфо-
литов, т. е. соединений двоякой — кислотной и основной — при-
роды. Аминокислоты могут благодаря этому соединяться, образуя
цепи молекул. Например, две молекулы гликоколя могут соединяться
так:

о	о сн,-соон

СН,-(/+	CHt- СООН = CH, - й- NH + H/Э

\	I	I

NU,	ОН	HNH	NH,
Именно таким образом аминокислоты и соединены в белковых
веществах, причем цепи могут расти бесконечно, а получающиеся бел-
ковые вещества сохраняют свойства амфолитов.

К числу других азотистых соединений (небелковой природы),
встречающихся в растениях, относятся хлорофилл и алкалоиды.

Жиры и близкие к ним вещества. Содержание жиров в расти-
тельных остатках обычно невелико. Они образуют главным образом
запасные вещества в семенах и плодах. Более высокое содержание
жиров наблюдается в низших организмах — водорослях, грибах и
бактериях.

Элементарный состав жиров отличается высоким содержанием
углерода — 76—79%, водорода содержится 11—13%, кислорода—
10—12%.

По химическому строению жиры представляют сложные эфиры
грехатомного спирта — глицерина (СН2ОП СНОП СН2ОН) и неко-
торых жирных кислот, например пальмитиновой (С1вНмО2), стеари-
новой (С18НзвО2), непредельной олеиновой (СщН-цО..)' и некоторых
других.

При действии щелочей жиры омыляются, распадаясь на свобод-
ный глицерин и жирные кислоты.

Близки к жирам различные воска, выполняющие функции защит-
ных веществ. Они представляют собой сложные эфиры жирных кис-
лот и одноатомных высокомолекулярных спиртов. Содержание их
в растительных остатках также незначительно.

Смолистые вещества. Смолистые вещества могут иметь различ-
ное химическое строение. Так называемая живица, выделяемая хвой-
ными деревьями при поранениях, представляет собой раствор смол
в эфирных маслах — терпенах. Терпены являются непредельными
углеводородами, состав которых может быть выражен формулой
Ск)Н|в. Смолы являются полимеризованными кислородными произ-
водные терпенов типа кислот, спиртов и т. д. Смоляные кислоты,
составЛлющие до двух третей от веса живицы, имеют состав С^ИзиО.,.

Дубильные вещества. Дубильные вещества представляют собой
Довольно многочисленную группу соединений, которые по преиму-
ществу являются производными многоатомных фенолов. Они хорошо
растворяются в воде, легко окисляются; с белками дают нераствори-
мые и устойчивые к гниению соединения.

Дубильные вещества содержатся почти во всех растениях, однако
в низших и в однодольных травянистых растениях их мало. Значи-
тельное количество дубильных веществ содержится в древесине (дуба —
g~'%) и коре некоторых деревьев (ели — 5—16%; сосны — 6—18%;
ивы — 2—15%; каштана—15—27%), а также в полукустарничках
3 семейства вересковых (черника — до 20%, брусника — 7—10%,
толокнянка— 17—21%). В папоротниках и Иван-чае — до 10%.

При отмирании клеток дубильные вещества окисляются и приоб-
ретают бурую окраску.

обе Вещества покровных тканей. В состав покровных тканей (кора,
С[10'?0чка СГЮР н цветочной пыльцы и т. д.) входят суберин, кутин,
Роподленины. Химическая природа этих веществ изучена недо-
статочно. Общим свойством их является большая устойчивость как
по отношению к химическим реагентам, так и по отношению к воздей-
ствию микроорганизмов, благодаря чему эти соединения и состоящие
из них растительные остатки хорошо сохраняются. Сохранение цве-
точной пыльцы в торфяниках и четвертичных наносах позволяет вос-
станавливать картину древней флоры данной местности.

Зольные вещества. Зальными называются вещества, остающиеся
после сжигания растительных остатков. Содержание золы в расти-
тельных остатках меняется в зависимости от вида растения, его воз-
раста, свойств почв и т. д. В среднем оно равно 5% от веса сухого
вещества растительных остатков. Наиболее низкое содержание залы
(1—2%) в древесине деревьев и в некоторых мхах (особенно сфагно-
вых). Листья и кора деревьев содержат 4 6% залы, травянистые ра-
стения — 10—12 и даже до 15%. Количество залы возрастает с увели-
чением содержания в почве усвояемых веществ.

Основную массу золы составляют кальций, магний, калий, нат-
рий, кремнии, фосфор, сера, железо, алюминий, марганец, хлор.
В весьма малых каличествах встречаются в ней «микроэлементы» —
иод, цинк, бор, фтор и др. Почти все микроэлехИенты имеют большое
значение в жизни растений и животных.

Из перечисленных выше наибалее распространенных зольных
элементов в большем каличестве в составе золы растений встречаются
кальций, калий и кремний. В зале древеси лх растений обычно на пер-
вом месте стоит кальцин, в зале травянистых растений — калий.
Содержание кремнезема (SiOs) калеблется от 10 до 70% от веса золы;
особенно много содержится его в зале хвощей.

Содержание фосфора составляет 2—10% от веса золы, в зале
съедобных грибов оно поднимается до 30%. До последнего времени
считали, что в зале растений очень мало глирозема (А1гО3) — 1—2%
и талько в золе плаунов и некоторых растений, живущих на почвах,
содержащих особенно много свободной гидроокиси алюминия (крас-
ноземы Закавказья), находили 20—30% А1гО3. Однако, по данным
Н. П. Ремезова и других исследователей, содержание глинозема в зале
многих древесных пород, произрастающих на самых различных поч-
вах, может превышать 10%.

Зольные элементы входят в состав различных соединений. Так,
калий входит в состав протоплазмы, в виде солей различных органи-
ческих кислот — в состав клеточного сока. Кальций образует кри-
сталлы щавелевокислой соли, он также входит в состав хлорофилла,
фосфор и сера — в состав белков и т. д.

ПРОЦЕССЫ ПРЕВРАЩЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКИХ

ОСТАТКОВ

Отмершие органические остатки (листья, хвоя, ветки, сучья,
куски коры, шишки и пр.) поступают на поверхность почвы или
в почву, в разные ее горизонты (отмирающие корни, микроорганизмы,
дождевые черви и т. п.). Поступив в почву или на ее поверхность,
органические остатки подвергаются различным процессам превраще-
ия. Эти процессы в целом направлены на минерализацию органиче-
ских остатков вплоть до образования углекислоты и воды. Но мы
уже отмечали, что не вся масса органических остатков минерализуется
сразу- Часть их (от */и до */s) превращается в относительно устойчи-
вые гумусовые вещества.

Процессы превращения органических остатков можно объеди-
нить в три группы.

1.	Химические в широком смысле этого слова, т. е. собственно
химические, биохимические, физико-химические и др., совершаю-
щиеся вне клеток живых организмов, преимущественно под влиянием
ферментов, или энзим, оставшихся в органических остатках, и при
участии минеральных катализаторов.

2.	Процессы, протекающие при участии живущих в почве живот-
ных.

3.	Процессы, происходящие под непосредственным влиянием
микроорганизмов.

Все перечисленные процессы совершаются одновременно, тесно
переплетаются друг с другом и взаимно влияют друг на друга, поэтому
определить степень участия каждого из них в процессе превращения
органических остатков в целом довольно трудно.

Процессы превращения органических остатков,
совершающиеся вне клеток живых организмов

В растениях, животных и микроорганизмах имеются разнообраз-
ные энзимы, под влиянием которых происходят различные процессы
обмена веществ и синтеза тех или иных соединений. Энзимы не сразу
теряют активность после смерти организма и являются причиной раз-
личных изменений, происходящих в разлагающихся растительных
остатках^ К числу этих изменений относится окисление некоторых
ароматических соединений. Оно происходит при участии окислитель-
ных ферментов — оксидаз и вызывает побурение и почернение разла-
гающихся остатков. В частности окисляются дубильные вещества,
переходящие в флобафены, имеющие красный цвет, которые в свою
очередь могут быть источником образования гуминовой кислоты, от-
носящейся уже к группе гумусовых веществ. Здесь же должно быть
Упомянуто окисление лигнина в гуминовую кислот)', окисление аро-
матических аминокислот с образованием гумусоподобных веществ
и т. д.

Другую группу явлений, связанных с энзимами, составляют ре-
с Нин соединения сахаров с аминокислотами, дубильных веществ
саха1КаМИ* ®елков с лигнином. Так, реакция соединения между моно-
•|ерастДаМИ И аминокислотамн приводит к образованию черных,
СтвоРимых В в°де соединений коллоидной природы, весьма похо-
РеащНа есгестве,1НЫС гумусовые вещества. Существенной частью этой
Реак]1,И ЯВляется взаимодействие между сахаром и амидной группой,
зоващИЯ МеждУ белками и дубильными веществами приводит к обра-
Микпг ,,еРастворнмых продуктов, устойчивых против разложения
организмами.
Реакция белков с лигнином заключается во взаимном осаждении
белков и лигнина.

Образующийся при этих реакциях продукт — лигнопротеиновыд
комплекс — обладает некоторым сходством с гуминовой кислотой,
что дало отдельным исследователям основание считать эту реакцию
чуть ли нс единственным источником гумуса в почве. Такой взгляд
является крайностью, но несомненно, что все рассмотренные реакции,
взятые вместе, имеют большое значение в создании гумусовых веществ'
Все они способствуют образованию темноокрашенных продуктов
уплотнения и полимеризации, возникающих путем ферментативного
окисления или в результате взаимного осаждения различных соедш
нений.

Некоторые из этих реакций могут ускоряться под влиянием ми-
неральных катализаторов: углекислого кальция, двуокиси марганца,
окиси железа и т. п. Аналогичное ускоряющее влияние может ока-
зывать и активная поверхность почвенных частиц. Таким образом,
хотя все описанные процессы и совершаются вне клеток живых орга-
низмов, но последние, будучи источником ферментов, тем самым ока-
зывают на эти процессы значительное влияние.

Процессы превращения органических остатков,
происходящие при участии живущих
в почве животных

Почва является средой для обитания весьма большого числа
различных животных, начиная от простейших (Protozoa) и кончая
млекопитающими. Большинство животных питается растениями и
растительными остатками, остальные — хищники. Наиболее распро-
странены в почве дождевые черви, многоножки, личинки двукрылых
и жуков, взрослые жуки, моллюски, муравьи, термиты. Число их
на 1 .и2 лесной почвы может достигать нескольких тысяч.

По подсчетам Ю. Чернова, К. Ходашевой и Р. Злотиной биомасса
почвенных беспозвоночных животных изменяется с севера на юг сле-
дующим образом: в почвах тундры — 70, хвойных лесов — 200, ши-
роколиственных лесов — 1000, степи — 250, пустыни — 10 кг'га.

Воздействие живущих в почве животных на растительные остатки
заключается, во-первых, в их измельчении, способствующем более
быстрому разложению, во-вторых, в перемешивании растительных
остатков с минеральной частью почвы и, в-третьих, в биохимической
переработке остатков, которые являются для указанных животных
пищей. Неусвоенная животными часть остатков выбрасывается ими
в виде экскрементов, обогащенных кишечной бактериальной флорой-
В экскрементах органические вещества тесно перемешаны с минераль-
ными частицами, поступившими с пищей. Экскременты почвенных
животных обогащены также доступными формами азотной и зольной
пищи, биогенным кальцитом, что уменьшает кислотность почвы и
улучшает ее структурность.

Особенно велико значение для лесных почв дождевых червей,
весьма энергично размельчающих и перемешивающих с минеральной
ястью почвы растительные остатки. В лиственных лесах часто можно
' «метить, что опавшие листья собраны в небольшие кучки. Под каждой
такой кучкой находится норка дождевого червя.

По наблюдениям Ч. Дарвина, общее количество почвенной массы,
ежегодно пропускаемое дождевыми червями через пищеварительный
канал, может достигать 25 т/га. Как установлено разными учеными,
общее количество органического вещества, поедаемого и перерабаты-
ваемого дождевыми червями ежегодно, доходит до 1 т га. В лесных
ПОчвах дождевые черви перерабатывают от */, до */, и более общей
массы ежегодного растительного опада. В таких случаях лесная под-
стиЛка не накапливается и к концу лета нередко почти вся исчезает.
При этом в почве образуется хорошо выраженный гумусовый гори-
зонт, в котором органическое вещество — гумус тесно связано с ми-
неральной частью почвы. В таких почвах количество дождевых чер-
вей может доходить до 5 млн. на 1 га, а количество их выбросов до
35—40 т/га. Наоборот, в тех случаях, когда почва бедна дождевыми
червями или они вовсе отсутствуют, что имеет место, например, в чи-
стых хвойных насаждениях, слой полуразложившихся растительных
остатков, густо переплетенных гифами грибов, накапливается на по-
верхности почвы. Мощность лесной подстилки может достигать 8—
10 см. По опытам Т. Перель и Л. Карпачевского присутствие дожде-
вых червей повышает скорость разложения опада осины, березы и
липы н 1,5—3 раза.

Многие живущие в почве растительноядные животные поедают
гифы грибов. Из экскрементов этих животных образуется темное
гумусоподобное вещество.

Процессы превращения органических остатков,
происходящие при участии
микроорганизмов 1

ДеяАлыюсть микроорганизмов — наиболее важный фактор в раз-
ложении и превращении органических остатков в почве.

Количество микроорганизмов в почве очень велико. Огромное
количество микроорганизмов в совокупности с обилием корней дает
основание представлять себе почву биокосным телом (В. И. Вернад-
ский,.

Количество живых бактерий в слое почвы 0—25 см доходит до
и даже до 5—7 т/га (0,1—0,2% от веса почвы). Суммарная поверх-
’^ктерий на 1 га гумусового горизонта составляет окаю 500 га

м Мишулин).

Микроорганизмы могут давать нескатько десятков поколений
8 «утки.

ской м ри описании этого раздела главы использованы работы Г. В. Аристов-
поч‘вы к'юГ,,,г)логия подзолистых почв». Н. А. Красильникова «Микроорганизмы
А. в “Висшие растения», Е. Н. Мишустина «Микроорганизмы и плодородие почвы»,
•Почвам f‘aiKHHa ‘Микрофлора почв европейской части СССР». М. В. Федорова
ь^ииая микробиология».
В разных почвах состав и количество микроорганизмов неоди.
каково. Количество микроорганизмов на 1 г гумуса или 1 мг азота
возрастает с севера на юг (табл. 18).

Таблица 18

Количество микроорганизмов в почвах СССР по данным
прямого подсчета методом С. Н. Виноградского
(по Е. Н. Мишустину)

Почка	У го дм	Общее коли честно микро- организмов, млн	
		на 1 г почны	на 1 мг азота
Подзол  Дерново-подзолистая Дерново-подзолистая Чернозем  Чернозем  Серозем  Серозем	Целина 	  Целина 	  Пашня 	  Целина 	  Пашня 	  Целина 	  Пашня		300—600  600—1000  1000—2000  2000—2500 2500—3000 1200—1600 1800—3000	-70  —200  —250  -600  —750  —2000  ~24ОО

Количество микроорганизмов в почве в течение года сильно ко-
леблется. Одновременно происходит изменение состава: весной пре-
обладают грибы, летом бактерии, осенью у-снова грибы. Изменяется
и количество актиномицетов.

Л. В. Рыбалкина и Е. В. Кононенко предложили в почве разли-
чать микрофлору потенциальную и активную. Существенной разницы
в составе потенциальной микрофлоры в разных типах почв нет. Состав
активной микрофлоры, т. е. деятельной при данных условиях суще-
ствования, резко различается в разных типах почв.

Количество и состав микроорганизмов изменяется и в пределах
профиля почвы: их значительно больше в верхних органогенных
горизонтах, особенно в лесной подстилке, и значительно меньше
в нижележащих горизонтах, например в подзолистом, иллювиальном
и почвообразующей породе.

В глинистых и суглинистых почвах микроорганизмы могут про-
никать в иллювиальный горизонт только по корневым ходам, грещн-i
нам, различным канальцам, а внутренние части агрегатов горизонта
нередко остаются стерильными (А. П. Худяков). Только в некоторых
случаях, например в почвах со вторым гумусовым горизонтом, наблю-
дается второй максимум микроорганизмов в гумусово-иллювиальном
горизонте. Здесь образуются скопления железо-марганцевых микро-
организмов и накапливаются гидроокиси железа, марганца и алюми-
ния в форме рудяковых зерен в горизонте А, корочек, прослоев (орт-
занда) и ортштейна в горизонте В.

Количество и состав микроорганизмов неодинаковы даже в пре-
делах одного горизонта. Наибольшее их количество наблюдается
в ризосфере (в десятки раз больше, чем вне ризосферы), т. е. в прикор-
невой части почвы. Здесь происходит и наиболее тесное взаимодей-
ствие между почвой и растением.

В ризосферу микроорганизмы привлекаются корневыми выделе-
иями и опадом корневых волосков, эпидермиса корня и отмирающих
пк’юв микоризы. Специфические корневые выделения разных растений
оказывают селективное влияние на микрофлору, в связи с*чем в ризо-
сфере отдельных видов растений микрофлора может иметь специфи-
ческий состав.

В почве встречаются следующие группы микроорганизмов: бак-
терии, грибы, водоросли, простейшие и ультрамикробы.

Большая часть бактерий принадлежит к гетеротрофным, т. е.
требующим для своего существования готового органического веще-
ства В значительно меньшем количестве встречаются бактерии авто-
трофные, которые в качестве источника энергии используют процессы
окисления некоторых простых химических соединений, образующихся
при разложении растительных остатков. Такими простыми органиче-
скими соединениями являются аммиак, сероводород, окись углерода,
метан и др. Некоторые бактерии могут окислять закись железа.

По своему отношению к кислороду бактерии разделяются на
две группы: аэробные, требующие для своего существования свобод-
ного кислорода, и анаэробные, не требующие свободного кислорода.

Многие микроорганизмы способны перестраивать свой обмен:
изменять аэробное дыхание на анаэробное и переходить от авто
трофного питания к гетеротрофному в зависимости от условий
(Т. В. Аристовская).

Большое значение для развития микроорганизмов имеет реакция
среды. Большинство бактерий предпочитает реакцию, близкую к ней-
тральной.

Из числа грибов, встречающихся в почве, наиболее распростра-
нены плесневые грибы и актнномицеты. Общая масса грибов в почве
часто бывает меньше, чем масса бактерий, но в лесных почвах наблю-
дается нередко н обратное соотношение. Соотношение грибов и бакте-
рий заьуит от состава опада, реакции среды и других условий. В хвой-
ных лесах таежной зоны опад беден азотом и элементами зольного пи-
тания, имеет широкое отношение углерода к азоту и углерода к мине-
ральным элементам, много содержит трудно доступных для бактерий
химических соединений, среди которых имеются и бактерицидные.
Поэтому опад хвойных пород разлагается преимущественно грибами,
являющимися наиболее активными разрушителями труднодоступных
органических соединений. Грибы обладают более мощным фермен-
тативным аппаратом, более разнообразными биохимическими функ-
циями и более экономным обменом веществ, поэтому они способны
Усваивать не только легко доступные соединения, но и более трудно-
доступные. В лиственных лесах,' опад которых благоприятнее для раз-
До^ения, в микрофлоре преобладают бактерии. Точно так же и при
Развитии дернового и черноземного процессов, окультуривании почв
Развивается преимущественно бактериальная микрофлора.

Грибы и актнномнцеты-гетеротрофы и нуждаются в готовом
Рганическом веществе. Будучи в большинстве случаев аэробными
Рганнзмами, они развиваются преимущественно в верхних гори-
Втах почвы. Наиболее благоприятная реакция среды для грибов,
по данным С. Ваксмана, кислая (pH = 4), для актнномниетов — ней-
тральная и слабощелочная (pH = 7,0—7,5). Актиномицеты в почвах
лесной зоны развиты слабо, но разлагая труднодоступные органиче-
ские соединения, в частности гумус, они принимают существенное I
участие в круговороте углерода и азота.

Многие грибы продуцируют органические кислоты и таким об-
разом относятся к кислотообразователям. Так как подзолистые почвы
бедны элементами пищи, то способность грибов продуцировать кислоты
имеет большое приспособительное значение; под воздействием кислот
минералы почвы разрушаются и зольные элементы пищи переходят
в раствор. Это имеет положительное значение для улучшения питания
не только грибной флоры, но и для древесной растительности. Од-
нако сильное подкисление почвы и интенсивное разложение минералов
при сквозном промачивании почвы может привести и к отрицательным
последствиям. В задачу лесовода входит регулировать эти сложные
биохимические процессы различными лесохозяйственными мероприя-
тиями, в частности, регулированием состава насаждений.

Водоросли, встречающиеся в почве, относятся к зеленым, сине-I
зеленым и диатомовым. По численности они могут не уступать грибам.
Поданным Э. А. Штины и Н. Н. Болышева, в 1 г дерново-подзолистых 1
почв насчитывается от 16 000 до 378 000 клеток с биомассой в нес-|
колько десятков и даже до 500 кг'га. Водорослей больше под травя- 1
нистой и меньше под хвойной растительностью. Это автотрофные
организмы, создающие органическое вещество''за счет углекислоты!
воздуха и солнечной энергии, поэтому они являются дополнительным
источником органических остатков в почве. Водоросли могут жить 1
и в более глубоких слоях почвы, куда солнечный свет не доходит. |
В этом случае они ведут себя как гетеротрофы.

Простейшие также встречаются в почве в значительном количе- 1
стве. I лавной пищей для них служат бактерии и отчасти грибы, но
они могут питаться и мертвыми растительными остатками.

Наибольшее значение для разложения и превращения раститель-
ных остатков имеют грибы и бактерии. Как у тех, так и у других нет 1
органов пищеварения. Питательные вещества поступают в них < смо- I
тически через всю поверхность тела, поэтому непосредственным источ- 1
ником пищи для бактерий и грибов могут быть только воднорастворн- |
мые органические соединения, такие как сахара и аминокислоты.
Однако основная масса поступающих в почву органических остатков I
состоит из различных нерастворимых в воде вещества клетчатки^ 1
лигнина, гемицеллюлоз, белков и др. Содержание водорастворимых
веществ в этих остатках обычно весьма невелико. Каким же образом J
микробы могут использовать для своего питания нерастворимые в воде
соединения?

Очевидно, прежде всего эти соединения должны быть черсве-1
дены в растворимое состояние. Микроорганизмы осуществляют этот I
процесс с помощью экзоэнзим, выделяемых ими в окружающую среду. |
Общий характер превращений, которым подвергаются нерастворимые
органические соединения, заключается преимущественно в их гид- I
ролизе. Так, например, клетчатка в процессе гидролиза распадается.!

молекулы глюкозы, белки — на аминокислоты, гемицеллюлозы —
1,3 оответствующие пяти- или шестиатомные сахара и т. д. Продукты
на поЩза обладают общим свойством — растворимостью в воде.
П'-Кому они могут усваиваться микробами, т. е. проникать внутрь
° тет где они подвергаются воздействию эндоэнзим (т. е. внутрен-

НХ те- зим)

Н"Х Часть продуктов гидролиза (обычно не более 25%) расходуется
микроорганизмами на построение их тел, причем из относительно
v ' J-пдх соединений снова синтезируются соединения более сложные:
iLKn гемицеллюлозы и др. Этот процесс в целом называется микроб-
ным синтезом. Другая часть продуктов гидролиза, составляющая
-е эд % их общего количества, расходуется микроорганизмами как
адергетическнй материал, при окислении которого выделяется необ-
ходимая для их жизни энергия. Небольшая часть этой энергии исполь-
зуется ими в процессе микробного синтеза. Остальная, значительно
большая часть рассеивается в пространстве.

Таким образом, процессы распада в количественном отношении
оезко преобладают над процессами синтеза, вследствие чего общее
количество органического вещества значительно уменьшается. Этот
вывод подтверждается опытами П. А. Костычева с разложением степ-
ного сена и листьев дуба. Из 100 г сухой массы степного сена через
6 месяцев осталось 62 г, из 100 г листьев дуба через 8 месяцев — 63 г,

а через год — 48 г.

Рассмотрим, как происходит разложение отдельных органических
соединений, из которых состоит основная масса растительных ост атков.

Клетчатка довольно легко разлагается под влиянием микробов
в аэробных условиях до полной минерализации с образованием угле-
кислоты и воды. При этом может наблюдаться также накопление не-
которых слизистых веществ, но уже не как продуктов распада клет-
чатки, &как продуктов жизнедеятельности бактерий. В анаэробных
условия^ клетчатка разлагается также довольно легко, причем про-
дуктами разложения являются, с одной стороны, масляная и уксус-
ная кислота, с другой — водород и метан. Именно этими процессами
объясняется образование болотного газа, выделяющегося в виде
пузырей со дна болот и водоемов, где происходит анаэробное разло-
жение клетчатки. Газ может быть подожжен. Нередко он самовоз-

горается («болотные огни»).

Гемицеллюлозы разлагаются микроорганизмами в целом легче
и быстрее, чем клетчатка. В аэробных условиях они подвергаются
полному окислению до углекислоты и воды. Однако в то время как
клетчатка при благоприятных условиях быстро исчезает в разлагаю-
щейся массе органических веществ, содержание гемицеллюлоз в ней
пначале быстро уменьшается, а затем становится постоянным или даже
несколько увеличивается. Это объясняется тем, что наряду с разло-
жением гемицеллюлоз, находящихся в отмерших растительных ос-
инах, происходит их синтез в теле микробов.

При анаэробных условиях гемицеллюлозы разлагаются не до
*°Нца При их разложении в большом количестве образуются орга-
“Ческне кислоты — муравьиная, уксусная, масляная.
Лигнин более устойчив против разложения микроорганизмами
но во многих случаях он разлагается довольно быстро, не отставая
от других органических соединений. В некоторых условиях лигнин
разлагается очень медленно, а иногда разложение его совсем прекра-
щается. Эго происходит прежде всего при отсутствии доступа воздуха
В анаэробных условиях не могут существовать актиномицеты и грибы
из числа базндиомицетов — важнейшие разрушители лигнина в при-
роде. Поэтому, например, в торфах часто накапливается большое ко-
личество лигнина. Существенное влияние на разложение лигнина ока-
зывает также температура: при температуре ниже 70’ С лигнин почти
не разлагается. Часть лигнина претерпевает ряд изменений, в резуль-
тате которых образуются гумусовые вещества. Эти изменения заклю-
чаются главным образом в окислении и дегидратации (потере воды),!
При этом уменьшается число метоксильных групп и, наоборот, увели-
чивается число фенольных, появляются карбоксильные группы.
Совокупность этих изменений, объединяемых под общим названием
гумификации, приводит к превращению лигнина главным образом
в гуминовую кислоту. В химическом строении гуминовой кислотЗ
и лигнина имеется много общего, что подтверждает вероятность об-
разования первой нз второго. Однако указанный путь не явля-
ется единственным путем образования гуминовой кислоты в почве,,
равно как далеко не весь лигнин превращается в гуминовую кис*
лоту.

Жиры разлагаются в почве как под влиянием бактерий, так и
под влиянием грибов. Под влиянием фермента липазы жиры подвер-
гаются гидролизу с образованием глицерина и свободных жирных кис-
лот. В аэробных условиях все эти продукты довольно легко подвер-
гаются полному окислению. При затрудненном доступе кислорода
жирные кислоты разлагаются с трудом,' могут накапливаться и, ча-
стично окисляясь, давать начало образованию битумов — сложных]
высокомолекулярных органических соединений, напоминающих гу-
мусовые вещества.

Воска, смолы и дубильные вещества в аэробных условиях разла-
гаются достаточно легко и быстро, хотя и несколько медленнее, чем,
например, клетчатка. В анаэробных условиях воска не разлагаются
совсем, а смолы полимеризуются и уплотняются, причем и те и другие
дают начало опять-таки образованию битумов. Содержание последних
в торфах может достигать 20%.

Белки, поступающие в почву в составе растительных остатков,^
разлагаются чрезвычайно легко. Первая стадия распада, идущего 1
под влиянием фермента протеазы, — гидролиз белков с образованием
свободных аминокислот. Часть аминокислот используется микро- |
бами на построение их тела и превращается, таким образом, снова
в белки. Другая часть может подвергнуться дальнейшему разложениям
с отщеплением азота в форме аммиака. Этот процесс называют аммо-
нификацией. Он вызывается различными микроорганизмами. Его
можно представить следующими схемами:

R CH(N HJCOOH 4- О, = R СООН + СО, + NH,

92

ИЛИ

R CH(NH,)COOJ I + НгО = R СН(ОН)СООН + NH3

о__радикал соответствующей аминокислоты.

ГДС Таким образом, при аммонификации кроме аммиака образуется
тветствсющая органическая кислота, или оксикислота. Аммиак
С< почве в обычных условиях не остается в чистом виде, а немедленно
Вч.1иняется с имеющимися всегда в почве кислотами — угольной,
органическими и др., образуя соли аммония, например:

2NH, + СО, + Н,0 - (NH4)2COs

Дальнейшие превращения азотистых соединений мы рассмотрим
ниже, в главе о круговороте азота.

Некоторые продукты распада белков, главным образом арома-
тические аминокислоты, окисляясь и полимеризуясь, могут под-
вергаться гумификации и, следовательно, давать начало образованию
темноокрашенных гумусовых веществ. Возможно, что особое значе-
ние н этом случае имеют белковые соединения, которые образовались
в результате микробного синтеза. Как уже упоминалось, гумусовые
вещества могут быть и результатом соединения белковых и дубильных
веществ, или белковых и лигнина.

Зольные вещества при разложении растительных остатков осво-
бождаются в форме различных органических и минеральных соеди-
нений. Кальций, магний, калий и натрий освобождаются по преиму-
ществу в виде солей различных органических кислот, в дальнейшем
по мере окисления переходят в соли угольной кислоты. Сера и фос-
фор, содержащиеся главным образом в белках, в процессе превраще-
ния частично усваиваются микробами и снова возвращаются в состав
белков,.Частично окисляются вплоть до образования анионов серной
и фосфорной кислот (SOj н POJ ). Кремнезем освобождается в форме
растворимых в воде соединений — частично в виде ортокремневон
кислоты HjSiOj и частично в виде коллоидного гидрата.

Общий характер превращения органических остатков

Превращения органических остатков представляют собой, как
мы видели выше, совокупность различных процессов. Эго и процессы
Разложения различных органических веществ, при которых они рас-
падаются на более простые соединения, в дальнейшем способные под-
огнуться полной минерализации вплоть до образования углекислоты
и воды. Это и синтез более сложных органических соединений из бо-
дее простых (микробный синтез), идущий одновременно с процессами
Разложения. И, наконец, в почве идут синтетические процессы и иного
Характера, в результате которых продукты разложения подвергаются
Частичному окислению, полимеризации, уплотнению, соединению
Друг с другом; в итоге в почве образуются совершенно новые вещества,
'1е содержащиеся ни в исходных органических остатках, ни в продук-
ах Микробного синтеза. Совокупность явлений, относящихся к послед-
ней категории, и носит по преимуществу название процессов гумифи-
кации. М. М. Кононова дает следующую схему процессов гумификации:

Поликонденсация (поли-
меризация) гумусового
вещества	д

Процессы гумификации идут, видимо, вне клеток микроорганиз
мов. Но в синтезе специфических гумусовых высокомолекулярных
соединений микроорганизмы участие все же принимают. Особое зна-
чение в этом отношении имеют, по-вндимому, окислительные фер-
менты, действующие как биокатализаторы. Гумусовые вещества
могут в свою очередь разлагаться микроорганизмами, но значительно
медленнее, чем другие органические соединения, в силу чего они и
накапливаются в почве.

В анаэробных условиях может развиваться процесс, близкий
к процессу гумификации. Он приводит к образованию битумов (глав-
ным образом за счет превращения жиров, восков и смол) и называется
процессом битуминизации.

Совокупность всех перечисленных процессов и их взаимоотно-
шения можно представить в виде следующей схемы, предложенной
И. В. Тюриным (рис. 11).

На накопление органического вещества влияет состав исходных
растительных остатков. Наиболее быстро разлагаются такие водо-
растворимые соединения, как сахара и органические кислоты, мед-
леннее разлагаются клетчатка и гемицеллюлозы. Еще медленнее
разлагаются лигнин, причем чем больше лигнина, тем медленнее
разлагается целлюлоза. Замедляющее влияние на разложение дру-
гих соединений оказывают также и дубильные вещества. Азотистые
вещества разлагаются быстро, но если их содержится в растительных
остатках мало, то разложение других органических соединений будет
задерживаться, так как для микробов не хватит азота. Таким обра-
зом, чем больше в растительных остатках лигнина, смол, дубильных
веществ и чем меньше азота, тем медленее пойдет разложение и тем
больше будет накапливаться полуразложившихся органических ос-
татков.

Другим существенным фактором, влияющим на скорость разло-
жения растительных остатков, являются внешние условия: влажность,
доступ воздуха (аэрация) и температура.

Сухие, например воздушно-сухне, растительные остатки почти
не поддаются разложению и никаких других процессов превращения
р них также не происходит. С увеличением влажности они начинают
разлагаться. При малой влажности разложение идет очень медленно.
В этих условиях могут преобладать физико-химические явления, ве-
дущие к гумификации. Именно по этой причине в черноземах наблх-

Рис. II. Схема превращения органических остатков (по И. В. Тюрину)

Дается большое накопление гумуса. Энергичное разложение органи-
ческих веществ в черноземах может идти лишь весной и отчасти осенью,
в то время' как летом почва сильно пересыхает, вследствие чего раз-
ложение замедляется, а гумификация может продолжаться.

Увеличение влажности ускоряет разложение лишь до известного
предела (до 60—80% от полной влагоемкости), за которым начинается
снижение скорости разложения. Причиной снижения, однако, яв-
яется не увеличение влажности, а то обстоятельство, что при высо-
те влажности затрудняется доступ воздуха в разлагающуюся массу
•’•Отельных остатков, т. е. начинают создаваться анаэробные ус-
®ия. Анаэробное разложение идет значительно медленнее, чем аэ-
|(°°иое Кроме того, анаэробное и аэробное разложения различаются
0 составу образующихся продуктов разложения.
При аэробном разложении, когда процессы окисления совер.
шаются свободно, происходит обильное образование углекислоты
и воды, т. е. конечных продуктов полной минерализации. Промежу-
точные продукты, например различные органические кислоты, це
накапливаются, а образовавшись, сейчас же разлагаются. Гумифи-
кация, поскольку она связана с окислением, идет при этом довольно
энергично, хотя обильный доступ кислорода не способствует накопле-
нию гумусовых веществ.

При анаэробных условиях процессы окисления подавлены. Среди
продуктов анаэробного разложения преобладают поэтому неокнелен-
ные или недоокисленные соединения, например СН4, H..S. Наряду
с ними образуется ряд органических соединений (особенно органиче-
ских кислот), накопление которых настолько угнетающе действует
на микроорганизмы, что деятельность их нередко прекращается или
во всяком случае подавляется, и дальнейшее разложение органиче-
ской массы, естественно, приостанавливается или по меньшей мере
сильно замедляется. Гумификация при этом также подавляется, и
происходит лишь битуминизация жиров, восков и смол. В этих усло-
виях образуется и накопляется торф, представляющий собой массу
слабо разложившихся растительных остатков, сохранивших перво-
начальную форму.

Как уже говорилось выше, на скорость разложения органиче-
ских остатков оказывает влияние температура окружающей среды.
При температурах ниже 0° С микробиологические процессы затухают.
С повышением температуры они начинают идти с нарастающей ско-
ростью до известного предела, различного для разных групп и видов
микроорганизмов, но в большинстве случаев до 35° С. Дальнейшее
повышение температуры приводит к снижению активности соответ-
ствующей группы микробов, а следовательно, и вызываемых ею про-
цессов. При этом наибольшее ускорение процесса при повышении
температуры наблюдается главным образом в начальных стадиях раз-
ложения органических остатков. На более поздних стадиях скорость
разложения становится более или менее независимой от влияния
температуры.

Весьма большое влияние на скорость разложения растительных
остатков оказывают не только степень, но и условия увлажнения.
Этот фактор имеет совершенно исключительное значение в ходе почво-
образования, поэтому мы остановимся на его рассмотрении несколько
подробнее.

Мы уже видели, что на скорость разложения оказывает большое
влияние величина влажности разлагающейся массы. Теперь выясним
влияние подвижности влаги на ход разложения. Ответ на этот вопрос
дают опыты проф. С. П. Кравкова. Первый опыт показал, что по мере
разложения органических остатков (дубовых листьев) количество
зольных элементов, способных переходить в раствор, возрастает по-
степенно. Исключение составляют СаО и MgO. Их растворимость уже
к концу первого месяца разложения дошла почти до 100%. Однако
в дальнейшем, когда растворимость всех остальных окислов про-
должала нарастать, растворимость СаО и MgO резко упала и по про-
шествии четырех месяцев сделалась равной лишь нескольким про-
центам (3—9%). Чем же объясняется такое уменьшение их раствори-
мости?

Кальций и магнии, освободившиеся в начале разложения, в даль-
нейшем вступили в соединение с различными продуктами разложе-
ния. преимущественно органическими кислотами, образовав с ними
нерастворимые в воде соли. Тем самым нейтрализовались образовав-
шиеся кислоты, а СаО и MgO закрепились в разлагающейся массе,
причем количество воднорастворимых органических соединений, обра-
зовавшихся при разложении, было очень небольшим.

Во втором опыте, когда разложение листьев сопровождалось их
периодическим промыванием, растворимость минеральных окислов,
кроме СаО и MgO, нарастала крайне медленно. Это свидетельствовало
о том, что и разложение листьев шло весьма медленно. В то же время
растворимость СаО и MgO, как и в первом случае, по прошествии уже
первого месяца оказалась равной почти 100%. А так как разлагаю-
щаяся масса листьев периодически промывалась, то уже к концу пер-
вого месяца кальций и магний почти нацело были выщелочены из
разлагающейся массы, и дальнейшее разложение шло в их отсут-
ствие. В потере разлагающейся массой щелочноземельных оснований
н нужно искать причину замедления разложения.

Дело в том, что разложение органических остатков сопровож-
дается образованием большого количества органических кислот
как обыкновенных, например масляной, уксусной, щавелевой, муравь-
иной, так и особых, гумусовых. Накопление кислот влечет за собой
усиление кислой реакции, которая подавляет дальнейшую деятель-
ность микроорганизмов, а следовательно, замедляет и дальнейшее
разложение органических остатков. В первом опыте кислоты нейтра-
лизовались щелочноземельными основаниями, остававшимися в раз-
лагакнкЧйся массе, и их угнетающее действие на микроорганизмы па-
рализовалось. Во втором варианте основания были выщелочены из
разлагающейся массы в самом начале разложения. В силу этого об-
разовавшиеся кислоты оставались в свободном состоянии, повышали
кислотность разлагающейся массы и тем самым замедляли дальней-
шее разложение. В этом случае С. П. Кравков констатировал обра-
зование большого количества различных воднорастворимых органиче-
ских соединений, преимущественно кислотного характера, предста-
вляющих собой промежуточные продукты распада органических
остатков, которые в условиях сильнокислой среды не имели возмож-
ности полностью минерализоваться.

Таким образом, из опытов С. П. Кравкова вытекает весьма важный
нывод: на характер, направление и скорость процесса разложения
Растительных остатков существенное влияние оказывает соотношение
Между скоростью разложения н скоростью выщелачивания разлагаю-
щихся органических остатков, особенно на первых стадиях разложе-
',,я- Чем больше скорость разложения и чем меньше скорость выщела-
Ивания, тем разложение в целом идет быстрее, полнее минерализа-
Щ1я, меньше образуется промежуточных недоокисленных органиче-
КИх соединений кислотной природы, ближе к нейтральной реакция

4

Роде. Смирно*

97
возникающего раствора, менее кислым получается образующийся
при этом гумус.

Опыты С. П. Кравкова дают возможность понять также, в чем
выражается влияние состава и содержания золы в растительных
остатках на их разложение. Чем богаче они золой и чем больше в золе
оснований, тем, при прочих равных условиях, полнее будут нейтра-
лизоваться и закрепляться в разлагающейся массе продукты превра-
щения растительных остатков. Растительные остатки, бедные основа-
ниями, будут давать в процессе превращения больше свободных ор-
ганических (уксусной, масляной, щавелевой и др., а также перегиай-
ных) кислот.

Содержание и состав золы зависят как от характера растнтелы
ности, так и от характера материнской горной породы, поэтому пос-
ледние также оказывают влияние на состав и свойства образующегося
гумуса. Так, например, по исследованиям Б. Д. Зайцева (табл. 19),
степень ненасыщенности лесных подстилок, являющаяся мерилом их
кислотности, оказывается наибольшей под еловыми насаждениями,
меньшей под сосновыми и еще меньшей под лиственными. Вместе с тем
под любым насаждением она меньше на породах, богатых обменными
(т. е. легкодоступными для растений) основаниями, и больше на по-
родах, бедных ими.	,

Таблица 19

Влияние древесной породы и состава почвообразующей горной породы
на химические свойства лесных подстилок на подзолистых почвах-
Спо Б. Д. Зайцеву)

	Насаждения	Содержание обменных катиошп' п лесных подстилках (в ли-зкв на 100 г органического веще ства)				Степень * iienai мще!г> пости лесной н«Д‘»ИЛК1Г, %
		Са’Ь	м«’	Нт	Сумма	
В	насаждениях на почвообразующих породах, бедных обменными осно- ваниями:  еловые		20,5	3,3	23	51,8	54
	сосновые		25,5	9,2	23	57,7	40
	лиственные		32,5	7,5	18	58,0	31
в	насаждениях на почвообразующих породах, богатых обменными осно- ваниями:  еловые		46,5	13,3	16	75,8	21
	сосновые			42,5	Г2Д	10	65,0	15
	лиственные		83Д	20,8	8	1123	7

Материнская порода может влиять и непосредственно на разложе-
ние растительных остатков. Попадающие в почву корни растений, а так-
же те части поверхностного опада, которые смешиваются с минеральной
частью почвы различными животными, особенно дождевыми червями,
в процессе разложения могут непосредственно вступать в соприкосно-
вение с минеральными частицами почвы и нейтрализоваться содержа-
щимися в ней основаниями. Отсюда, чем богаче материнская порода
почва основаниями, тем менее кислой бывает реакция образующегося
£«уса, и наоборот.

- следовательно, в зависимости от условий скорость разложения
оганнческих остатков может быть весьма различной, поэтому и коли-
чество накапливающегося в почве гумуса также будет различным.
• Общее количество гумуса в почвах колеблется в широких преде-
лах Ниже приводятся данные И. В. Тюрина о запасе органического
уипёства в метровой толще почв разного типа (т га):

1ИПИЧНЫС сероземы...................................................... 80

Светло-каштановые почвы................................................. 120

Темно-каштановые почвы ............................................    250

Предкавкязскнс черноземы ............................................. 390

Обыкновенные черноземы................................................ 450

Мощные (тучные) черноземы ............................................ 760

Выщелоченные черноземы................................................ 555

Темно-серые лесные почвы и оподзоленпые	черноземы..................... 475

Серые оподзоленпые почвы ............................................  230

Подзолистые лесные (включая подстилку)	почвы......................... 110

Красноземы влажных субтропиков........................................ 300

Перегнойно-карбонатные почвы лесных	областей (рендзииы)................. 150

Для сравнения можно указать, что запас торфа в метровом слое
достигает 750 т'га.

Из приведенных данных видно, что наибольшей величины запас
гумуса достигает в мощных тучных черноземах, где количество корне-
вых остатков очень велико, а период быстрого разложения ограничи-
вается весной. По мере продвижения от полосы мощных черноземов
к югу запасы гумуса в почве уменьшаются, что объясняется главным
образом уменьшением растительной массы при переходе к более засуш-
ливы\\климатическим условиям.

Уменьшение запаса гумуса наблюдается также и при переходе
от полосы мощных черноземов к северу. В данном случае решающее
значение имеет увеличение влажности, а вследствие этого увеличение
скорости разложения растительных остатков. В торфяниках снова
наблюдается значительное увеличение запаса органического вещества,
обусловленное уже избыточных» увлажнением, препятствующим до-
ступу воздуха и снижающим вследствие этого скорость разложения.

Накопление известного запаса гумуса в почве требует значитель-
ного времени. Судя по немногим имеющимся в литературе данным,
полученным радиоуглеродным методом, продолжительность формиро-
вания запаса гумуса в серых лесных и черноземных почвах исчисляется
сотнями и тысячами лет, поэтому гумус необходимо использовать при
"Мращиванин сельскохозяйственных культур и лесонасаждении эко-
номно, не допуская его интенсивного разложения.

Из сказанного выше о превращениях в почве органических остат-
ков можно заключить, что химический состав органического вещества
У)*<ВЬ| в целом должен быть весьма сложным. В нем можно выделить
*1ыРс группы соединений, различающихся по происхождению:
Hv гумусовые вещества, представляющие ^обой наиболее характер-
У и специфическую часть органического вещества почвы;
2)	соединения, возникшие в процессе микробного синтеза и входя-
щие в состав живых, а также мертвых, по еще не разложившихся
микроорганизмов;

3)	органические соединения, входящие в состав неразложившихся
растительных и животных остатков; их особенно много в лесных под-
стилках и торфах;

4)	промежуточные продукты разложения соединений, входящих
в две предшествующие группы.

химический состав гумуса

Гумусовые вещества обычно составляют от 80 до 90% общего ко-
личества содержащегося в почве органического вещества.

Изучение гумусовых соединений представляет весьма большие
трудности, поэтому сведения об их составе, свойствах и происхождении
остаются пока неполными. За последние годы благодаря трудам преиму-
щественно советских ученых познание природы гумусовых веществ
значительно продвинулось вперед.

Среди гумусовых веществ различают три главные группы соедине-
ний: 1) гуминовые кислоты, 2) фульвокислоты (именовавшиеся ранее
креповыми и апокреповыми), 3) гумин и ульмин, и.ти гумусовые угли.
Каждая группа объединяет очень близкие посоставу, строению и свой-
ствам соединения. Все гумусовые вещества являются высокомолеку-
лярными соединениями циклического строения, содержащими азот,
и имеют кислотную природу.

Гуминовые кислоты изучены лучше других. Их эле-
ментарный состав не вполне постоянен. Содержание углерода в гуми-
новых кислотах составляет от 52 до 58%, водорода — от 3,3 до 4,8%,
азота — от 3,6 до 4,1 % и кислорода — от 34 до 39%. При переходе от
северных лесных почв к южным степным уменьшается оводненность
и понижается окисленность гуминовых кислот и повышается содержа-
ние углерода.

Постоянным компонентом гуминовых кислот является азот. Часть
его представлена продуктами глубокого распада белков — амино-
кислотами, находящимися в непрочной связи с ядром гуминовой
кислоты. Другая часть азота связана с ядром прочно./.Наличие в
составе гуминовых кислот прочно связанного азота позволяет допус-
тить, что эти кислоты являются продуктами конденсации полифенолов,
источником которых служат дубильные вещества и лигнин с амино-
кислотами.

В группе гуминовых кислот выделяются бурые гуминовые кис-
лоты, находящиеся в почве преимущественно в свободном состоянии,
и черные, которые образуют соли с кальцием и магнием. Бурые гуми-
новые кислоты называют еще ульминовыми. Они имеют менее конден-
сированное ядро и более подвижны.

По химическому строению гуминовые кислоты представляют со-
бой настоящие органические кислогы, т. е. соединения, в состав кото-
рых входят карбоксильные группы (СООН). Таких групп в молекуле
гуминовых кислот содержится четыре, т. е. последние являются четы-
100
основными; молекулярный вес их около 1400. Кроме карбоксиль-
РсХСК гуминовые кислоты имеют три — шесть фенольных групп (ОН),
ИЫХ’цчные и вторичные спиртовые группы (ОН), а также метоксильные
П<Х2Н ) и карбонильные (СО) группы. В состав ядра молекул гу.мино-
кислот входят бензольные кольца.

Гуминовые кислоты в свободном виде представляют собой черный
Ияестяший порошок игольчатого или зернистого строения. При обра-
ботке водой они дают слабые коллоидные растворы буроватого цвета.
Со щелочными катионами — натрием, калием, аммонием, литием —
гуминовые кислоты дают соли, легко растворяющиеся в воде с обра-
зованием истинных, т. е. молекулярных, растворов. Такие растворы
в тонком слое прозрачны, бурого цвета, а в толстом слое непрозрачны
и черного цвета. С двухвалентными катионами кальция, бария, магния
и др-. а также с трехвалентными катионами железа и алюминия гуми-
новые кислоты дают соли, нерастворимые в воде.

фульвокислоты, по данным И. В. Тюрина и В. В. Поно-
маревой, представляют собой настоящие органические кислоты, отно-
сящиеся к группе оксикарбоновых кислот, содержат азот. Элементар-
ный состав фульвокнслот из подзолистой почвы, по данным В. В. По-
номаревой, следующий: углерода 45,3%, водорода 5%, кислорода
47,3%, азота 2,4%. Таким образом, содержание углерода и азота
в фульвокислотах значительно ниже, а кислорода — значительно
выше, чем в гуминовых кислотах. Они имеют те же функциональные
группы (карбоксильные, фенольные и др.), что и гуминовые кислоты,
по ядро фульвокнслот имеет менее выраженное ароматическое строение,
а боковых радикалов у них больше, чем у гуминовых кислот. Они
менее конденсированы и имеют более простое строение. Фульво-
кислоты способны разрушать минералы, образовывать комплексные
и вну~<икомплексные соединения с полуторными окислами и играют
существенную рать в подзолообразовании.

Фульвокислоты могут быть разделены на группы крепо-
вых и апокреновых кислот по признаку растворимости в воде бариевых
сатей первой группы и нерастворимости — второй.

Эквивалентный вес фульвокнслот при определении его по их
кальциевым сатям равен 160, т. е. вдвое ниже, чем у гуминовых кислот.
Свободные фульвокислоты не способны к диффузии через пергамент,
что указывает на их коллоидный характер. Степень диссоциации
Фульвокнслот значительно выше, чем гуминовых кислот. Соли фульво-
кислот со. щелочноземельными металлами — кальцием и магнием—
растворимы в воде. С алюминием и железом фульвокислоты дают
соединения, нерастворимые в воде при нейтральной реакции, но
Растворяющиеся при кислой или щелочной. В почве фульвокислоты
находятся, видимо, в связи с гуминовыми кислотами, образуя с ними
Г*Дииення типа сложных эфиров. В гумусово-иллювиальных гори-
•®wrax некоторых подзолистых почв фульвокислоты закреплены в
форме соединений с железом и особенно алюминием.

У м и н и ульмин изучены наиболее слабо. Они представляют
е самую инертную часть почвенного гумуса, не переходящую
Раствор при обычных методах воздействия (слабые растворы угле-
кислых или едких щелочей на холоду). Согласно исследо.
ваниям И. В. Тюрина, гумин представляет'собой сложный комплекс 1
в состав которого входят гуминовые кислоты и фульвокислоты, соедцЗ
ненные по типу сложных эфиров. Значительная инертность гумина
и ульмина объясняется их прочной связью с минеральной частью
почвы, особенно с частицами глинных минералов, а также, возможно 1
высокой степенью уплотнения (конденсации). Кроме того, в эту жЗ
фракцию органического вещества могут входить некоторые наиболее]
стойкие соединения исходных растительных остатков, например субе-1
рин, кутины, спорополленины. В лесных почвах (поскольку в лесу]
нередко бывают пожары и огневая очистка лесосек) сюда же могуи
относиться и частицы древесного угля.	Я

В состав почвенного гумуса могут входить битумы. Все битумы
растворяются в органических растворителях: спирте, бензоле и др..
С химической стороны битумы представляют собой, видимо, совокуп-
ность жиров, высокомолекулярных жирных кислот, восков И СМОЛ.1
Содержание их в почвенном гумусе обычно очень незначительное j
2 4 " от общего содержания гумуса — и только в заболоченных поч-
вах повышается до 10—20%.

• Кроме гумусовых веществ и битумов, в состав органического
вещества почвы, как мы уже говорили, входят и" некоторые другие
соединения растительного, животного и микробного происхождения.
Из этих соединений некоторое количественное значение имеют лигнин,
гемицеллюлозы (частично как продукт микробного синтеза, частично,
возможно, как продукт физико-химических реакций), азотистые ве- ’
щества — белки (микробного происхождения). Наконец, в весьма
малом обычно количестве могут находиться низкомолекулярные
продукты распада: сахара, жирные кислоты, аминокислоты и др.
Однако суммарное содержание всех этих соединений обычно не превы-
шает 20% общего содержания гумуса.

Состав гумуса в почвах разных типов неодинаков. Наиболее
ярким показателем их различия является содержание в гумусе гуми-
новых кислот и соотношение между гуминовыми кислотами й фул'ьво-
кислотами.

По данным М. Кононовой и Н. Бельчиковой (1951), в лесной
сильноподзолистой почве отношение гуминовых кислот к фульвокисло- 1
там в горизонте А2 равно 0,56%, в горизонте А! дерново-подзолистой
лесной оно составляет 0,79%, в темно-серой лесной — 1,11%, в обык-
новенном целинном черноземе — 1,6%, в темно-каштановой (залежь) —I
лоо'* В светлом сероземе (пашня) — 0,7% и красноземе из-под леса — |

Приведенные цифры подтверждают закономерности, установлен-
ные акад. Тюриным: по мере перехода от северных подзолистых почв
к южным черноземам и каштановым содержание гуминовых кислот
нарастает, в то время как содержание фульвокислот несколько падает. I
В результате отношение содержания первых ко вторым в том же на-
правлении значительно увеличивается. Напомним, что в том же направ-
лении изменяется и состав гуминовых кислот: в них увеличивается |
содержание углерода и уменьшается степень окисленности. Для почв 1
102

Г Ш1ИВЫХ областей, кроме того, характерно высокое содержание
8’0^11тВа1> образование гумуса представляет собой совокупность ряда
пгических процессов. Эти процессы могут быть объединены в две
б“ ные группы- процессы распада исходных органических соединений
гЛ папессы синтеза новых, высокомолекулярных гумусовых соедине-
11 И те и другие процессы идут непрерывно, в тесном взаимодеи-
н" , »nvr с цптом и в тесной зависимости от окружающих условий.

ПРЕВРАЩЕНИЯ В ПОЧВЕ АЗОТИСТЫХ
СОЕДИНЕНИЙ

Вопрос о превращениях азота в почве мы рассматриваем отдельно,
Ьмгервых, потому, что они отличаются некоторыми особыми чертами,
а во-вторых, потому, что азот является одним из важнейших питатель-
ных элементов для’растений, а его содержание в почве — важнейшим
условием развития плодородия почвы.

3 Содержание азота в гумусе почвы представляет собой довольно
устойчивую величину, составляющую в зависимости от типа почвы
5-8%, но в большинстве почв 5—6% от веса гумуса. Почти весь
азот, находящийся в почве, входит в состав различных органических
соединений.

Важнейшим источником поступления азота в почву являются
органические, главным образом растительные, остатки. Лесной опад
содержит в среднем 1% азота. Следовательно, при ежегодном коли-
честве опада в 3—6 т/га вместе с ним в почву поступает 30 60 кг
азота.

Другим источником связанного азота являются атмосферные
осадке .В атмосфере при грозовых разрядах и фотохимическим путем
образуйся некоторое количество аммиака и азотной кислоты. Эти
соединения увлекаются осадками и вместе с ними попадают в почву.
Этим путем ежегодно может поступать в почву 6—15 кг азота, преиму-
щественно в форме аммиака.

Третьим источником соединений азота являются некоторые микро-
организмы. В почве встречаются особые бактерии, называемые азот-
фнксаторами, которые обладают способностью усваивать свободный
атмосферный азот и превращать его в азот белковых соединений. Эти
соединения после отмирания бактерий поступают в почву, обогащая
ес органическими соединениями азота.

Одни бактерин-азотфиксаторы свободно живут в почве, другие
обитают на корнях высших растений. Наиболее распространенными
свободно живущими азотфиксаторами являются аэробная бактерия
Аго/obac/er chrococcum и анаэробная бактерия Clostridium pasteurianum.
° лесных почвах распространена по преимуществу последняя. К не-
^об°дн° живущим относится клубеньковая бактерия Bacillus radici-
а> живущая на корнях растений из семейства бобовых и вызываю-
Г‘ая образование на этих корнях особых клубеньков, от которых она
получила свое название. Подобные бактерии встречаются также на
Риях некоторых древесных растений, например ольхи и лоха.
Кроме вышеуказанных азотфиксирующих бактерий в последние годы
установлено очень много других микроорганизмов, способных усвац.
вать атмосферный азот: миксобактерии, пурпурные бактерии, актино-
мицеты, некоторые грибы, отдельные представители неспороносных
и спороносных бактерий и синезеленые водоросли.

Азот, усвоенный (ассимилированный) свободно живущими азог«
фиксаторами, после их отмирания поступает в почву, азот, усвоенный
клубеньковыми бактериями, сначала используется растением-хозяином
и лишь после его отмирания поступает в почву с корневыми и иными
остатками. При этом количество азота, связанного свободно живучими
микроорганизмами, достигает 10—15 кг/га в год, а связывание атмос-
ферного азота на клеверном поле, по подсчетам акад. Д. Н. Пряниш-
никова, может достигать 150 кг/га в год. Посев люпина, получающего
все большее применение в сельском и лесном хозяйстве, может давать
около 160—170 кг!га азота. Наибольшее количество азота может нако-
пить люцерна — до 300 кг!га и более в год.

Органические соединения азота, главным образом белковые,
поступая в почву, начинают разлагаться. Мы уже знаем, что первой
стадией разложения белков является их распад (гидролиз) на амино-
кислоты. Часть аминокислот усваивается немедленно микроорганиз-
мами, которые снова синтезируют из них белки. Другая часть подвер-
гается процессу аммонификации, в результате которой азот отщепляет-
ся и выделяется в форме аммиака. Аммиак соединяется в почве с
углекислотой или органическими кислотами и образует соли аммония.
Ион аммония может усваиваться микроорганизмами, а также высшими
растениями, в теле которых он расходуется на образование белков.
При известных условиях аммиак может подвергаться окислению, в
результате которого образуется сначала ион азотистой кислоты NO. ,
затем ион азотной кислоты NO*.

Процесс окисления аммиака может быть изображен следующими
формулами:

Первая стадия: 2NHs-f-3O2 = 2HNO44-2HiO4-158 ккал

Вторая стадия: 2HNO2-f-O1 = 2HNO, + 43 ккал

Этот процесс окисления аммиака, открытый известным русским
ученым проф. С. В. Виноградским, называется нитрификацией и совер-
шается при участии бактерий-нитрификаторов. Первая стадия окисле-
ния аммиака (до азотистой кислоты) идет при участии бактерии
Nitrosomonas, образование азотной кислоты при участии бактерии
Niirobacter. Обе бактерии автотрофные, т. е. не нуждаются в готовом
органическом веществе. Они синтезируют его из неорганических соеди-
нений. Источником углерода для них, как и для зеленых растений,
служит углекислый газ. Но в то время как зеленые растения для
расщепления молекулы воды используют солнечную энергию, бакте-
рин-нитрификаторы получают энергию при реакции окисления аммиака.
Общая продукция нитратов, по Лебедянцеву, может составлять до
300 кг/га в год.

Образовавшиеся в почве ионы азотной кислоты могут усваиваться
высшими растениями и служить материалом для синтеза белков. Они

ни
-vt усваиваться некоторыми микроорганизмами и в их телах также
^вращаться в белки.

П" Азотная кислота может подвергаться в почве и восстановлению
«делением свободного газообразного азота. Процесс восстановле-

С Р азотной кислоты называется денитрификацией и совершается
н,,Яже при участии микроорганизмов. Его могут вызвать различные
«побные микроорганизмы в тех случаях, когда доступ в почву свобод-
'ого кислорода почему-либо затруднен. Такне моменты могут созда-
ться, например, при обильном и длительном выпадении осадков,
когда почва насыщается влагой и доступ воздуха в нее затрудняется
и in прекращается. В этих случаях аэробные микроорганизмы исполь-
зуют связанный кислород, входящий в состав соединений, которые
легко подвергаются восстановлению. К числу таких соединений отно-
сится в первую очередь азотная кислота. Процесс денитрификации
может быть изображен формулой

4HNO, = 2H2O + 2N1 + 5O1

Таким образом, круговорот азота в почве представляет собой
довольно сложный процесс, состоящий из биохимических реакций,
вызываемых преимущественно микроорганизмами. Этот круговорот
схематически изображен на рис. 12.

Из сказанного следует, что и снабжение высших растений азотом
зависит от деятельности микроорганизмов, так как высшие растения
могут непосредственно усваивать только минеральные формы соеди-
нений азота, т. е. ионы NH1 или NOa.

На образование в почве аммиака и нитратов большое влияние
/С\

оказывает соотношение между углеродом и азотом в органических
остатках. При соотношении ^<20 в почве хорошо идут процессы
минерализации азотсодержащих органических остатков, образование
аммиака и его дальнейшее окисление до азотной кислоты. При отноше-
нии '>20 образующийся аммиак перехватывается микроорганиз-
мами, разлагающими безазотистые органические вещества, и высшие
растения ощущают недостаток усвояемого азота. При | >30 в почве
сильно выражена иммобилизация азота. Широкое отношение углерода
к азоту указывает на то, что органическое вещество почвы еще не
гумифицировано или слабо гумифицировано и оно богато энергети-
ческим материалом для размножения микроорганизмов, которые будут
Успешно конкурировать с растением в поглощении доступных форм
азота- Отношение ~ = 10—типично для сильно гумифицированного
“СЩества, которое способно подвергаться лишь медленному разложению
ИкР°организмами.

Древесные растения могут, по-виднмому, усваивать и органичес-
соедннения азота при помощи микоризы (см. главу X).
В лесных почвах процесс аммонификации идет в широких раз-
мерах. Что же касается нитрификации, то для се осуществления
требуется ряд условий, которые в лесных почвах наблюдаются далеко
не всегда. Неблагоприятными условиями, тормозящими нитрифика-
цию или даже полностью подавляющими ее, являются плохой доступ
кислорода, сильнокислая реакция, высокое содержание в почвенном
растворе воднорастворнмых органических веществ, низкое содержание
электролитов, в особенности кальция. Ни одно из этих условий не
является, видимо, решающим, и степень развития нитрификацион^юго

Рис. 12. Схема превращении соединений азота в природе

процесса зависит от их сочетания. Поэтому в различных почвах и
соответственное различных типах леса азотное питание складывается
по-разному. Так, например, для различных типов ельников, по И. В.
Тюрину, характерны следующие формы азотного питания: для слож-
ных (Composita) — преимущественно нитратное, для травяных (Нег-
bosa) — смешанное нитратно-аммначное, зеленомошниковых (Ну1осо-\
miosa) — преимущественно аммиачное, долгомошниковых (Polytri-
chosa) и сфагновых (Sphagnosa) — исключительно аммиачное. Воз-
можно, что во всех этих случаях главная роль в снабжении древесных
растений азотом принадлежит микоризе.
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ЛЕСНЫХ ПОЧВ

Отличительной чертой процесса почвообразования под пологом
в частности процесса накопления гумуса, является то, что подав-
ляющая часть растительного опада в лесу поступает на поверхность
Л вы в отличие от почвообразования под травянистой (луговой или
Степной) растительностью, где большую часть растительного опада
^чавляют корневые остатки, поступающие в верхние горизонты
Я1ЧВН Корневые остатки имеются, конечно, и в лесу, но их там значи-
тетыю меньше, чем наземных. В лесах с травяным покровом ежегодное
поступление корневых остатков в почву более значительно.

Процессы превращения растительных остатков в лесу могут идти
по-разному в зависимости от многих условий, в результате чего накоп-
ление гумуса и его распределение в лесных почвах также будут различ-
ными.

Казалось бы, что поступление основной массы растительных остат-
ков в лесу на поверхность почвы, т. е. в условия свободного доступа
кислорода и хорошего оттока избыточной влаги, должно способствовать
их быстрому разложению, а на самом деле это нс так. Имеется одно
условие, неблагоприятствующее процессу разложения: нейтрализация
кислот, образующихся при разложении, в этом случае может совер-
шаться только за счет оснований, содержащихся в самих растительных
остатках (нахождение их на поверхности почвы препятствует участию
минеральной части почвы в процессе нейтрализации).

Между тем известно (см. опыты С. П. Кравкова, стр. 96), что
уже в начальных стадиях разложения наиболее важные основания —
окиси кальция и магния — почти целиком переходят в подвиж-
ное состояние и легко могут быть вымыты из разлагающейся массы.
Быстр й потере значительной части оснований способствует и нахожде-
ние растительных остатков на поверхности почвы. Если при этом
имеются условия, в той или иной мере замедляющие разложение
остатков, то можно ожидать быстрого вымывания оснований, вслед-
ствие чего разложение еще более замедлится и будет характеризо-
ваться обильным образованием кислых продуктов разложения, как
растворимых в воде, так и нерастворимых. Первые будут просачи-
ваться вместе с водой в нижележащие минеральные слои, вызывая там
ряд характерных явлений, о которых будет сказано далее (см. гл. XII).
Гумус в верхних слоях минеральной толщи при этом накапливается
в небольших количествах, вследствие чего горизонт Af бывает выражен
плохо, а реакция его сильнокислая. Нерастворимые кислые продукты
превращения органических остатков накапливаются на поверхности
почвы, образуя лесную подстилку, толщина которой может достигать
тер т ф ПРИ ^°льше^ толШи,,е лесная подстилка приобретает харак-

К числу основных условий, замедляющих разложение раститель-
TniKvCTaTKOB И’ слеДовательно> способствующих развитию указанных
к ’ ° уто явлени,,> относятся следующие: влажный и прохладный
вне 'избыточная влага и низкие температуры замедляют разложе-
рганическнх остатков); сомкнутость насаждения (недостаточная
освещенность также задерживает разложение); состав насаждения
(в чисто хвойных насаждениях растительные остатки разлагаются
медленнее вследствие большого содержания в них смолистых веществ
действующих антисептически); малая водопроницаемость материнской
породы, влекущая за собой застой влаги, а следовательно, ухудшение
аэрации и замедление разложения; горизонтальность поверхности,
которая также способствует застою влаги; бедность почвы и прроды
основаниями, особенно кальцием, что имеет своим следствием пони-
женное его содержание в растительных остатках; отсутствие в почве
дождевых червей, перемешивающих растительные остатки с минераль-
ной частью почвы.

Иная картина наблюдается в тех случаях, когда разложение
растительных остатков протекает настолько быстро, что разлагаю-
щаяся масса не успевает заметно обедняться основаниями, и особенно
когда она в той или иной мере при участии дождевых червей смешивай
ется с минеральной частью почвы.

Быстрому разложению способствуют следующие условия: теплый
климат, разреженность насаждения, обеспечивающая достаточный
приток света, тепла и влаги, смешанный состав насаждения или даже
преобладание лиственных пород, поскольку опад последних разла-
гается быстрее вследствие малого содержания в них веществ, действую-
щих антисептически; отсутствие застоя воды, обусловливаемое хорошей
водопроницаемостью почвы и породы и наличием стока (склон); бо-
гатство почвы и породы кальцием, повышающее содержание последнего
в растительных остатках; наличие почвенной фауны, способствующей
перемешиванию разлагающихся остатков с минеральными частицами,
и т. д. При наличии этих условий на поверхности почвы хотя и обра-
зуется лесная подстилка, но толщина ее не превышает обычно 2 см.
Нередко слон подстилки бывает еще тоньше, и к концу лета она может <
даже исчезать. I оризонт А, хорошо выраженный, часто значительной
мощности. Формируется он как за счет отмирания корней травянистой
растительности, которая в этих случаях часто достигает хорошей!
развития, так и за счет разложения древесных остатков, попавших в
почву благодаря дождевым червям и другим мелким почвенным живом
ным и, наконец, за счет вмывания в почву небольшого количества
воднорастворимых продуктов разложения." Реакция подстилки и
горизонта Aj слабокислая.

Как уже указывалось выше, характер разложения органического
вещества непосредственно зависит от соотношения между скоростью!
разложения органических остатков и скоростью их выщелачивания.,
Этим соотношением обусловливается степень нейтрализации образую-!
щихся кислых продуктов разложения. Поэтому ни одно из перечислен-
ных условий, влияющих на скорость разложения и выщелачивания,
само по себе не может определить характер разложения органических
остатков. Он зависит от совокупности всех условий. На крайнем севере
в очень неблагоприятных климатических условиях, но на карбонатных-!
породах можно найти почвы, в которых разложение идет по второму
типу, и наоборот, — в южной части лесной зоны в благоприятных
климатических условиях, но в сомкнутом лесу, на плохо проницаемых 1

108

иоротах можно встретить почвы, в которых разложение идет по пер-
в°М'оппсанные два основные случая разложения растительных остат-
в лесу и соответствующие им две основные формы накопления
К°г'1ннческого вещества в лесных почвах издавна известны лесоводам.
rP'! щые они были обстоятельно изучены н описаны датским лесоводом
Мюи!тором который и дал им свои наименования. Для первого случая
Ji предложил термины «сырой гумус» (Rohhumus), «грубый гумус»
° «мор», а Д-™ второго — «мягкий гумус» или «мулль». Мюллер
ограничил’ число возможных форм органического вещества лесных
почв только двумя — «грубым гумусом» и «мягким гумусом» — и для
обоих случаев использовал термин «гумус». Не трудно видеть, что
под «грубым гумусом» Мюллер разумел то, что в настоящее время
называют лесной подстилкой, которая может, конечно, содержать
гумусовые вещества, но в целом «гумусом», в современном понимании
этого слова, не является. «.Мягкий гумус» полностью соответствует

современному пониманию термина «гумус».

Существенным недостатком классификации Мюллера является то,
что в ней выделены только две формы «лесного гумуса», в то время
как в природе существует еще и значительное чисто переходных форм,
для которых характерно одновременное наличие в почвенном профиле
и лесной подстилки (постоянно существующей или временной) и гуму-
сового горизонта Аг Для таких переходных форм немецкие лесоводы
и почвоведы предложили термин «модер», который может подразде-
ляться далее по различным признакам. «Модер» свойствен по большей
части сглшанным хвойно-лиственным и чистым лиственным насажде-
ниям, но может встречаться и в хвойных насаждениях.

Учитывая сказанное, можно рекомендовать сохранить терминоло-
гию .Мюллера, дополнив ее термином «модер», для классификации форм
органического вещества лесных почв,т. е. всей совокупности органичес-
кого вещества, содержащегося как в лесной подстилке, так и в гумусо-
вом горизонте Ар Во избежание путаницы с «гумусом» в современном
понимании целесообразно исключить термины «грубый гумус» или «сы-
рой гумус» и в соответствующих случаях пользоваться термином
«мор».’ Термин «гумус» употреблять исключительно для гори-
зонта Ар

В муллевом типе органического вещества подстилка однослойная,
так как нижняя гумифицированная часть ее сильно перемешана с
минеральной массой почвы и соответствует гумусовому рыхлому,
крупитчатому или мелкокомковатому горизонту Aj повышенной мощ-
ности. Разложение опада идет с большим участием дождевых червей,
бактерий, грибов и актиномицетов и в тесном взаимодействии с мине-
ральной частью почвы; реакция нейтральная или слабокислая.

Подстилка почвы с органическим веществом типа «модер» средней
Рыхлости, состоит обычно из двух или трех слоев. Под слоем слабо
Разложившегося опада, на границе с ясно выраженным гумусовым
комковато-слоеватым горизонтом А, (7—10 см) имеется хорошо разло-
жившаяся перегнойная часть около 1 см мощности, постепенно пере-
ХоДящая в ниже лежащий горизонт. В разложении подстилки дож-

109
девые черви принимают незначительное участие, а в составе микро-
флоры грибы начинают преобладать над бактериями; степень смеше-
ния органических остатков с минеральными веществами почвы менее
полная, реакция почвы слабокислая.

При формировании органического вещества типа «мор» образуется
мощная трехслойная подстилка, медленно разлагающаяся, перепле-
тенная гифами грибов, уплотненная, отчетливо отделяющаяся от
нижележащего минерального горизонта (обычно гор. Аг или AjAJ.
В разложении подстилки принимают участие преимущественно грибы,
дождевые черви отсутствуют; реакция сильнокислая. Такая под-
стилка имеет следующее строение.

Ai — верхний стой мощностью около 1 см, состоящий из почти
перазложившегося опада. Этот стой обозначают также буквой L
(от слова Laub — листва).

AJ — средний стой различной мощности из полуразложившегося
опада светло-бурого цвета, переплетенный гифами грибов и корнями
растений. Его обозначают буквой F (Fermentation — ферментация;
стой, находящийся в стадии разложения).

AJ — нижний слой сильно разложившегося опада с трудно раз-
личимыми остатками, почти черный, мажущийся, часто с гифами
грибов и большим количеством корней, с заметной примесью
минеральных частиц. Его обозначают также буквой Н (от слова
Humus).

Различия между описанными типами органического вещества
в лесных почвах преимущественно качественные, а не количественные.
Так, по наблюдениям И. В. Тюрина, в Ленинградской области общий
запас органического вещества в почвах умеренно влажных типа «мор» —
22 кг/м\ а типа «мулль» — 17 кг/мг. В почвах же повышенного увлаж-
нения типа «мор» — 21 кг/л»2, а типа «мулль» — 40 кг!мг. Таким обра-
зом, в зависимости от условий увлажнения запас органического ве-
щества может быть большим то при типе «мор», то при типе
«мулль».

Вместе с тем обнаружена резкая разница в распределении органи-
ческого вещества в профиле почвы: в то время как в почвах с «муллем»
в подстилке содержится не более 10% общего запаса органического
вещества, при типе «мор» на долю подстилки приходится до 40%
общего запаса. На рис. 13 изображено распределение органического
вещества в профилях четырех лесных почв. Отчетливо видно, что в
муллевых почвах большая часть органического вещества содержится
в минеральных горизонтах, а в почвах типа «мор» — в горизонте
подстилки.

Имеется разница н в составе органического вещества. В то время
как в муллевых почвах содержание азота достигает в среднем 5,7%
от веса органического вещества, в почвах типа «мор» эта величина не
превышает 3,2%. Соответственно отношение C/N в почвах типа «мор»
шире, чем в муллевых почвах. В почвах типа «мор» выше содержание
битумов.

При переходе от «мора» к «модеру» и «муллю» изменяются и другие
свойства органического вещества: уменьшается кислотность, увеличн-
ся зольность, степень насыщенности основаниями и интенсивность
ллаЛОЖСНИЯ.	п

Г4 в зависимости от состава и возраста насаждения и условии разло-
|й количество (запас) лесной подстилки варьирует в значительных

«педелах.

Наиболее высокие запасы подстилки наблюдаются в лесах север-
. и средней тайги. Так, в северных сосняках-черничниках запас
мдстилкн составляет 90 т/га, в сосияках-долгомошннках возрастает
яо 105 т/га\ в аналогичных насаждениях Московской области она
равна 72 и 103 т/га, в Брянских соспяках-черничннках — 39 т/га,

Г~7\1кг/м* гумуса 3 подстилке

I кг/мг гумуса 3 минеральны» горизонта»

Рнс. 13. Распределение гумуса в лесных почвах (по И. В.
Тюрину)

а в брусничниках — 35—45 т/га. Н. Н. Степанов в ельниках Москов-
ской области запас подстилки определил в 50—85 т/га. В хвойно-
лиственных и лиственных насаждениях запас лесной подстилки вслед-
ствие более благоприятных условий разложения опада ниже. Напрн-
МеР. в сложном спелом ельнике II бонитета Марийской АССР запас
подстилки составлял 22,3 т/га, дубняке грабовом Беловежской пущи —
10,0 m/га, в дубняке волосистоосоковом Подмосковья — 6,3 гл/га,
® Дубраве снытьевой в Теллермановской роще — 13,3—19,3 т/га.
-апасы лесных подстилок в лесах ГДР и ФРГ, по данным Эбермайера,
ia1*0- в буковых насаждениях в среднем 8,5 т/га, в ельниках —
т/га-, сосняках — 15,7 т/га

у. Лесоводами и почвоведами в разное время предложены ряд клас-
®*₽икаций лесных подстилок. Ниже приводится классификация лесных
°Дстилок Н. Н. Степанова, в основу которой положены характер
10 опада, который послужил исходным материалом для образования
Дстнлки (рис. 14). На схеме группы подстилок объединены сплош-
грцйогумусные------1 I— Переходные —I	•----Муллевые

Рис. 14. Классификация лесиыл подстилок (по Н. Н. Степанову)
пиниями, пунктирными — разновидности нх, стрелками пока-
ЯЬ'н возможные переходы одних подстилок в другие.

'ЗК На участках суши, систематически подвергающихся избыточному
Цажиению, процессы превращения органических остатков приобре-
ют особое направление; разложение нх затормаживается на ранних
Тт1диях и из них образуется торф.

СТВДИзбыточное увлажнение может быть обусловлено двумя причи-
м,. на водораздельных равнинах в результате слабого поверхност-
ного и грунтового стока, на нижних террасах рек и озер в связи с
постоянным подтоком снизу аллохтонных грунтовых вод. В первом
чае говорят о верховом заболачивании, во втором — о низинном.

В обоих случаях избыточному увлажнению способствует малая йена-
рчемость. Именно поэтому в тундровой и лесной зонах заболачивание
распространено значительно шире, нежели в степной зоне и тем более
в более южных зонах.

Избыточное увлажнение с самого начала влечет за собой поселение
особой, влаголюбивой, растительности, которая по мере развития
заболачивания эволюционирует в сторону появления форм все более
и более влаголюбивых. Эти формы обладают рядом особенностей,
способствующих застою и накоплению влаги.

Кроме того, избыточное увлажнение имеет своим непосредствен-
ным следствием ухудшение доступа кислорода в почву, все поры
которой заняты влагой. В итоге развития аэробных микроорганизмов

подавляются и затормаживаются окислительные реакции, уменьшается
скорость оазложення отмирающих растений, в их массе начинают
появляться) продукты неполного разложения, преимущественно кислот-
ной природы. Эти продукты подавляют жизнедеятельность не только
аэробной, но и анаэробной микрофлоры. Процессы разложения орга-
нических остатков начинают задерживаться на самых ранних стадиях,
причем разложению подвергаются лишь немногие соединения, входя-
щие в состав этих остатков. Остальная масса накапливается на поверх-
ности минерального грунта в виде слоя слабо разложившихся остатков,
сохраняющих свою форму — листьев, стеблей, обломков древесины
” т. д., а также, в известной мере и свое анатомическое строение.
Эта масса и называется торфом, а се толща — торфяником. Торф
обычно почти стерилен и насыщен водой. Мощность торфяников
нарастает постепенно со скоростью нескольких дециметров в сто-
летие.

Верховые торфа образуются обычно из различных видов сфагно-
Ых Мхов и обладают ничтожной зольностью, так как единственным
“Сочником золы для них служит атмосферная пыль. Низинные торфя-
обладают, как правило, более высокой зольностью. Зольные
сЛ’4енты поступают в них из грунтовых вод. Низинные торфа чаще
и ГТ°ЯТ 1,3 °статков травянистых растений (осок, пушицы, тростника
•тнз 1 * "..гипн°вь1х мхов. Наличие в грунтовых водах извести, нейтра-
ор1’1°,Це^ органические кислоты, образующиеся при разложении
||ц1а1,Ичсских остатков, способствует тому, что степень разложения
ТамиИИых ТОРФОВ бывает большей, чем верховых, а скорость нх нарас-
ия — меньшей.
Болота и торфяники могут образовываться и путем постепенного
зарастания водяной растительностью водоемов (озер).

Минеральный грунт под торфяниками всегда бывает оглеец.

ОРГАНО МИНЕРАЛЬНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ ПОЧВЫ

Органические соединения, входящие в состав растительных остат-
ков и образующиеся при их разложении, могут вступать во взаимодей-
ствие с находящимися в почве минеральными соединениями и давать
новые — органо-минеральные соединения. Эти соединения пока еще
недостаточно изучены, поэтому изложим лишь основное, что известна
о них.

Первую группу органо-минеральных соединений составляют соля
высокомолекулярных органических кислот, относящихся к группе
гумусовых веществ со щелочноземельными основаниями. Среди них
одно из важнейших мест занимают соли гуминовой кислоты с кальцием
и магнием, т. е. гуматы кальция и магния. Туматы накапливаются
в более или менее значительном количестве в почвах степного типа -J
в каштановых, черноземах—и в меньшем количестве они встречаются
в лесных почвах, особенно под широколиственными лесами в тецД
серых и серых почвах.

Вторую группу органо-минеральных соединений составляют сор4
ционные соединения гумусовых веществ, особенно гуминовых кисло
с частицами глинных минералов. Природа этих соединений пока нзу
чена очень мало. Гумус, входящий в органо минеральные соединен
этой группы, отличается большой устойчивостью.

Третью группу органо-минеральных соединений составляют кон
плексные золи, образуемые различными водорастворимыми высоко
матекулярными органическими кислотами, способными в свободна!
состоянии давать коллоидные растворы (золи), и гидратами окисе!
алюминия н железа. Органическая часть комплексных золей являеЯ
защитной по отношению к минеральной, так как защищает ее от кояЛ
ляцни и удерживает в растворе. Примером комплексных затей яи
ляются золи фульвокислот с гидроокисями алюминия и железа.

Существование в природе комплексных затей (например, в ПсД
золистых почвах) за последнее десятилетие было подтверждено многи
численными исследованиями И. С. Кауричева и Е. М. Ноздруновощ
И. С. Каурнчев и Е. М. Ноздрунова разработали новую методику
исследования почвенных растворов при помощи хроматографических
колонн (катонн с разными поглотителями), устанавливаемых в почве
в природных условиях. Анализируя вещества, поглощенные в этих
катоннах, они установили, что миграция гидроокисей железа и алД
миния в подзолистых почвах происходит почти исключительно в форме,
комплексных затей с органическими кислотами (как с низшими, таи
и с фульвокнслотами).

Не исключена возможность образования комплексных золей и
другого состава, когда защитным коллоидом служит опять-таки орга-(
ничсское вещество, а защищаемым — глинистые частицы, которыв(
также приобретают способность передвигаться в почвенном профилен
_.un что такие явления имеют место при образовании солонцов
лесснваже.

’ "комплексные золи, передвигаясь в почвенной толще, могут коагу-
мть на ТОЙ или иной глубине. Причиной коагуляции может быть
Л"Р пиенне концентрации электролитов, разложение органических
П°Ве!лв образующих защитный коллоид, изменение реакции среды,
.рнен'ие соотношения между органическим коллоидом и содержанием

"опторных окислов и т. д. При коагуляции комплексный золь выпа-
Тяет в осадок в виде комплексного геля.

Комплексные гели составляют четвертую группу органо-мине-
пальных соединений. Их накоплением обусловлено образование иллю-
виальных горизонтов (горизонтов вмывання) подзолистых почв, а
также солонцов. Особенно резко оно бывает выражено в так называемых
гумусовых подзолах, в которых в иллювиальном горизонте накапли-
вается темный, иногда почти черный осадок, представляющий собой
комплексный гель гидрата окиси алюминия, иногда с примесью гидрата
окиси железа и фульвокнелот. В его состав входит также гуминовая
(ульминовая) кислота. Распределение гумуса в таких почвах иллюстри-
руется правым нижним графиком на рис. 13.

Пятую группу органо-минеральных соединений составляют соеди-
нения полуторных окислов, т. е. железа и алюминия, с низкомолеку-
лярными органическими кислотами. Эти соединения (наличие их в
почвах установлено прямыми наблюдениями) не простые соли, а
комплексные соединения, в которых железо и алюминий входят в
состав комплексных органо-минеральных катионов или анионов.
Примерам ) комплексных солей могут служить уксуснокислая соль
железа, в которой железо входит в состав катиона:

Катион

Fe,(CHaCOO);

Анион

(СН3СОО)Г

и щавелево-железная соль, в которой железо входит в состав аннона:

Катион

ЗН’

Аиион

Fe(CA)r

и Др.

Образование комплексных солей, хорошо растворимых в воде,
объясняет, каким образом полуторные окислы могут передвигаться
в почвенном профиле.

Наконец, должна быть упомянута шестая группа — группа про-
стых солей низкомолекулярных органических кислот со щелочными
и Щелочноземельными металлами — кальцием, магнием, калием и
атрием, среди которых в соответствии с составом золы обычно пре-
адают кальций и калий. Из кислот этой группы могут встретиться
- в^1свая, мУравьиная, масляная, лимонная, яблочная, уксусная н
соли щелочными катионами кислоты дают соли, растворимые в воде;
со щелочноземельными катионами часто бывают нерастворимы,
вновь л МОГУТ присутствовать в свежих растительных остатках и
значит *)а3°ВЫВаТЬСЯ ПРИ ,1Х Р^тожеиии. Однако в сколько-нибудь
ельных количествах онн в почве, как правило, не встречаются.
* I

так как входящие в их состав органические кислоты легко разлагающ!
дальше.	л

Исследования последнего времени показывают, что в почвах обра|
зуется и седьмая группа — группа внутрикомплексных скминеяцд
(так называемых «хелатов»), способных к миграции и поэтому играцЗ
щих большую роль в почвообразовании и выветривании горных пород]
Различия между обыкновенными комплексными соединениями J
внутрикомплексными заключаются в следующем. В комплексных!
соединениях каждый радикал связан с центральным ионом только1
одной координационной связью, в то время как во внутрнкомплексном!
соединении радикал молекулы (обычно органической) соединен с цен-
тральным ионом несколькими координационными связями. При этом
образуется кольцевая связь в пределах радикала. Ниже приводится
строение внутрнкомплексного соединения — комплекса железа <• злы
лендиамннтетрауксусной кислотой н радикал этнлендиаминтетраук-
сусной кислоты.

усоч нооссн, сн/юо-

Органическне соединения, образующие с металлами хелаты, могут I
принадлежать как к группе низкомолекулярных органических кислом
так и к группе гуминовых веществ.	|

Из перечисленных видов органо-минеральных соединений в отно- I
сительно большом количестве (несколько процентов) могут содсржаП^И
первая, вторая и четвертая группы. Содержание остальных соединений, I
находящихся обычно в почвенном растворе, очень невелико, но роль 1
нх в почвообразовании может быть значительной.	|

РОЛЬ И ЗНАЧЕНИЕ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ПОЧВЫ.

СПОСОБЫ ОБОГАЩЕНИЯ ПОЧВ ОРГАНИЧЕСКИМ

ВЕЩЕСТВОМ

Органическая часть почвы составляет, за исключением торфяныхЛ
обычно небольшую долю от общей массы почвы. Но она является!
одним из наиболее важных и характерных компонентов почвы и зна-Я
чение ее для почвообразования и плодородия исключительно велико. И

Благодаря органическому веществу почва заселяется многочне-в
ленными микроорганизмами и почвенными животными, с которымКИ
связаны сложнейшие и разнообразные биохимические процессы. /Кнвоев
вещество почвы обусловливает тот биологический круговорот веществе
116	I
I энерг”"’ благодаря которому возможно существование жизни на
С'растений более существенна та часть органического вещества
^^77 которая наиболее доступна разложению микроорганизмами,
п<14 свежие органические остатки и промежуточные продукты распада.
т Роль труднораэлагаемой части органического вещества — гумуса
питании растений как непосредственного источника пищи менее
' ,'1Ч||Тельна. Вместе с тем гумус оказывает, как мы увидим из следую-
’ х глав, весьма положительное влияние на многие физико-химичес-
кие и физические свойства почвы. Таким образом, все компоненты
органического вещества почвы — живое население, органические
остатки и гумус — одинаково ценны и необходимы для почвообразова-
нии и создания плодородия почвы.

Характер и количество органического вещества можно регули-
ровать агротехническими и лесоводственными приемами, к числу
которых относятся: механическая обработка, внесение органических
удобрений, травосеяние, сидерация, известкование кислых и гипсова-
ние щелочных почв.В древесных насаждениях влияние на органическое
вещество может осуществляться с помощью замены чистых хвойных
насаждений смешанными и сложными с участием лиственницы, березы,
липы и других почвоулучшающих пород, особенно кустарников
(лещины, рябины, бузины, жимолости обыкновенной и пр.), регули-
рования скорости разложения лесной подстилки, разбрасывания пору-
бочных остатков (хвороста) на вырубках сухих и свежих боров и др.

Для улучшения азотного режима особенно целесообразно введение
в состав насаждений древесных и кустарниковых пород, усваивающих
атмосферный азот: акации, ольхи, дрока, ракитника и др., а на легких
почвах еще и люпина.
ГЛАВА V

ПОЧВЕННЫЕ КОЛЛОИДЫ. ПОЧВЕННЫЙ РАСТВОР
И ПОЧВЕННЫЙ ВОЗДУХ

Газообразная и жидкая фазы почвы вследствие присущей им
подвижности обладают наибольшей изменчивостью. Твердая фаза в
челом значительно более инертна, главным образом вследствие того,
что входящие в ее состав соединения большей частью нерастворимы
в воде. Однако некоторая доля твердой фазы способна принимать
участие во многих быстро протекающих процессах благодаря присущей
ей большой удельной поверхности, которая, в свою очередь, зависит
от размера частиц. Эту долю твердой фазы выделим из общей массы
почвы под общим наименованием почвенного коллоидного комплекса.
В этот комплекс по своим физико-химическим свойствам должны быть
включены и микроорганизмы.

Почвенный коллоидный комплекс, почвенный раствор и почвенный
воздух являются самыми изменчивыми компонентами почвы, которые,
с одной стороны, оказывают наибольшее влияние на условия произ-
растания растений, а с другой — в наибольшей степени сами испыты-
вают влияние последних.

почвенный коллоидный комплекс

Поглотительная способность почв

Создание и развитие учения о почвенных коллоидах, составляю-
щего один из важнейших разделов почвоведения, связано с именем
выдающегося советского ученого акад. К. К. Гедройца. Он начал!
свои исследования с разработки вопроса о так называемой поглоти-
тельной способности почв. Эго явление, открытое еще в середине проШ*
лого века, заключается, по словам акад. Гедройца, в том, что почва
обладает способностью «задерживать те или другие вещества, приходя-
щие в соприкосновение с ее твердой фазой через циркулирующие в ней
воды».

не ___________ ________ ________
К К. Гедройп предложил
«аличать несколько видов по-
Р\тите1ьной способности поч-
Г механическую, физическую,
Физико химическую (обменную),
Тимическую и биологическую.
' Механической поглотитель-
способностью Гедройц назы-
вал свойство почвы задерживать
в своих порах частицы, взму-
ченные в фильтрующейся через
-очву воде, если эти частицы
бол»ше некоторой величины.

физическая поглотительная
способность почвы — ее свойство
поглотать из раствора целые
молекулы растворенных в поч-
венной влаге электролитов, а
также основные продукты гид-
ролитического расщепления со-
лен слабых кислот и сильных
оснований. Физически могут по-
глощаться и коллоиды вслед-

Акад. к. к. Гедройп (1872-1932)

ствие их коагуляции.

Физикохимическая, или об-
менная, поглотительная способ-
ность почв заключается в том,
некоторую часть содержащихся

что почва «способна обменивать
в ее твердой фазе катионов на

эквивалентное количество катионов, находящихся в соприкасаю-
щемся с нею растворе ... Поглощаемый из раствора при этом
катион или катионы, если в растворе их несколько, в том или
Другом количестве исчезают из раствора, а в раствор переходит
из твердой фазы почвы эквивалентное количество другого или других
катионов».

Химическая поглотительная способность почв, по Гедройцу,
заключается в том, что те анионы растворенных солей, которые дают
с катионами, находящимися в почвенном растворе, нерастворимые
«ли мало растворимые соли, будут выпадать из раствора в виде соот-
ветствующих солей. К этому добавим, что химическое поглощение
МоЖет происходить и в тех случаях, когда анион, находящийся в
Растворе, дает нерастворимое соединение с ионами, находящимися
ва поверхности твердых почвенных частиц. Например, в растворе
вводится нон фосфорной кислоты РОГ, он может поглотиться почвой
Результате образования нерастворимого фосфата железа или алюми-
"« с теми ионами железа или алюминия, которые входят в состав
"“Верхностного слоя почвенных частиц. Фосфатный ион при этом
кРепляется на поверхности частиц. Ионы калия и магния могут
2^0Щаться необмеино, внедряясь, по-виднмому, в кристаллическую
*пиеткУ глинных минералов.
Биологическая поглотительная способность почв связана с налЛ
чнем в них микроорганизмов и корней живых растений. «Те и другие 
говорит Гедройи, — в процессах жизнедеятельности поглощают
почвенного раствора различные вещества» К этому следует добавив!
что корни растений, а может быть и микроорганизмы могут поглощат/
различные ионы не только из почвенного раствора, но н из твер.
дон фазы почвы. Весьма важной отличительной чертой бнологяче"
ской поглотительной способности является ее избирательность. Микро,
организмы и корни растений усваивают различные ионы не в теЗ
соотношениях, в которых последние находятся в почвах, а в иных
определяемых биологическими особенностями организмов.

Далее К. К. Гедройц установил огромное влияние всех открыты»
им явлений на различные свойства почвы, определяющие условия
произрастания растений. Он разработал новые методы исследования
коллоидных свойств почв, состава обменных катионов и т. д. При
помощи этих методов К. К. Гедройи исследовал почвы важнейших
типов, дал им коллоидно-химические характеристики, показал, что
каждому типу свойствен особый состав обменных катионов, и па основе
всего этого раскрыл новые особенности почвообразовательных про»'
цессов разных типов. Этот раздел его работ был завершен созданием
новой классификации почв, основанной на коллоидно-химических
признаках.

Разработанное К. К. Гедройцем учение о поглотительной спо-
собности почв составило новую эпоху в развитии докучаевского почвой
ведения и нашло приложение во многих смежных науках: агрохимии,
геохимии и др.

Природа коллоидных свойств

Дисперсность вызывает появление у тела, которому она присуща,
новых важных свойств. Эти свойства выражены тем сильнее, чем выше
дисперсность тела, т. е. чем мельче частицы, из которых оно состоит.

Особенно резко новые свойства начинают проявляться при диа-
метре частиц, равном примерно 0,0002 мм, хотя резкого предел! в
этом отношении установить нельзя. Частицы, имеющие поперечн»
меньше 0,0002 .ч.«, принято называть коллоидными, а присущие им
особые свойства, обусловленные малым размером — коллоидными I
свойствами.

Коллоидные частицы содержатся и в почвах. Однако многие
коллоидные свойства почвенных частиц начинают отчетливо прояв-
ляться и при несколько большем их размере. Примерной границей,
начиная с которой коллоидные свойства почвенных частиц оказы-
ваются выраженными уже более или менее отчетливо, можно считать
0,001 мм. Иначе говоря, коллоидными свойствами обладает вся илистая
фракция. Поэтому в дальнейшем, там, где не будет особых оговорок*
мы, упоминая о коллоидных свойствах почвы, будем иметь в виду
совокупность всех почвенных частиц, обладающих этими свойствами- !
Так как эти частицы бывают разного размера, разного происхожден,,я
и разного химического состава, то их принято объединять в одну груплУ
под общим названием коллоидного комплекса почвы.
С химической стороны почвенные коллоиды могут быть разделены
 и группы: минеральные, органические и органо минеральные.
',3 явственно в большинстве почв преобладают коллоиды минераль-
К ’’^Онн состоят главным образом из частиц глинистых минералов.
ные |)стые минералы в почве могут быть унаследованными от мате-
^нской горной породы, но могут и создаваться вновь в процессе
^Едебразовання.

“ известно (см. главу III), что фракция ила по химическому составу
Сличается от общей массы почвы более высоким содержанием глино-
и окиси железа, повышенным содержанием магния и иногда
*	, пониженным содержанием кремнезема.

К Органические коллоиды, встречающиеся в почве, представлены
гпвным образом различными гумусовыми веществами и, в частности,
ИМИНОВОЙ кислотой.

7 Органо-минеральные коллоиды изучены пока довольно мало.
Среди них встречаются соединения гумусовых веществ, чаще фульво-
кислот с глиноземом и окисью железа. Другие гумусовые вещества,
например гуминовая кислота, дают соединения с частицами глинистых
минералов, образуя оболочки на их поверхности.

Из сказанного следует, что большая часть почвенных коллоидов
представлена минералами, имеющими кристаллическое строение. Однако
в состав коллоидов входят и аморфные образования — аллофаны, ге-
ли гидратов окисей железа и алюминия и органического вещества.

Известно, что различные вещества особенно легко могут вступать
в реакцию друг с другом в том случае, если они растворимы в воде,
так как прЪ растворении они распадаются на молекулы и ноны, легко
реагирующие между собой. Почвенные коллоиды, будучи нераство-
римыми в воде, не должны, казалось бы, участвовать в химических
реакциях. Однако это нс так. И нерастворимые вещества могут вступать
в химические реакции с соединениями, находящимися в окружающем
их растворе. Но в реакциях участвуют только молекулы и ионы, входя-
щие в состав поверхностного слоя частиц. Это обстоятельство объясняет
нам, почему появление коллоидных свойств сопряжено с малым разме-
ром частиц. Чем мельче раздроблено данное количество какого-либо
нерастворимого вещества, тем больше суммарная удельная его
поверхность и тем больше, следовательно, молекул и ионов находится
на Поверхности.

Возьмем, например, одну грамм-молекулу какого-либо вещества
в виде одного куска, имеющего, скажем, кубическую форму. В состав
его поверхностного слоя войдет лишь несколько стомиллионных долей
g общего чйсла молекул, т. е. совершенно ничтожная их часть. Раздро-
ту же грамм-молекулу на частицы, поперечник которых будет
миллион раз меньше поперечника первоначального куска. Суммарное
Уж*10 МолекУл> слагающих поверхностный слой этих частиц, составит
несколько процентов от общего числа молекул, т. е. величину
чительную, поскольку ею определяется доля нерастворимого в воде
й ^^ва, соприкасающаяся с окружающим раствором и способная
лаиЛу ЭГого вступать в реакцию с содержащимися в растворе молеку-
мн и ионами.’
Таким образом, раздробление, или диспергирование, веществ
нерастворимого в воде, значительно повышает его способность участл
вовать в химических реакциях с другими соприкасающимися с нш
соединениями. Сама способность определяется тем, что ионы, расппдЗ
женные на гранях, ребрах и вершинах углов кристаллов, т. е. На
поверхности последних, обладают свободными зарядами, благодаря
которым поверхностные ионы могут притягивать из окружающего
раствора ионы с зарядом противоположного знака (см. рис. I). |

Строение частиц почвенных коллоидов

Коллоидная частица («коллоидная мицелла») имеет следующее
строение. Внутри частицы находится ядро, например пластинчатый
кристалл какого-нибудь глинистого минерала. Некоторые ионы,
входящие в состав поверхностного слоя ядра, обладают свободными
зарядами, благодаря чему ядров целом тоже оказывается заряженным.
Стон поверхностных ионов ядра называется внутренним или потен-
цналопределяющнм, поскольку от него зависит величина и знак заря-
да ядра. В почвах коллоидные частицы по большей части имеют отри-
цательный заряд, но в некоторых условиях могут иметь и положитель-
ный.

Отрицательный заряд, присущий ядру, уравновешивается распо-
лагающимися вокруг него положительно заряженными катионами,
образующими внешний слой. Число отрицательно заряженных ионов
внутреннего слоя равно числу положительно заряженных катионов
во внешнем слое. Поэтому вся коллоидная частичка в целом электро-,
нейтральна.

Катионы, составляющие внешний слой, способны обмениваться
на катионы раствора, с которым соприкасается коллоидная частица,
причем этот обмен происходит в эквивалентных отношениях.

Схематически реакция обмена может быть изображена следующим
образом:

ПК Catr4-2KClit ПК

к>
к++СаС18

•X г

Символом ПК Саг* здесь изображен коллоидный комплекс почвы,
насыщенный обменными ионами Са*+. При соприкосновении с раство-
ром КО часть ионов Cai+ обменивается в эквивалентных отношениях
на ионы КС Реакция эта обратима. Это значит, что при однократной
обработке почвы раствором КО будет замещена лишь часть обменных
катионов Са2+, причем тем большая, чем выше концентрация ионов
К+ в растворе. Чтобы заместить все обменные ноны Cas\ нужна много-
кратная обработка, которая обычно осуществляется путем промыва-
ния навески почвы на фильтре соответствующим раствором до тех
пор, пока в фильтрате нс перестанет появляться ион Са:>.

Когда коллоидная частица окружена раствором, то часть катио-
нов остается на поверхности частицы, а часть переходит в раствор,
не удаляясь, однако, значительно от поверхности частицы. Последние
122
минеральной, 6 — органической
катионы называются отдиссоциированными. Они образуют диффузный
слой обменных катионов.

Для данного количества коллоида или почвы, содержащей код.
лоиды, общее количество обменных катионов, если выразить его в
грамм-эквивалентах на 100 г коллоида (или почвы), — величина
постоянная, не зависящая от природы катиона. Эта величина пазы
вается катионной емкостью обмена коллоида и выражается в милли*
грамм-эквивалентах (сокращено лг-экв) на 100 г коллоида или почвы,
содержащей коллоид. Если во внешнем слое данного коллоида содер»
жится только какой-либо один катион, то говорят, что коллоид насы-
щен таким-то катионом, например катионом калия. Если во внешне^
слое находятся разные катионы, то говорят, что коллоид' насыщен,
скажем, калием, натрием и кальцием. Сумма всех катионов, выражен*
ная в миллиграмм-эквивалентах на 100 г, равняется емкости об-
мена.

Строение коллоидной мицеллы схематично показано на рис. 15.
Мицелла состоит из ядра и двух слоев — внутреннего, потенциал-
ов редел я ющего, и внешнего — слоя компенсирующих катионов. По-1
следний разделяется в свою очередь на слой неподвижных катионов
и диффузный слой отдиссоциированных катионов. Доля обменные
катионов, переходящих в диффузный слой, зависит от природы кати-
она — его валентности и величины его радиуса — и состава и концен-
трации внешнего раствора. Эта доля тем больше, чем меньше радиус
катиона и чем меньше его валентность. Например, если мицелла цели-
ком насыщена ионом Са2', то в диффузный слой может перейти до 25%
от всего количества обменного Са2’, а если она насыщена ионом Na’,
то до 70%.

Основная масса почвенных коллоидов, как уже говорилось,
состоит из частиц глинных минералов. Последние имеют кристалли-
ческое строение и форму тонких пластинок, реже иголок. Их толщина,
измеренная при помощи электронного микроскопа, колеблется от
0,01 до 0,05 мк. Удельная поверхность частиц глинистых минералов
составляет от 5 до 30 м2/г у каолинита, 50—100 м2/г у иллитов и 600-J
800 м2/г у монтмориллонита и вермикулита. Ниже приведена емкость
обмена различных глинистых минералов (мг-экв на 100 г):

Каолинит............................... 3—15

Монтмориллонит......................... 80—120

Вермикулит............................... 100—150

Иллиты................................. 20—50

Хлорит.................................. 10—40

Аллофаны............................... <100

В I главе было подробно рассмотрено строение частиц глннных
минералов. Мы видели, что присущие этим частицам заряды обязаны
своим происхождением замещению одних ионов на другие. Особенно
большое значение имеет замещение Si4’ на А1” в тетраэдрах и Als<
на Mg2’ в октаэдрах. Каждое замещение является причиной появления
единичного отрицательного заряда, который и уравновешивается об-
менным катионом. Такие внутриструктурные замещения ионов в целон
-«ляются причиной появления зарядов на плоских поверхностях
ц глинистых минералов, в том числе и на плоских поверхнос-
ча^ элементарных пакетов минералов с расширяющейся решеткой
Т' щтморИллонита и вермикулита). В этих минералах около 80% всей
'Ммх'ти приходится на внутреннюю поверхность, т. е. на поверхности
е1С>1ентарных пакетов. У каолинита внутренней поверхности нет,
нет и внутриструктурных замещений ионов, в силу чего этот минерал
озалось бы не должен был бы иметь и свободных зарядов и катионной
обменной способности. Но каолинит все же имеет небольшую емкость
обмена. Эта емкость обусловливается теми свободными связями, кото-
рые имеются на боковых (торцовых) поверхностях пластинок глинис-
тых минералов. На этих поверхностях все ионы, входящие в состав
элементарных пакетов, обнажаются, причем часть присущих им связей
оказывается свободной, ненасыщенной. В особенности это относится
к нонам кислорода и гидроксилам. Эти свободные связи и компенси-
руются обменными катионами. Такой механизм удержания обменных
катионов является единственным для каолинита и главнейшим для
иллитов и хлорита, у которых небольшая доля катионов все же свя-
зана с плоскими поверхностями их пластинок.

Коллоидные свойства, присущие почве, создаются не только части-
цами глинистых минералов, но и органическими веществами, главным
образом гумусовыми, среди которых важнейшую роль играют гуми-
новые кислоты. Ядро гуминовой кислоты состоит из большого числа
сложных молекул, в состав которых входят различные группы. Обмен-
ная способность гуминовой кислоты создается карбоксильными груп-
пами — СООН, входящими в состав поверхностного слоя. Анионные
части этих групп — СОО образуют внутренний слой коллоидной ми-
целлы, а ионы Н’ — наружный слой и могут замещаться металличес-
кими катионами Са2*, Mg2’ и др., часть которых переходит в недиссо-
цнированное состояние, часть же отдиссоциирована и образует диф-
фузный слой (см. рис. 15).

Кроме карбоксильных групп, аналогично ведут себя и входящие
в состав гумуса фенольные группы, водород гидроксильных ионов
которых тоже может обмениваться на металлические катионы.

Гуминовая кислота четырехосновная, при молекулярном весе,
равном 1400, должна, очевидно, иметь емкость обмена, равную

100°ч^-100	286 мг'экв на 100 г-

Гумус почвы в целом имеет обычно несколько меньшую емкость
обмена. Она зависит от его состава и колеблется в пределах 180—200 мг-
Зкв на 100 г. Эта же величина получена для гумифицировавшихся
слоев лесных подстилок. Более свежие, слабо разложившиеся органи-
ческие остатки имеют емкость около 100 мг-экв на 100 г.

В числе обменных катионов в первую очередь должен быть назван
встречающийся хотя и в разных количествах, но во всех без
исключения почвах. Mg2’присутствует также во всех почвах, но обычно
в меньших количествах, чем Са2*. В очень многих почвах, особенно в
Лесных, в качестве обменного катиона встречается алюминий, а иногда
водородный ион. В тех же почвах, в небольших количествах, может бД
и обменный ион NH». В почвах засушливых областей — в солончадЯ
солонцах, в каштановых почвах — наряду сСа2’ и Mg*+ присутсЗи
иногда в большом количестве обменный Na’. В болотных почвах в кацЗ
стве обменного катиона может встречаться ион закисного железа J а!
Наконец, обменный К’ встречается в очень многих, если нс во всем
почвах, но обычно в малом количестве.	|

Емкость обмена почв зависит от их механического состава, т. е1
от содержания в почве илистой фракции, обладающей обменной спД
собностью, от содержания гумуса, также обладающего обменной
способностью, от минералогического состава илистой фракции (разньД
глинистые минералы обладают даже при одинаковой степени дисперЗ
ности различной обменной способностью) и от pH раствора.

Как мы уже отмечали, обменной способностью обладают, строго
говоря, все гранулометрические фракции. Этот вывод подтверждается!
следующими данными К. К. Гедройца:

Размер частиц, мм.... 0,25—0.005 0,005—0,001 0.001—0.00023 < О.ОоД

Емкость обмена, мг-экв на

100 г фракции.......... 0,3	15,0	37,2	69,9 |

Приведенные цифры показывают также, что с увеличением рД
мера частиц, а следовательно, с уменьшением их удельной поверх-
ности, а также с одновременным изменением их минера. югичесЯ
природы емкость обмена быстро падает. Поэтому естественно, чта
емкость обмена рыхлых пород зависит от гранулометрического состава,
а также от минералогического состава илистой фракции, а емкость!
обмена почв, кроме того, еще и от содержания гумуса. У песчаных
почв емкость обмена обычно бывает 1—5 мг-экв на 100 г, у супссчаныхД
до 7—8 мг-экв, у суглинистых от 7—8 до 15—18 мг-экв, наконец, у глА
иистых — от 15—18 до 25— 30 мг-экв, а иногда и выше.

Гумусовые горизонты почв имеют часто более высокую мкости
обмена, чем материнская порода. В почвах, наиболее богатых гуму-
сом, — черноземах емкость обмена в верхних горизонтах достигает]
50—60 мг-экв на 100 г. Самую высокую емкость обмена имеет торф —
до 100—150 мг-экв и даже более.

Ранее было сказано, что частицы почвенных коллоидов в громад
ном большинстве случаев заряжены отрицательно, вследствие чеЛ
их наружный диффузный слой состоит из катионов, которые и я вл я ютов
обменными, или поглощенными. Однако почвы могут обладать nor.iOl
тительной способностью и по отношению к анионам. Главными пост
телями анионной обменной способности в почвах являются аморфнЯ
и кристаллические гидроокиси железа и алюминия. Положительным
заряд у их частичек возникает в кислой среде вследствие присоедини I
ния к ним водородного иона, например при воздействии соляной I
кислоты:	I

(Al, Fe)(OH)„ + H'+Cl- = (AI, Fe)(OH)„H+C|-
Поглотившнйся таким образом нон CF может обмениваться на ДРУГЯ
анионы.
Анаюгичная реакция может возникать с NH и NH., группами,
t ^ii,,ми в состав органического вещества:

Я _ N Н, + Н* + СГ = R - N НС1~

„ __ радикал органического соединения.

гДе ],з сказанного следует, что возможность поглощения анионов
I , и т /так Же как и катионов) от концентрации свободных водородных
ЦУ”, т е. от pH раствора: чем ниже pH, тем выше будет анионное
,1( лощение. Поэтому характеризовать анионную емкость обмена
П°<ой-то определенной величиной не представляется возможным.

Анионы, дающие нерастворимые соединения с AI и Fe, например
•нноиы фосфорной кислоты РО;, могут поглощаться химически, давая
КлЬиты алюминия и железа на поверхности коллоидных частиц. Эти
пеакиин носят лишь частично обменный характер.

Напомним, что pH — отрицательный логарифм концентрации
свободных водородных ионов, выраженной в грамм-эквивалентах
на 1 л раствора. Если pH равно 7, то раствор имеет нейтральную
реакцию, если меньше 7, то кислую, и если выше, то щелочную.

Влияние состава обменных катионов
на свойства почвы

Состав обменных катионов оказывает весьма большое влияние
на многие своХТва почвы и прежде всего на ее агрегатный состав.
В табл. 20 приведен микроагрегатный состав нескольких образцов
чернозема, насыщенных различными катионами.

Таблица 20

Микроагрегатный состав образцов чернозема, насыщенных различными
катионами (по И. Н. Антипову-Каратаеву)

К1Т1ЮИ	Содержание частиц (и % от веса сухой почвы)						
	1-0.25.  JH.1I	0.25—0.02. мм	0,02—  0,005, мм	0.005—  0,002. мм	0.002—  0,00025. мм	0.00025— 0,00002.  JHJM	< 0.00002. мм
ц+	0,57	9,96	24,43	11,51	16,19	31,90	5.44
Ка‘	0,56	11,18	25,57	11.91	15,07	33.18	2,33
К*	0.80	31.29	20,99	12,33	4,29	26,82	3.48
Мк’*-	0.7»	54.18	28,98	9,01	4,69	0.90	1,52
Са2’	0.80	55.53	28,78	7,57	5,23	0.62	1,47
Ва2к	1,29	52.61	28.62	9.04	6,61	1,23	1.20
н	1,18	58.60	26,93	6,82	4,96	0,82	0,69

видно из данных таблицы, агрегатный состав почв зависит
Н(,.К)Го- каким обменным катионом насыщена почва. При насыщен-
Одновалентными катионами щелочных металлов (лития, на-
к0 ’Калня)резкоувеличиваетсясодержание наиболее тонких частиц—
®.00‘>>ИДНЫХ 11 близких к ним по размеру, начиная примерно с 0,005—
**• при одновременном уменьшении содержания крупных час-
Рис. 16. Почва в раздельночастич-
ном состоянии:

I — отдельные частицы почвы. 2 —
гидратные оболочки; 3 — свободная
»О*а

ТИП, особенно частиц 0,25—0,02 w.w. При насыщенности почвы дву)Я
лентнымн катионами или катионами водорода содержание тонкД
частиц оказывается небольшимТЯ
зато возрастает содержание крупцуЗ
Создается такое впечатление, «2
с изменением насыщающего шоч»
катиона изменяется и ее гранул
метрический состав. Последнего, 
зумеется, не может быть. Грану.ц
метрический состав почвы не меняется
а изменяется лишь ее arperaJK
состояние. Насыщение почвы двухва-
лентными катионами щелочноземель,
ных металлов (магний, кальций, ба-
рий) вызывает образование агрега-
тов, отдельные почвенные частицу
склеиваются в относительно крупные
комочки, причем клеящим веществом

являются наиболее тонкие частицы,
т. е. коллоидные. Насыщение почвы

лоиды переходят в состояние

одновалентными щелочными катио-
нами вызывает распад этих комочков
на отдельные частицы, причем кол-
золя. Чем же можно объяснить такое

влияние природы обменных катионов на агрегатное состояние почвы?

Укажем, что из почвы, насыщенной двухвалентными катионами,
можно получить устойчивую суспензию такой же степени дисперс-

ности, что и при насыщении почвы
катионом натрия. Это достигается
путем растирания густого теста из
почвы с водой с помощью резино-
вого пестика. Из этого факта сле-
дует, что в образовании и устойчиво-
сти почвенных суспензий большую
роль играет вода. Дело в том, что
поверхность почвенных частиц об-
ладает способностью притягивать
к себе молекулы воды, которые
образуют вокруг этих частиц вод-
ные, или гидратные, оболочки.
Последние препятствуют соприкос-
новению частиц, а следовательно,
и склеиванию их в агрегаты. Почва
приобретает раздельночастичное

Рис. 17. Почвенный комочек

состояние, причем коллоиды пере-

ходят в состояние золя. Схематически это изображено на рис. I®
Однако водные оболочки с почвенных частиц можно снять высУ‘

шнванием или воздействием на почвенную суспензию
спиртом, который отнимает влагу у почвенных частиц.
•ЯППШЗОЬ ПОН0ПОШО» tx/pff

ПОШ nnmiH6U3Q3<lUOUOnnu3Wt>[/

лппшзпь nougnovi/on odgtj

поиз nnino<4U3Q3liUOl/Onno3U10}J

tohnuiJOh nougnoi/i/ок otfgn

Роде, Смкрдоа
водных оболочек почвенные частицы, при соприкосновении Mord
вновь склеиваться в комочки (рис. 17). Обезвоженная тем или инД
способом почва при новом соприкосновении с водой ведет себя п*
разному, в зависимости от состава обменных катионов. Если qU
насыщена Na4, то она легко пептизируется вновь и дает устойчивую
суспензию. Если почва насыщена двухвалентными катионами, то прм
соприкосновении с водой она остается в агрегированном состоянии

Сущность различного влияния обменных катионов на состояние
почвы заключается, по-видимому, в том, что двухвалентные катионы
являются как бы цементом, скрепляющим почвенные частицы в агре-
гаты, а одновалентные катионы таким цементом служить не могут

На рис. 18, а изображены схематически две почвенные коллоид?
ные частицы, связанные двухвалентными катионами Са,+. Кроме [тих
катионов, с поверхностями частиц связано и некоторое количество
молекул воды. Связь частиц между собой, осуществляемая ионами
Са24, настолько сильна, что другие молекулы воды, находящиеся
в окружающем растворе, не могут проникнуть в промежуток между
частицами и оттолкнуть их одну от другой. В механически растертой
почве (рис. 18, б) каждый обменный катион Са2' связан обеими своими
валентностями уже только с одной почвенной частицей. Молекулы воды
беспрепятственно образуют вокруг почвенных частиц водные оболочки.
При удалении влаги водные оболочки исчезают и частицы снова пере-
ходят в агрегированное состояние, цементируясь ионами Са2+. 1

Рассмотрим случай, когда частицы почвы насыщены одновалент-
ными ионами Na* (рис. 18, в). Ионы Na' вследствие одновалентности
не могут связывать частицы, и поэтому при взбалтывании почвы с
водой (без предварительного растирания) частицы разъединяются и
вокруг каждой из них возникает водная оболочка. Таким образом,
насыщенность почвы ионом Na' обеспечивает обратимость гидратации
почвенных частиц, т. е. возможность возникновения водных оболочек
после высушивания.

Состав обменных катионов оказывает существенное влияние И
на другие свойства почвы и прежде всего на водопроницаемость. Со-
вершенно естественно, что пептизация почвы, которая достигается
насыщением ее ионом натрия (в природе это имеет место в солонцах),
ведет к резкому уменьшению водопроницаемости почвы, вплоть до
полного ее исчезновения, к значительному набуханию почвы, повы-
шению ее клейкости и т. д.

Коагуляция почвенных коллоидов

Итак, почвенные коллоиды могут находиться в различном состоя-
нии. В одних условиях коллоидные частицы при соприкосновении с
водой разобщаются и при взбалтывании с водой дают очень устойчи-
вую суспензию, которая не осаждается в течение многих месяцев и
даже лет. Такая суспензия называется коллоидным раствором, или
золем. В других условиях коллоидные частицы склеиваются одна с
другой, а также с более крупными частицами. При взбалтывании та-
кой почвы с водой наблюдается немедленное образование осадка.
его из вторичных частиц, т. е. агрегатов или комочков, кото-
coCT°,! свою очередь, состоят из первичных частиц разной величины,
иных одна с ДРУг°й коллоидными частицами. В этом случае
Ll iet l>Bop«M, что почвенные коллоиды находятся в свернутом, или
состоянии.

"'"устойчивость почвенных коллоидов обеспечивается образованием
ных оболочек вокруг частиц, которые препятствуют соприкоснове-
последних друг с другом. Однако эта причина устойчивости
ылоидов не единственная. Вторая существенная причина — наличие
Ь коллоидных частиц электрического заряда. Выше уже говорилось,
У коллоидные частицы обладают электрическим зарядом, который
думается ионами, слагающими их внутренний, потенциалопределяю-
щнй слой (стр. 122). Этот заряд компенсируется суммой противополож-
ных по знаку зарядов, присущих обменным ионам, слагающим внеш-
ний слой коллоидной частицы. Поэтому в целом коллоидная частица
является электронейтральной. В воде некоторая часть ионов внешнего
слоя отдиссоциируется в окружающую частицу воду, образуя диффуз-
ный слой. Благодаря этому присущий частице заряд оказывается
компенсированным не полностью, и она приобретает некоторый потен-
циал, который называется влектрокинетическим или дзета-потен-
циамм. Он измеряется обычно величинами порядка нескольких десят-
ков милливгХьт и зависит от состава и степени диссоциации обменных
катионов: чем она больше, тем выше потенциал.

Одноименно заряженные частицы отталкиваются одна от другой.
Чем выше потенциал, тем сильнее отталкивание и тем устойчивее
окажется коллоидный раствор. Следовательно, устойчивость золя
находится в прямой зависимости от величины электрокинетического
потенциала.

Коагуляция коллоидов раствора может быть вызвана несколькими
причинами. С одной из них, которая имеет особенно большое значение,
мы уже познакомились — это обезвоживание частиц путем высушива-
ния почвы. Такие же явления можно вызвать замораживанием почвы,
так как оно также сопровождается отнятием воды.

Коагуляцию коллоидного раствора могут вызвать электролиты.
Так, если прибавить к коллоидному раствору раствор какой-нибудь
соли, то золь коагулирует и коллоиды выпадут в осадок. Это объясня-
ется тем, что, во-первых, ионы прибавленной соли, гидратируясь,
отнимают воду у коллоидных частиц и тем самым, уменьшая толщину
водных оболочек, способствуют их взаимному сближению. Во-вторых,
”оны соли подавляют диссоциацию обменных катионов, а следова-
тельно, уменьшают электрокинетический потенциал частиц. Обе эти
причины ведут к тому, что коллоидные частицы соприкасаются, полу-
чают возможность склеиваться в агрегаты. Поэтому даже в том случае,
огда почва насыщена ионом NafB присутствии солей натрия в растворе,
°чвенные коллоиды все-таки оказываются скоагулированными.
п Особым случаем коагуляции является взаимная коагуляция
“Ротивопатожно' заряженных коллоидов. Большая часть коллоидов
почве, как уже указывалось, заряжена отрицательно. Однако в поч-
встре чаются и положительно заряженные коллоиды, главным

в*	131
образом гидроокиси железа и алюминия. В почвенном растворе мо
одновременно оказаться и положительно заряженные коллоиды (г
роокиси) и отрицательно заряженные (например, коллоидные гу|^^
вые вещества, к которым относятся свободные фульвокислоты). Сове£
шенио естественно, что коллоидные частицы с противен оюжныЯ
знаками зарядов будут притягиваться одна к другой и противона^И
ные заряды взаимно нейтрализоваться. При определенном количествЯ
ном соотношении тех и других частиц они соединятся и выпадут в оса*
док, поскольку окажутся лишенными зарядов. При этом образуем
комплексный гель.

Если число частице зарядом одного знака значительно преобладает
над числом частиц с зарядом противоположного знака, количественно
преобладающие частицы могут, соединяясь с частицами противополож-
ного знака, образовать вокруг них защитную оболочку, несущую i0T
заряд, который присущ преобладающим частицам. В результате обра-
зовавшиеся сложные частицы сохранят заряд, присущий преобладаю-
щим частицам, и образуют новый коллоидный раствор, который назы-
вается комплексным золем. Преобладающие частицы называются защит-
ным коллоидом, так как они защищают частицы с зарядом противопо-
ложного знака от коагуляции. Примером может служить возникновение
при образовании подзолистых почв комплексных органо-железных
и органо-глиноземных золей, в которых защитным коллоидом являются
фульвокислоты, а защищаемыми — гидроокиси железа или алюминия.
В почвообразовании такое защитное действие и возникновение ком-
плексных золей в некоторых случаях имеет большое значение.

• Характер гелей, т. е. коагулированных коллоидов, может быть
весьма различным. В одних случаях гели содержат очень много воды
и носят характер студней (гуминовая кислота, студнеобразные осадки
кремнезема и т. п.). В других случаях коллоиды при коагуляции обра-
зуют осадки, содержащие небольшое количество воды. Такие осадки
образуются при коагуляции суспензий глин.

Кислотность почв

При разложении органических остатков образуется много орга-
нических кислот, которые при известных условиях нейтрализуются
не полностью и сообщают поэтому почвам кислую реакцию. Особенно
часто это наблюдается под лесной растительностью, что отражается
в свою очередь на ходе образования и на многих свойствах лесных
почв.

Носителями кислотности в почве могут быть как почвенный раствор(
так и почвенные коллоиды.

Кислотность почвенного раствора обусловливается различными
воднорастворимымн кислотами и их кислыми солями. Такими кисло-
тами являются угольная, масляная, щавелевая, лимонная, уксусная,
фульвокислоты и др. Эту форму кислотности называют титровальной.

Кислотность почвенных коллоидов — это так называемая
ноя кислотность. Причиной кислотности являются обменные катионы,
которыми, казалось бы, должны быть катионы водорода.
^Обнаружить обе формы кислотности нетрудно.Возьмем, например,
нмй гумусовый слой лесной! почвы (особенно несколько торфя-
ве|Л ый). взболтаем его с водой и отфильтруем. В фильтрате мы найдем
Н"'1олы1кк‘ количество свободных водорастворимых органических
"тот Их общее количество может быть определено титрованием
^'^ьтрата щелочью. Обменные ионы водорода при такой обработке
той водой в фильтрат не переходят. Однако, если ту же почву
^ц^упаем с нейтральным раствором какой-нибудь соли, например
Кюистого калия, отфильтруем раствор и исследуем его, то немедленно
обнаружим в нем в том или ином количестве свободную соляную кисло-
rv которая сообщит ему сильнокислую реакцию.

Появление соляной кислоты может быть объяснено следующим
сбр*зом. Ионы калия, находившиеся в растворе хлористого калия,
вытеснили ионы водорода, находившиеся в почве в обменном состоянии,
заняв их место. Ионы водорода, перешедшие в раствор, образовали
с оставшимися в нем ионами хлора свободную соляную кислоту, коли-
чество которой можно определить титрованием фильтрата. Схемати-
чески подобную реакцию обмена можно было бы изобразить так:

и

н

ПК

----н

+ KC1S* ПК +НС1,
_____ к

где I ПК । обозначает коллоидный комплекс почвы, насыщенный
обменными водородными ионами. Однако в действительности дело
обстоит не так. Если мы исследуем более подробно вытяжку из почвы,
полученную путем обработки последней раствором KCI, го обнаружим
в ней алюминий и при этом по большей части в количестве, эквивалент-
ном количеству соляной кислоты, и реже в несколько меньшем. Естест-
венно было бы предположить, что обменным катионом в почве был не
водородный ион, а нон алюминия АР*. Последний может переходить
в вытяжку по схеме

ПК А13+ + ЗКС1

-----к

ПК к - -|-Д1С1:

Исследования В. А. Чернова и новейшие работы некоторых зару-
бежных исследователей показали, что на самом деле процесс протекает
сложнее. Как уже указывалось в первой главе, частицы слоистых
алюмосиликатов в почвах не существуют в «чистом» виде. На их поверх-
ностях как наружных, так и внутренних (у минералов, обладающих
Расширяющейся решеткой) почти всегда присутствуют пленки из гидро-
окисей алюминия и железа, обычно очень тонкие — толщиной в одну
Молекулу. Эти электростатически связанные с поверхностями пласти-
**Ок глинистых минералов пленки, в особенности когда они находятся
•иежслоевых пространствах, не бывают сплошными, а образуют ост-
Fobkh. Пленки заряжены положительно. Вследствие этого они нейгра-
изуют часть отрицательных зарядов, присущих поверхностям сло-
ЛТЫх алюмосиликатов, причем гидроокиси на катионы внешнего раст-
ра не обмениваются. Иначе говоря, пленки снижают катионную
и°**енную способность слоистых алюмосиликатов. Кроме того, межслое-
вые пленки иногда связываются с поверхностями двух соседних эш
ментарных пакетов и, стягивая их, препятствуют расширению решетки!

Обменная способность глинистых минералов при отсутствии
пленок зависит исключительно от того отрицательного заряда частицу
минерала, которая обусловлена изоморфным замещением кремния
на алюминии, а алюминия на магний. Заряд и обусловленная им
емкость не зависят от pH раствора вплоть до pH равного 5,5, а ддя
монтмориллонита даже до pH равного 6. При более высоких pH обу.
словленная зарядами емкость несколько увеличивается.

При наличии пленок влияние pH на величину катионной емкости
обмена возрастает. Причина этого может быть пояснена следующей
схемой (по Колеману и Томасу):

IСлоистый алю-1х.
мосиликит |л

Пленка: (ЛИОН). О
р И 8

он-
н+

1 Слоистый алюмо-|х_
силикат Г

(Пленка: AI(OH)j-^l Х+

I pH» 4	1

ОН;

Н(-

IСлоистый алю	1

млеиликат |л

Пленка: [Л1(ОН)з-.>^]*Х +

РН*2 J

Из данных схемы следует, что отрицательный заряд слоистого
алюмосиликата все время остается постоянным. Он обусловлен гидро-
ксильной группой и равен, в расчете на элементарную ячейку, X*.
# При pH 8 пленка нейтральна и заряд всей частицы равен тоже X",
По мере понижения pH (слева направо) водородные ионы соединяются
с гидроксильными нонами, связанными с Л1 пленки, образуя воду.
Пленка, в которой положительно заряженные А18’ не полностью компен-
сированы отрицательными зарядами гидроксильных групп, приобре-
тает положительный заряд. Последний постепенно нейтрализует
отрицательный заряд слоистого алюмосиликата. При pH 4 (в этом
примере) — нейтрализация полная, и вся частица вместе с пленкой
становится электронейтральной (заряд равен 0). При дальнейшем
понижении pH положительный заряд пленки возрастает, а заряд части-
цы в целом делается тоже положительным. При pH я* 2 заряд пленки
достигает ЗХ+, а заряд частицы Х+. Катионный обмен заменяется ани-
онным. Таковы сущность и механизм влияния pH на емкость катион-
ного обмена глинистых минералов, несущих на своей поверхности
пленку из гидроокисей AI и re.

V Весь описанный процесс обратим (на схеме это показано стрелками
при ионах Н* и ОН*, направленными в противоположные стороны).
С повышением pH (и следовательно, увеличением концентрации в раст-
воре гидроксильных ионов) процесс идет в обратную сторону и катион-
ная емкость обмена восстанавливается.

Сказанное позволяет решить вопрос о том, как же определять
обменную кислотность почвы и как она зависит от pH раствора, при-
меняемого для вытеснения А13‘ (а в некоторых случаях Н+) солевого
раствора.

Как известно, для определения содержания в почве обменных
катионов ее обрабатывают раствором какой-либо нейтральной соли,
например КС1. При промывании навески почвы раствором из нее вытес-
няются и вымываются обменные катионы, которые одновременно заме-
1^... катионом К. При этом вымываются все катионы оснований —
4.ia-K.’T\\g*‘, К*, Na*, NH*. Они могут быть определены соответствую-
& и методами в фильтрате. Опыт показывает, что в кислых почвах
u"'"jT0M полностью вытесняются и переходят в раствор в фильтрат
"Р" (если они имеются) и обменный AI как в форме трех валентного
,,0-торын встречается лишь при сильно кислой реакции), так и в более
'К°овной, гораздо чаще встречающейся форме алюмогексагидрония:
<a'| (ОН.)'«1’4- Этот сложный катион вытесняется и переходит в раствор
интервале pH от 4,0 до 5,5. Он представляет собой слабую кислоту,
„о своей «силе» близкую к уксусной. В присутствии воды он гидроли-
зуется по формуле

[AI(OH2).]S + H1O = (A1(OH)(OH2)s]«*+ Н*

В фильтрате и водородные и алюмогексагидрониевые ионы тит-
руются щелочью.

г Следует добавить, что при исследовании природных почв при
обработке их раствором нейтральной соли в фильтрат переходит почти
исключительно AI, в то время как свободный обменный Н* практически
всегда в кислых почвах отсутствует. Даже если мы искусственно
насытим почву водородным ионом, через некоторое время он исчезнет
и в солевую вытяжку начнет переходить AI, т. е. обменный ион Н*
как бы «превращается» в ион А13+. Это объясняется тем, что обменные
ноны Н+, искусственно введенные нам. в почву, вызывают высвобож-
дение AI из октаэдрических слоев решетки. Освободившийся AI зани-
мает места обменного Н*. переходя в обменное состояние. Этот процесс
протекает не мгновенно, но все же достаточно быстро, в течение несколь-
ких недель.

Применяя для вытеснения водородных и алюмогексагндрониевых
ионов растворы с pH выше 6, мы можем, в соответствии со сказанным
выше о влиянии pH на величину катионной емкости обмена, нейтрали-
зовать положительные заряды, присущие гидроокисным пленкам.
Исчезновение из раствора ионов ОН* равносильно его подкислению.
Титруя полученный фильтрат до pH исходного раствора, найдем вели-
чину кислотности, обусловленную водородными ионами, связанными
с алюминием еще прочнее, чем в алюмогексагидронии. Для определения
этой доли кислотности обычно применяются солевые растворы с pH
от 8,0 до 8,2, так как при этой величине pH полностью нейтрализуются
“се формы А1 и Fe.

Таким образом, кислые почвы обладают как бы двумя компонен-
тами кислотности: обменивающейся с катионами нейтральных солей
Р необменивающейся, но титруемой слабощелочными растворами.
'-Умма обоих компонентов до некоторой степени соответствует тому, что
называется ^гидролитической» кислотностью. Величина ее является
^пирнческим условным показателем, который определяется путем
“Работки почвы раствором ацетата натрия с pH около 8,2 и последу-
ющего титрования фильтрата. Именно так определяется потребность
очвы в извести для нейтрализации ее кислотности.

Все вышесказанное относилось главным образом к минеральным
"’«Моидам. Что касается органических коллоидов, то как уже было
указано, катионная обменная способность нх создается главны!
образом карбоксильными, отчасти фенольными группами. Но в киоЛ
почвах водородные ионы этих групп бывают также (нередко полноаЯ
замещены алюминием (реже — железом). В силу этого сказанное выц2'
в значительной мере может быть распространено и на кис то гноем
обусловленную органическими коллоидами.

Для характеристики кислотности почвы, кроме абсолютного содер»
жания первого и второго компонентов почвенной кислотности, приме-
няется еще один показатель — так называемая степень ненасыщенности
почвы. Она равна отношению содержания суммы обменных ионов
А134 и Н4 к общей емкости обмена:

..енаемценность-д,.^,, ^Х-гН- + д„.  100.	

Выражается ненасыщенность в % от емкости обмена . В приведенной фор-
муле AI34 и Н4 соответствуют или содержанию первого компонента кис-
лотности или всей кислотности в целом. Дополнение степени ненасы-
щенности до 100 характеризует обратную величину — степень пасы*1
ценности.

f Для общей характеристики кислотности почвы существуют еще
два показателя: pH гусп(»ни«ч пПчпы в_вод.е и в растворе КО. Получае-
мая величина pH — «актуальная кислотность» - не может быть точна
физико-химически истолкована. На нее оказывают влияние: 1) свобод-1
ные водородные ионы воднорастворимых (по большей части органи-
ческих) кислот, содержащихся в почве; 2) ионы АР4 и Н*‘ находящиеся
в обменном состоянии, т. е. связанные с твердой фазой^З) свободные
водородные ноны соляной кислоты в суспензии почвы с раствором
КС1, образующиеся в результате частичного замещения обменных
АР’ и 1Г на ионы К*. Поэтому эта величина является лишь некоторым
х^брбщенным качественным показателем кислотности почвы.

Реакция почвы — важный экологический фактор, который должен |
учитываться при подборе пород при лесоразведении или лесовосеЙ
новленни, при суждении о необходимости известкования почвы и т. д.

Существует соотношение между классами бонитетов насаждений
и реакций почв. Так, по данным Д. О. Манцевич, для условий БССР?
наблюдалось следующее соотношение (табл. 21).

Таблица 21

pH водной суспензии по классам бонитета

Насаждения		Бонитет		
	1, 1а, 16	11-111	III - IV	IV -V
Сосновые . . 	  Еловые	  Ольховые 		4,8-5,0  5,6— 5,8  5,8-6,5	ОО  М 1  --Д	3,6—4,2  4,5— 4,6	

В лесах Среднего Поволжья наблюдается следующее коррелятив-
ное соотношение между типами леса, почвами, бонитетами и реакцией
(табл. 22).

136

Таблица 22

Реакция некоторых почв и классы бонитета лесонасаждении
Марийской АССР

Тип леса	Почва	Класс бонитета	pH водной суспензии
Сосняк лишайниковым  Сосняк-зеленомошник  Сосняк черничник Сосняк сфагновый Сосняк кисличник  Ельник-кисличник  Ельник липняковый  березняк разнотравный  Дубняк липовый	Слабо развитая грубогумусная песчаная на рыхлых древне- аллювиальных песках  Слабо- и средиеподзолистая грубогумусная песчаная на Лревнеаллювиальных песках  То рфя н исто- подзолисто- г леев а я Торфяно-глеевая  Дерново среднеподзолистая лег- косуглиинстая на покровных суглинках  Дерново-среднеподзолистая суг- линистая па покровном суг- линке  Дериово-силыюподзолистая суг- линистая на покровных суг- линках  Дерново-подзолистая супесча- ная на ф.тювпогляциал’'.гЫх супесях  Светло-серая лесная на лёссо- видном суглинке	HI-IV  11  III IV  I  1  II  1  1!	4,5  425—5,0  4,5 35—4,0 5,0—5,5  5,5-6,0  5,8  6,4  6,1—6,3

Итак, кислотность почвы представляет собой сложное физико-
химическое явление, проявляющееся в нескольких различных формах.
Однако первоисточником кислотности любой почвы являются все же
водородные ионы угольной кислоты и, особенно, органических кислот,
образующихся при разложении органических остатков и выделяемых
корнями растений.

Кислотность почвы отрицательно влияет на условия произраста-
ния растений. В особенности это относится ко многим культурным
растениям. Однако и на продуктивность лесной растительности кис-
лотность почвы нередко влияет отрицательно. Сущность влияния
заключается, по-видн.мому, в том, что при более или менее сильно
кислой реакции в почвенном растворе появляются ноны алюминия,
а в некоторых случаях и марганца в таких концентрациях, которые
оказываются вредными для растений.: Поэтому в сельском хозяйстве,
чтобы повысить урожайность, прибегают к устранению кислотности
-ПОЧВ. Для этого в почву вносят известь жженую, гашеную или чаше
Всего углекислую в виде тонко размолотого известняка. Этот прием
На л .нается мзвёсткаешщ : • Ход реакции нейтрализации г.ичи..
.можно изобразить схематически так:

ПК

н

н 4' CaCOj

-> ПК Ca-1-HjO + COjf

137
Углекислый кальции при этом вступает в реакцию с* обменным
водородом (или алюминием), причем водород вытесняется кальцце^
щ соединяясь с карбонатным анионом, превращается в углекислоту,
которая и удаляется из почвы, а алюминий выпадает в виде гидроокиси’

Известкование или мергелевание кислых почв лесных питомников
лесокультурных участков и взрослых лесонасаждении, как показывают
данные различных исследователей, является также, как и в сельском
хозяйстве, в ряде случаев экономически доступным и очень эффектив-
ным мероприятием, улучшающим качество посадочного материала
и повышающим продуктивность насаждения.

Заканчивая раздел о почвенных коллоидах, укажем, что погло-
тительная способность почвы имеет большое агрономическое и лесовод,
ственное значение^ Благодаря этой способности питательные вещества
предохраняются от вымывания из почвы. Поглощенные ионы являются
доступной формой пищи для растений и микроорганизмов. Поглоти-
тельная способность регулирует концентрацию почвенного раствора.

Почвенные коллоиды способны противостоять быстрому изменению
реакции раствора. Это явление будет рассмотрено ниже.

Коллоидный комплекс можно улучшать на пашнях, в лесных
питомниках, древесных школах, плантациях и на семенных участках
обогащением почвы органическим веществом, путем внесения органи-
ческих и минеральных удобрений, сидерацией, минованием песчаных
почв, в лесах—созданием смешанных насаждений и проведением мер
ухода за насаждением и почвой.

почвенный раствор

Важнейший источник влаги в почве — атмосферные осадки.
Дождевая вода, поступающая на поверхность почвы, не является
вполне чистой. Проходя через атмосферу, она растворяет находящиеся
в ней газы и некоторые другие вещества. Помимо обычных газов,
входящих в состав атмосферы, т. е. азота, кислорода, углекислоты
и благородных газов, дождевая вода может содержать аммиак и окисли
азота, образующиеся в атмосфере при грозовых разрядах. Вблизи
крупных городов дождевая вода всегда содержит сернистую кислоту,
образующуюся при сгорании каменного угля в топках и выбрасываемую
в атмосферу вместе с дымом. Вблизи морских побережий и соленых
озер дождь часто содержит хлористый натрий, попадающий в воздух
в виде пыли, сдуваемой ветром с гребней воли и с прибрежных скал
и камней, где он осаждается при испарении соленой воды.

Аналогичное явление наблюдается и поблизости от солончаков,
т. е. почв, содержащих большое количество солей, которые нередко
образуют корки на поверхности почвы. Частицы солей вздымаются
ветром и переносятся на значительные расстояния, а при выпадении
дождя увлекаются дождевыми каплями. Таким образом, на поверх*
ность почвы поступает не чистая вода, а раствор различных газов
и солей. Попав в почву, вода начинает реагировать с различными орга-
ническими и минеральными веществами, обогащаясь при этом неко-
торыми растворимыми соединениями.
Следовательно, почвенная влага представляет собой всегда неко-
Г р раствор, который и принято называть почвенным раствором.
^гТав н концентрация почвенного раствора могут быть весьма раз-
умными в зависимости от характера почвы, материнской породы,
Мстительности, времени года, условий погоды и т. д.

Р" Одно из важнейших свойств раствора — его реакция. Реакция
яаствора оказывает весьма большое влияние не только на скорость,
но и на направление происходящих в нем химических процессов.
Почвенный раствор может иметь кислую, нейтральную или щелочную
реакцию. Реакция зависит не от общего содержания в растворе кислоты
или щелочи, а от соотношения концентраций свободных водородных
и гидроксильных ионов и характеризуется величиной pH, которую
можно определить колориметрическим, а более точно — электрометри-
ческим способом. Кроме того, с помощью титрования почвенного
раствора щелочью или кислотой может быть определена его общая
кислотность или щелочность.

Кислую реакцию почвенному раствору сообщают угольная кислота
и воднорастворимые органические кислоты, образующиеся при раз-
ложении органических остатков, например масляная, щавелевая,
лимонная, а также растворимые формы гумусовых кислот. Щелочная
реакция может вызываться присутствием в растворе солей сильных
оснований со слабыми кислотами, которые подвергаются гидроли-
тическому расщеплению и дают растворы со щелочной реакцией. К ним
относятся соли кальция, магния, калия, натрия, аммония с угольной,
кремневой и органическими кислотами.

Реакция почвенных растворов может колебаться в довольно
широких пределах, начиная от pH = 3—3,5 (величины, наблюдаемые
в сфагновых торфах и в лесных подстилках засфагнеиных лесов)
и кончая pH 10—11 в почвах, называемых солонцами. Наиболее
низкне величины pH обусловлены присутствием в растворе свободных,
преимущественно органических, гораздо реже минеральных, кислот.
Большое влияние на pH оказывает и углекислота. Ее концентрация
в почвенном растворе зависит от концентрации ее в почвенном воздухе,
в равновесии с которыми находится раствор (табл. 23).

Таблица 23

Соотношение между содержанием СО, в воздухе и растворе
и pH раствора при 18° С

Содержание СО, " «отдухе  •			Содержа- ние СО, в 1 л рас- твора. г	pH раствора	Содержание СО, в воздухе		Содержа- нке СО, в 1 л рас- твора, а	pH раствора
•% от объема	парциаль- ное дав- ление, атм			в % От объема	парциаль- ное дав- ление, атм		
о.ад	0.0003	0,00054	5,72	3,00	0,0300	0,05400	4.72
0,30	0.0030	0,00540	5.22	10,00	0,1000	0,17*70	4,45
1.00	0,0100	0,01790	4,95	100,00	1,0000	1,78700	3,95
Таким образом, изменение содержания одной только углекислоту I
в почвенном воздухе, которое может колебаться от 0,03 до 5—Я
способно вызвать изменение pH раствора, изолированного от почву
более чем на единицу, т. е. изменить концентрацию водородных ионов '
более чем в 10 раз.

В присутствии углекислого кальция при разных концентрациях
углекислоты создаются концентрации СаСОа и величины pH в растворе
приведенные в табл. 24.

Таблица 24

Концентрация СаСО:| в растворе в зависимости от содержания
углекислоты в воздухе

Содержание СОВ I» коздухе		Содержание В 1 л  раствора СаСО, при насыще- нии,  9	pH раство- ра	Содержание СО, в воздухе		Содержание в 1 л раствора СаСО. при наеыце- нии.  <?	pH раство- ра
в % от объема	парциаль- ное дапленне. атм			в % от объема	парциаль- ное давление. 0Л1.И		
0,00	о.оооо	0,0131	10.23	1,00	0,0100	0,2106	7,47
0,03	0,0003	0,0627	8.48	10,00	0,1000	0,4689	Ь.80
0,30	0,0030	0,1380	7,81	100,(Х)	1,0000	1,0577	6,13

В почвенном растворе никогда или почти никогда не содержится^
сильных кислот и сильных щелочей. Это объясняется тем, что почвен-
ные растворы, как и многие другие природные растворы, обладают
способностью сопротивляться, противостоять изменению его реакции.
Эго свойство раствора называется буферностью. Суть его заключается
в следующем. Как только что указывалось, в почвенном растворе
всегда содержатся различные слабые кислоты — угольная, органиче-
ские и др. — и их соли с сильными основаниями. Свободные кислоты
обладают весьма небольшой степенью диссоциации. Соли этих кислот
диссоциированы почти полностью (вообще почти все соли являются
сильными электролитами). Такой раствор имеет слабокислую реакцию.

Прибавим к почвенному раствору небольшое количество какой-
нибудь сильной, например соляной, кислоты. Казалось бы, кислот-
ность раствора, измеряемая концентрацией свободных водородных
ионов, должна резко увеличиться. Однако на самом деле это будет
не так: кислотность увеличится весьма незначительно. Объясняется
это тем, что с вводом соляной кислоты в растворе появится много сво-
бодных ионов водорода, которые начнут вступать в соединение со сво-
бодными анионами слабых кислот. Причем эта реакция пойдет почти
до конца, так как кислоты слабые. Следовательно, почти все введенные
в состав соляной кислоты свободные водородные ионы исчезнут из
раствора, войдя в состав недиссоциированных молекул слабых кислот,
и изменение реакции раствора в кислую сторону будет лишь незна-
чительным, совершенно не соответствующим введенному в раствор
количеству соляной кислоты.

Аналогичное явление наблюдалось бы в том случае, если бы в раст-
вор ввели не соляную кислоту, а какую-либо сильную щелочь. Свобод-
гидроксильные ноны последней стали бы соединяться с водород-
ные [ иоНами слабых кислот и давать недиссоцннроваиные молекулы
нь|У,‘ исчезая из раствора. Таким образом, в обоих случаях раствор
сопротивляется увеличению в нем концентрации как свободных
водных, так и свободных гидроксильных ионов, т. е. изменению'
реакции. Он действует как буфер, откуда это явление и названо
Ейоностыо раствора. .Механизм этого явления заключается, следо-
&1ьио, в том, что поступающие тем или иным путем в раствор сво-
Еще водородные или гидроксильные ионы связываются соответственно
анионами или катионами, находящимися в растворе, в педиссоцииро-
мнные молекулы воды, или слабых кислот, или слабых оснований.

В почвенных растворах широко распространена буферная система
лз угольной кислоты и ее кальциевой соли — бикарбоната кальция.
Эги два соединения присутствуют в почвенных растворах очень многих
почв, обладающих слабощелочной, нейтральной и слабокислой реак-
цией. В почвах с сильнокислой реакцией большое значение могут иметь
органические кислоты и их соли с кальцием, а в некоторых случаях
с аммонием и другими основаниями.

Буферность почв в еще большей степени зависит от буферных
свойств, присущих коллоидному комплексу, который является буфером
по отношению к почвенному раствору. Совокупность катионов, нахо-
дящихся в почвенном растворе, с одной стороны, и совокупность обмен-
ных катионов — с другой, находятся одна по отношению к другой
в состоянии подвижного равновесия. Как только концентрация какого-
либо катиона в почвенном растворе изменится, это равновесие наруша-

ется, в результате чего между раствором и коллоидным комплексом
возникают процессы, стремящиеся восстановить равновесное состояние.
Если в почвенный раствор поступит некоторое количество органиче-
ских кислот, образовавшихся в процессе разложения органических
остатков, то в растворе увеличится концентрация водородных ионов.
Следствием этого будет обмен нонами между раствором и коллоидным
комплексом. Часть водородных ионов, концентрация которых в раст-
воре увеличилась, перейдет в обменное состояние, вытеснив в раствор
эквивалентное количество ионов обменных оснований — кальция,
магния и др. Словом, всякому соотношению катионов в растворе отве-
чает определенное, хотя количественно и иное, равновесное соотно-
шение катионов, находящихся в обменном состоянии.

Итак, буферность почв обусловливается как буферным действием
почвенного раствора, так и в еще большей мере коллоидного комплекса.
Размер буферности ограничен и зависит от содержания веществ,
опадающих этим свойством.

. Буферная способность почв имеет большое производственное зна-
чение. Чем выше буферная способность почвы, тем более высокими
*>зами можно вносить физиологически кислые и физиологически щелоч-
ZZ* Удобрения, не боясь резкого изменения реакции. Так, в песчаные
. с малой буферной способностью следует вносить меньшие дозы
«Убреннй, но чаще; в глинистые высоко буферные почвы внесение
соких доз удобрений не вызывает существенного смещения pH, т. е.
Ущественного изменения реакции.
Если почва насыщена влагой, весьма важным экологическим rh-Д
тором становится содержание кислорода в почвенном растворе, так как
нм определяется возможность дыхания корней. Полное насыщение
влагой для очень многих лесных почв представляет собой хотя бы ц
кратковременное, но почти обязательное периодическое явление, реГу.
лярно наступающее весной во время снеготаяния, часто осенью во время
осенних дождей, а иногда в дождливые годы и летом. Для некоторых
почв такая насыщенность является длительным состоянием, тем более
длительным, чем сильнее заболоченность почвы. В последних случаях
содержание кислорода в почвенной влаге часто бывает весьма низким
нередко падает до нуля.

В незаболоченных лесных почвах содержание кислорода в почвен-
ных водах значительно выше и, как показывают наблюдения М. Н. Ла-
тышевой, насыщенность 1 * почвенных вод кислородом редко опускается
ниже 50%, за исключением тех коротких периодов, когда уровень
почвенных вод поднимается до поверхности.

При самом незначительном застое влаги, по данным С. В. Быстрова,
содержание кислорода в почвенной влаге быстро падает н насыщенность
уменьшается до 10%, возрастая с глубиной. При более значительном
застое влаги содержание кислорода снижается нередко до нуля. Эго
значит, что весь кислород, который непрерывно поступает в почвенную
влагу путем диффузии из атмосферы и растворения, немедленно рас-
ходуется на дыхание корней и окислительные процессы.

По наблюдениям С. В. Быстрова, особенно энергично кислород
поглощается торфяным слоем. Просачивание воды, насыщенной кис-
лородом, через слой торфа мощностью 10 см нередко сопровождается
латным поглощением кислорода.

К аналогичным выводам приводят и наблюдения шведского
лесовода Гессельмана, относящиеся к лесным почвам Швеции. По его
данным, вода в болотах и заболоченных почвах еловых лесов почти
полностью лишена кислорода. Ему удалось констатировать связь
между содержанием кислорода в водей ростом леса. Так, в хорошо рас-
тущих еловых лесах, хотя и заболоченных, он определил, что содер-
жание кислорода на 1 л воды составляет от 0,88 до 3,3 си3 и насыщен-
ность кислородом от 10 до 40%. В заболоченных еловых лесах с плохим
ростом почвенные воды содержали от 0 (чаще всего) до 0,9 см? кислорода
на 1 л при насыщенности от Одо 10%. Таким образом, причину плохого
роста леса следует видеть не в избыточном увлажнении непосредствен-
но, а в том, что оно во многих случаях может вызвать недостаток кис-
лорода в почвенном растворе.

Некоторые данные, характеризующие содержание минеральных
окислов в почвенных растворах и почвенных водах лесных почв,
приведены в табл. 25.

Из данных таблицы следует, что общее содержание минеральных
веществ в почвенном растворе подзолистых лесных почв невелико

1 Под насыщенностью раствора кислородом понимается отношение фактически

найденного количества кислорода в воде к тому его количеству, которое содержалось
бы в воде при данной температуре, если бы она находилась в равновесии с атмосфер*

ним воздухом, имеющим нормальное (т. е. равное 20,9%) содержание кислорода.
Состав почвенных растворов н почвенных вол их различных лесных почв (.нгМ)

Примечание. Прочерк в графе обозначает, что определения не производились.
и в сумме не превышает обычно нескольких десятков милли грящдД
на I л. Содержание органических веществ в подстилках и торфа*
достигать более 1 г на 1 л, но в минеральных горизонтах оно та«у2
невелико и составляет от нескольких миллиграммов до нескодьки»
десятков миллиграммов на 1 л.	*

Значительно более высокие концентрации почвенных р < гворов J
находим в засоленных почвах, т. е. в таких, которые содержат легко-
растворимые соли, например хлористый и сернокислый натри»
хлористый и сернокислый магний и т. д. В этих случаях общая кон'
центрация солей в почвенном растворе может достигать 250—300J
на 1 л раствора.

Состав и концентрация почвенных растворов в годичном цикле
заметно изменяются. Причины изменений весьма многообразны, но
они главным образом связаны с изменениями влажности почвы и с раз-
ными биологическими явлениями. На полях и в лесных питомниках
состав и концентрацию почвенного раствора можно регулировать вне-
сением преимущественно минеральных удобрений.

ПОЧВЕННЫЙ воздух

Воздух, содержащийся в почвенных порах, связан, как правило,
с атмосферным воздухом, поэтому состав его должен в той или иной
мере отражать состав последнего. Вместе с тем почвенный позду* не
может не отличаться от атмосферного, в особенности в отношении содер-
жания кислорода и углекислоты, так как почва является областью
связывания кислорода и одновременного образования углекислоты.
Образование углекислоты и связывание кислорода обусловлено дыха-
нием корней и деятельностью микроорганизмов, вызывающих разло-
жение органических остатков, наиболее существенным элементом кото-
рого является окисление различных органических соединений, входя-
щих в их состав.

Атмосферный воздух имеет следующий средний состав (в процентах
от объема):

Азот..........................................78,10

Кислород....................................  20,90

Благородные газы..........................  .	0,97

Углекислота.................................... 0.03

В непосредственной близости от поверхности почвы содержание
углекислоты вследствие непрерывного выделения ее из почвы ' може<
достигать 0,04%.

Данные о концентрации кислорода и углекислоты в воздухе
лесных почв шведских лесов приведены в табл. 26.

Из данных таблицы видно, что в почвах под незаболоченными леса-
ми содержание кислорода весьма мало отличается от среднего его
содержания в атмосферном воздухе. Даже в лесах с грубым гумусом
недостатка кислорода в почвенном воздухе не наблюдается, и он не
может быть причиной плохого роста леса. Избыточное увлажнение

’ Поверхность почвы в летнее время выделяет 3—10 л, или 6—20 г, углекислоты
с 1 мг в день.
Таблица 26

Содержание кислорода н углекислоты (%) в почвенном воздухе
шведских лесов (по Ромеллю)

—	о,	со,
Характер леса		
Сухие еловые леса с грубым гумусом . .	19-120	0,1-1,1
Еловые леса на склонах, более богатые травами 		19-20	0,1 —1,5
Еловые леса влажные, до заболоченных, с покровом из сфагновых мхов		1-20	1,0-6,0
Сосновые леса на песках		20—21	0.1—0,7  0.3-1,2
Песчаные почвы с ортцпейном		19-20	
Буковые леса с грубым гумусом		19—20	0,1-1,3
Лиственные леса с мягким гумусом . . .	20-21	0,1- 0.5

и заболачивание вызывают значительное снижение содержания кисло-
рода вплоть до почти полного его исчезновения.

Концентрация углекислоты в условиях нормального увлажнения
обычно лишь немногим превышает 1%, что также не может считаться
вредным для растений. И только при заболачивании она может под-
ниматься до 6% и выше н достигать, следовательно, размеров, уже
неблагоприятных для жизни растений.

Таким образом, только в условиях заметного заболачивания состав
почвенного воздуха может быть одной из причин плохого роста леса.

Состав почвенного воздуха сильно изменяется в зависимости от
характера и состава растительности, от погодных условий и смены
сезона (табл. 27).

Таблица 27

Содержание (“„ от объема) углекислоты в почвенном воздухе мощных черноземов
Курской области (по данным В. Б. Мацкевич, IMS)

L Гаубица вэигни Пробы. сл	Целинная степь			Многолетний пар			Лес		
	J/V	31/VI	1	1/V	21/VI	I6/XII	S/V	21/VJ	16/ХП
25	0,36	0,76	0,28	0.28	0.60	0.36	0,70	1,24	052
' 50	0,48	1,00	0,30	0.46	0,90	0,36	0,74	1,32	0,62
75	0,54	1.24	0.44	0,46	0,94	0,42	0,78	1,54	0,76
100	0,54	1,10	0.44	0.44	0,96	0.46	0.82	1.68	0,84
125	0.62	1.14	0,50	ОДЗ	0,88	0.48	0,74	1,68	0,80
150	0,58	1.12	0,52	0,54	0,80	0,52	0,82	1,70	0.94
200	0,57	0.92	0.54	0,56	0,78	0,58	0,94	1,70	1,00
300	0,55	0,70	0,70	0,59	0,72	0.68	1,08	1,24	1,30

L Из данных таблицы следует, что наибольшей величины содержа-
« углекислоты достигаем в черноземе под лесом; на втором месте
-1т целинная степь и на третьем — многолетний черный пар (в пос-
rnt еМ слУчае источником углекислоты является только разлагающийся
’’•Ус, в лесу и в степи к этому источнику присоединяются еще дыхание
корней и разложение свежих растительных остатков). Концентраций
углекислоты в почвенном воздухе заметно изменяется в течение годЗ
достигая максимума летом и минимума зимой.

Приведенные выше данные (см. табл. 26, 27) подтверждают сказан 
ное ранее: состав почвенного воздуха отличается от состава атмосфер
ного воздуха не очень значительно. Это свидетельствует о том, чТд
между почвой и атмосферой происходит энергичный газообмен.
нейшую роль в газообмене играет диффузия газов, значение Котору
несравненно больше, чем всех остальных причин, вместе взятых-
колебаний температуры, атмосферного давления, уровня почвенной
грунтовых вод, разности температур между надпочвенным слоев
воздуха и почвенным воздухом, ветра и т. д.

Повышенное содержание углекислоты в почвенном воздухе, не
оказывающее, как мы видели, в условиях нормального увлажнения
прямого отрицательного влияния на рост растений, тем не менее суще,
ственно влияет на почвообразование. Это влияние сказывается, прежде
всего, на кислотности почвенного раствора, которая зависит от кон-
центрации в растворе угольной кислоты, а последняя, в свою очередь
зависит от концентрации углекислоты в воздухе.

Углекислота, выделяемая из почвы, повышает концентрацию
СХ), в приземном слое воздуха. Последнее способствует усилениюфотЗ
синтеза и повышению урожайности сельскохозяйственных и лесных
растений (табл. 28).

Таблица 28

Соотношение между производительностью насаждений и выделением
из почвы СО2 и лесах Марийской АССР (по В. Н. Смирнову)

Тип леса и класс поэраста	Бонитет	Запас древеси- ны.	со„ кг/м в «
Сосняк лишайниково-мшистый, 11 клас-			
са ...................	III	51	086
Сосняк-брусничник, 11 класса		II		1,25
Сосняк-долгомошннк, II класса ....	III	81	1,10
Сосняк сфагновый, 11 класса		V	20	0,65
Ельник сложный. 60-80 лет		I	—.	3,68
Ельник-эеленомошник, 40—60 лет . .	II-III	•	2.27

Почвенный воздух содержит кроме N„ О, и СО, и летучие органи-
ческие соединения — углеводы, спирты, сложные эфиры, альдегиды,
кетоны и пр., выделяющиеся при разложении органических веществ
почвы.

Эти соединения могут поглощаться микроорганизмами ризосферы,
а отчасти и самими корнями.

Между составом почвенного раствора и составом почвенного воз-
духа существует определенная связь, заключающаяся в том, что с изме-
нением состава почвенного воздуха изменяется и состав почвенного
раствора. Так, например, если в почвенном воздухе вследствие усилив-
шихся процессов разложения или ухудшившегося обмена с атмосфер*
воздухом, или по какой-нибудь еще причине увеличивается кон-
ны’'' углекислого газа; то и в почвенном растворе тоже начнет
исН!1 чнваться концентрация угольной кислоты, что повлечет за собой
•^нченпе концентрации водородных ионов, усиленное растворение
>в< '’.целого кальция, если он присутствует в почве и т. д. При пониже*
УгЛС концентрации углекислого газа в почвенном воздухе возникают
Stнвоположные явления.

п Между почвенным раствором и коллоидным комплексом тоже
L—мстаует связь и эти две системы в совокупности создают при-
Сушее почвам свойство буферности. Благодаря этим явлениям почвен-
1\й воздух, почвенный раствор и почвенный коллоидный комплекс
Образуют в совокупности взаимно связанную систему. То или иное
изменение, возникшее в одном из компонентов этой системы, сейчас
же влечет за собой соответствующие изменения в других компонентах.
Так. например, если в почвенном воздухе в силу тех или иных причин
повысится концентрация углекислоты, то и в почвенном растворе
начнет повышаться концентрация ее, а вследствие этого повысится
в нем и концентрация водородных ионов. Равновесие между раствором
и коллоидным комплексом нарушится, и некоторая часть водородных
ионов перейдет в обменное состояние, вытеснив в раствор эквивалент-
ное количество обменных ионов оснований, например кальция или

магния.

Так как почва никогда не находится в состоянии покоя, то и эти
реакции взаимного обмена в тройной системе: почвенный воздух —
почвенный раствор — почвенные коллоиды происходят непрерывно,
причем состояние окончательного равновесия вследствие непрерывной
изменчивости никогда не достигается, хотя самые реакции обмена
идут быстро.

Охарактеризованную выше взаимосвязь между твердой, жидкой
н газообразной фазами не следует упускать из виду при разработке
агротехнических, лесоводственных и мелиоративных мероприятий
по улучшению почв, так как воздействуя на одну из них, мы неизбежно
будем изменять вторую и третью фазы почвы. Поэтому эти мероприятия
Должны быть направлены на наиболее благоприятные соотношения
этих фаз для развития растений.
ГЛАВА VI
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВЫ

Почва, как и всякое физическое тело, обладает рядом физических
свойств, причем поскольку она является дисперсным, а следовательно,
пористым телом, ее физические свойства отличаются некоторыми осо-
бенностями. В порах почвы всегда содержатся воздух, влага и микро-
организмы, поэтому почву мы рассматриваем как тело, состоящее из
твердой, жидкой, газообразной и живой фаз.

Физические свойства почв можно подразделить на общие физнчес-1
кие, фнзико-.механические, тепловые и водные.

Общие физические свойства почвы

К числу общих физических свойств относятся удельный вес1
(сокращенно’ У В), объемный вес (ОВ), пористость (/7) и удельная по-]
верхность (УП).

Так как почва всегда состоит из частиц различных веществ).
удельный вес ее твердой фазы представляет собой среднюю взвешенную
величину, зависящую от удельного веса веществ, входящих в состав
почвы, и от их относительного содержания в ней (табл. 29).

Таблица 29

Удельный вес важнейших минералов и гумуса

Минералы н другие	Удельный вес,	Минералы и другие	Уд» ЛЬНЫ А 1*ес«
вещест на	е/сь1	пешеегял	//Ов*
Кварц	’		2/>6	Роговые обманки 		3.1> -33 1
Микроклин		2.55	Гетит 		3.7
Плагиоклазы		2,60—2,76	Кальцит		2,71
Мусковит		2,76—3.00	Каолинит 		2.60
		Гумус 		1.4-1,8 J

Основная часть минеральной массы почвы состоит, как извесп
из кварца, полевых шпатов и глинистых минералов, поэтому удельн!
I тех горизонтах, которые содержат лишь незначительное количе-
вес 6 ГумУса« Д°лжси ®ьггь близок удельному весу этих минералов.
сЛ° 1 - н В среднем 2,65—2,7. Удельный вес почвы в верхних горнзон-
Он ^держащих много гумуса, ниже —2,4—2,6, а в чисто органоген-
Т11Х’ горизонтах, например торфе или лесных подстилках, еще ниже —
*'*^Чвстицы, из которых состоит почва, могут лежать более плотно или
 рыхло. Плотность их сложения принято характеризовать объем-
б 1 почвы. Объемным весом почвы называется вес в граммах
Ьиогок у бичес кого сантиметра почвы, взятой в ее естественном сложе-
Е1 н высушенной до постоянного веса при 105° С.

Н" Объемный вес почвы бывает обычно наименьшим в верхних, гуму-
Lux, горизонтах почвы, где наименьший и удельный вес вследствие
присутствия гумуса, а рыхлость сложения, создаваемая корнями расте-
ний и роющей деятельностью живущих в почве насекомых и других
мелких животных, наибольшая.

В гумусовых горизонтах объемный вес обычно равен 1,0—1,2 г.'сж3,
а в чисто органогенных горизонтах — в лесных подстилках и в тор-
фах - он падает от 0,2 до 0,4 г см3. В минеральных горизонтах вели-
чина объемного веса возрастает до 1,3—1,6 г/см3 и чаще всего до 1,4—
1,45 г/см3 В хорошо выраженных иллювиальных 1 горизонтах он
иногда повышается до 1,5—1,6 г/см3, а в материнской породе снова
уменьшается до 1,4 -1,5 г/см3.

Наиболее высокий объемный вес (2,0 е/см*) наблюдается в глеевых
горизонтах заболоченных почв 2 и в перемятых грунтах (например,
в тяжелых валунных суглинках). Б. Н. Мичурин, подвергая образцы
почв и грунтов сжатию при высоком давлении, показал, что величина
2,0 г/см' вообще является предельной.

С. В. Астапов и С. И. Долгов считают почву рыхлой, если объем-
ный вес гумусового горизонта равен 0,9—0,95, нормальной плотности—
0,95-1,15, уплотненной — 1,15-1,25 и сильно уплотненной и требу-
ющей рыхления — более 1,25 г/см3.

Зная объемный вес горизонта, можно подсчитать запас любого
соединения в нем по формуле

3=М ОВ А,

ГДе з _ запас соединения, т/га;

~ мощность горизонта, см;

 DB — объемный вес, г/см3;

Кг, ~ содержание соединения, % от веса почвы.

L Порист стою, или скважностью, почв называется суммарный объем
в * пор и промежутков между твердыми частицами, выраженный
процентах от общего объема почвы, взятой без нарушения ее есте-
Ету1Ного сложения. Пористость почвы обычно не определяется непо-
И№твенно, а вычисляется из величин удельного и объемного весов.

Об иллювиальном горизонте см. стр. 286.

V глеевом горизонте см. стр. 312.
Обозначим через У В — удельный вес почвы, ОВ — ее объе
вес. Очевидно, что суммарный объем твердых частиц в 1 см* ц(
взятой без нарушения ее естественного сложения, будет равен

ОВ ,
у в см •

а суммарный объем пор в том же 1 сл3 почвы

1 ОВ ,

1 УВ

Отсюда величина пористости в процентах от общего объема фка
жется равной:

'7=(|-га)|0|>%-	

Наибольшая пористость наблюдается в верхних, гумусовых, го
ризонтах, где она достигает 55— 70%, а в органогенных горизонтах^
торфах и лесных подстилках —даже 90%. В минеральных горнзо*
тах она уменьшается до 35—50% (наиболее часто встречаются вели
чины около 40—45%). Наиболее низкая пористость в глеевых горизо»
тах—от 26 до30%. Предельно высокой величине объемного веса 2,0г сл
и удельному весу 2,70 г’см3 соответствует предельно малая порис
тость — 26%.

Пористость оказывает существенное влияние на рост растений,
так как от нее зависит рыхлость и степень аэрируемостн почвы. Дм
сельскохозяйственных культур оптимальной считается пористосм
45—50%. Ниже (табл. 30) приведена характеристика физически
свойств двух лесных подзолистых почв, иллюстрирующая только чтс
сказанное об изменении объемного, удельного весов и пористости в про-
филе почв.

Г а б л и ц а Ж

Физические свойства двух лесных подзолистых почв
(по Н. Ф. Созыкину и И. С. Васильеву)

Гормонт	Средиеподзод нега я почва на покров* пом суглинке (ельннк-киелнчник)						—  Маломощный торфянистый подзол на древнеозерных песках icMeniaw*1111 елово-березовый лес)		
	УВ	О Я. г/см'	И. %	УВ	ОВ. г/см'	П,
Ао	Не определялись			1,74	0.21	88 |
А| —Aj	2.59	1.11	57	2,65	0,80	68
А*	2,65	1,46	.54	2,67	1,37	50 |
в.	2.69	1,51	44	2,66	1,40	47
В2	2,70	1,60	46	—	——	—“	1
ВС	2,70	1,65	38	2,65	1,51	43 j

Из данных таблицы следует, что пористость верхних горизонт**
лесных почв вполне удовлетворительна для растений. Пористость
виального горизонта (В,, В2, ВС) значительно ниже и в общем неД°'
статочна. Чтобы ее улучшить, целесообразно вводить в лесонасаЖДН
ния древесные и кустарниковые породы с глубокой корневой системой^
п мим° обшей величины пористости, существенным для харак-
икн почвы является размер самих пор, так как от него зависят
тер||С11'ажные свойства, как водопроницаемость, воздухопроницаемость
т,и’е размер пор находится в тесной зависимости от гранулометри-
и т п’ Ц агрегатного состава почвы: чем легче почва по грануло-
че<к1|'ческому составу, тем больше размер пор.

уС ^Обобщенными показателями объемов крупных и мелких пор и их
I-.««пения являются так называемая капиллярная пористость и не-
°' Jпчрная пористость. Первая соответствует объему пор, заполнен-
водой, при влажности почвы, равной наименьшей влагоемкости

Н1| стр. 161), а вторая соответствует разности между общей и капил-
,й пористостью.

” Особо следует отметить роль крупных трещин, ходов корней и
поющих животных. Эти образования имеют большое значение для
проникновения в почву, особенно в ее глубокие горизонты, живых
корней. Последние особенно часто используют старые корневые и иные
ходы, встречая там пониженное механическое сопротивление, а не-
редко и органическое вещество в той или иной форме, используемое
микоризой. По таким ходам в почву легче проникают также влага
н воздух.

Удельной поверхностью почвы называется суммарная поверхность
всех частиц почвы — как внешняя, так и внутренняя. Она выража-
ется в я- г и варьирует от 1—2 л»*/е в песчаных почвах до 200--300 мг/г
в тяжелых глинистых почвах.

Физико-механические свойства почвы

Из физико-механических свойств наиболее важны пластичность,
липкость, усадка, набухание, связность, твердость и сопротивление
при обработке.

Пластичностью называется способность почвы изменять свою
форму под влиянием какой-либо внешней силы с сохранением при этом
ЮМошнскги

Изучение пластичности почв и глин показало, что это свойство
обусловливается наличием частиц ила. Вместе с тем пластичность за-
висит or содержания влаги в почве. Сухая почва пластичностью не
обладает; почва, содержащая избыток влаги, начинает течь и, сле-
ДОвательно, также не обладает пластичностью. Поэтому пластичность
почвы характеризуют разностью между величиной влажности, при
**°рой она начинает течь и которая представляет собой верхний
’Редел пластичности и одновременно нижний предел текучести, и той
именылей величиной влажности, при которой кусок почвы можно
^^скатать в тонкий шнур. Чем больше эта разность, тем пластичнее
етс ^ипкость> или прилипание, почв и грунтов также обусловлива-
я наличием в них илистых частиц и воды. Сухая почва липкостью
^пбладает. Липкость появляется при некоторой наименьшей влаж-
на 11 увеличением влажности она сначала увеличивается, затем
"Мает уменьшаться. Липкость измеряется силой, выраженной в
граммах и необходимой для того, чтобы оторвать от поверхности п
металлическую пластинку, площадь которой равна 1 см*.

Усадкой называется способность почв и рыхлых пород уменыц„
объем при высыхании. Величина усадки зависит от механичесм
и минералогического состава почвы. Чем тяжелее механический е|
тав. тем, при прочих одинаковых условиях, больше усадка. В рД
и той же почве величина усадки зависит от первоначального сод2
жания в ней влаги. Усадка выражается в линейных или объемны
величинах.	д

Набухание представляет собой свойство почв и глин увеличивай
объем при увлажнении. В основе его лежат коллоидные явлещц
сорбция влаги почвенными частицами и гидратация обменных катиом

Величины усадки и набухания зависят главным образом от пр*
роды глинистых минералов, входящих в состав почвы, и составами
менных катионов. Наибольшая набухаемость свойственна минера
лам, обладающим расширяющейся решеткой — монтмориллониту
вермикулиту, а наименьшая каолиниту. Набухаемость почв, наем
щепных одновалентными катионами (в особенности Na* и Li*), зиЯ
тельно больше, чем насыщенных многовалентными катионами. |

Связностью почв и грунтов называется их способность сопрвЯ
ляться внешнему усилию, стремящемуся разъединить частицы почвь
или грунта. Связность обусловлена силами сцепления между частицЯ
почвы и грунта. Она зависит от коллоидных частиц и влаги. Связносп
измеряю! сопротивлением сформированных из почв или гру^Н
образцов раздавливанию, вдавливанию и сдвигу.

Твердостью почвы называется сопротивление, которое она ОМ
зываст проникновению в нее под давлением тела определенной формы:
шара, конуса, цилиндра и т. п. Твердость выражается в килограмма*
на 1 см* (кг см1) и определяется особыми приборами — твердомерам»
(плотномерами). Твердость почвы уменьшается с увеличением ее влаж-
ности.

Определение сопротивления почвы при обработке имеет целы*-
нахождение необходимой силы тяги. При этом пользуются обычно
формулой

С=К а б,

где К — удельное сопротивление почвы, изменяющееся от 0,3 кг а*
для песчаных почв до 0,9 кг см* для тяжелых не. шнных осЯ
а — глубина пахоты, см-,
б — ширина захвата плуга, см.

Удельное сопротивление определяют динамометрами. ОбнВРУ'
жено, что в пределах влажности от 30 до 70% полной влагоемкост*
удельное сопротивление находится в прямой зависимости от твердое**
почвы. Это позволяет ограничиваться определением твердости. чТ°
значительно проще динамометрировання.

Готовность почвы к обработке называется спелостью почвЫ-
Физической спелостью называется такое состояние почвы, когда он
при обработке крошится на комочки и поэтому наиболее благопрнят**
для обработки.
Тепловые свойства почвы

I К числу тепловых свойств почвы относятся ее способность погло-
лучистую энергию солнца (теплопоглотнтельная способность
И* * теплоемкость и теплопроводность.

п<*Поступление тепла в почву обусловлено преимущественно погло-
I* ею лучистой энергии сатина, которая в почве превращается
|1; дП0Вую энергию. Способность почв поглощать лучистую энергию
в 4 jiiacT большое влияние на тепловой баланс и тепловой режим
°’ н СуД»ггь ° теплопоглотительной способности почвы по отношению
£\уЧИггой энергии можно по величине альбедо, которое представляет
долю лучистой энергии, отражаемой поверхностью почвы, от
®?Tero количества этой энергии, поступающей на поверхность почвы.
Sm мы через А обозначим величину альбедо, через В — теплопогло-
Едеьную способность почвы, а через Е — общее количество энергии,
Уступающей на поверхность почвы, то напучим следующее соотне-

щен не:

Л Е + В Е = Е.

Почвы отражают от */, до */и падающей на нх поверхность лучис-
ПЙ энергии, поглощая все остальное.

Ниже приводятся альбедо почвы н некоторых других поверхно-
стей (в %):

су хой чернозем................................ 14

Влажный чернозем.............................. 8—9

Серый песок сухой.............................. 18

Серый песок влажный........................... 9

Почва, покрытая вереском....................... 18

Высокая трава светлого инета................... 32

Высокая трава влажная.......................... 22

Вершины дубовых деревьев.....................	17

Старый снег.................................... 70

Свежевыпавший снег............................. 81

Теплоемкость почв — переменная величина, зависящая от содер-
жания в них влаги. Твердые составные части почвы обладают различ-
ной весовой теплоемкостью. Однако при пересчете на объем (речь
идет об объеме соответствующих веществ в плотном состоянии) тепло-
емкости почти выравниваются и составляют 0,5—0,6 кал слР. Только
вода обладает значительно большей теплоемкостью, которая и в весо-
вом и в объемном выражении равна единице.

Весовая теплоемкость большей части почв колеблется в очень
Узких пределах, в среднем составляя оказо 0,2 кал!г.

Скорость передачи тепла в почвах также зависит от их влажности.
*фи характеристике передачи тепла в почвах принято пользоваться
5*Умя величинами: теплопроводностью и температуропроводностью.

*1Д температуропроводностью понимают изменение температуры
почвы, вызванное поступлением некоторого качичества тепла,
[Ротекающего за 1 сек через 1 см* поперечного сечения, при разности
ДУ*ратур. равной Г, на расстоянии 1 см. Теплопроводность и тем-
1’4>атуропроводность связаны следующим уравнением:
где К — температуропроводность почвы:
X — теплопроводность почвы;

С — весовая теплоемкость;

V — объемный вес почвы;

CV — объемная теплоемкость почвы.

Наименьшими величинами теплопроводности и температурой!
водности обладает сухая почва (рис. 19). Эго объясняется тем, что в (

Рис. 19. Зависимость температуропровод-
ности и теплопроводности почвы от ее
влажности

хой почве тепло передай
лишь через точки соприкощ)
вения почвенных частиц меж]
собой, т. е. через очень «узк
места». Теплопроводность не
венного воздуха ничтожна. В.'
га, поступая в почву, создя
между почвенными частица!
хороший тепловой конга i
поэтому с увеличением вла
ности и теплопроводность и те
пературопроводность увелич
ваются. Начиная с некоторо
момента (на рис. 20 — вла;

ность песка, равная пример,
8%) температуропроводнос
начинает уменьшаться, в

время как теплопроводне

продолжает увеличиваться. Это объясняется тем, что теплопроводне

зависит от того, насколько совершенен контакт между почвенным!
частицами, который с увеличением влажности улучшается. Величин!
температуропроводности, кроме того, находится в обратной завися
мости от величины теплоемкости. Увеличение влажности вызывав

повышение теплоемкости и, следовательно, понижение температур!
проводности.

Касаясь общей характеристики тепловых свойств почв, нужя
сказать, что почвы переувлажненные и бедные гумусом относите!
к «холодным почвам». Влажные почвы обычно медленнее нагревают
и быстрее охлаждаются.

Песчаные почвы, обладающие меньшим запасом воды, теплее,
быстрее прогреваются и раньше бывают готовы к обработке, чем г л га
нистые.

Водные свойства почвы

К числу водных свойств почв относятся водоудерживаюииИ»
водопропускная (или водопроницаемость) и водоподъемная способное!»
почвы.

Водоудерживающая способность почв. Способность твердой чаС11
почвы удерживать содержащуюся в почве влагу от стекания под влия*
нием силы тяжести называется водоудерживающей способностью почвы-
В этом удержании принимают участие сорбционные и капиллярны*
силы. Рассмотрим сначала действие сорбционных сил.
Сорбционные явления. В главе первой уже говорилось
I что поверхность почвенных частиц обладает остаточными силами
0 втяжения или поверхностной энергией. Эти силы притягивают

лПИ -

. ПОВерХИОСТИ частии диполь-
* е молекулы воды, образую-
*** на поверхности частиц
^енку. Молекулы воды сорбн- ,
дуются поверхностью частиц
как из парообразного, так и
кз жидкого состояния. Способ-
ность почвы сорбировать влагу

из паров, находящихся в воз-

называется гигроскопич-

духе.

поглощенная таким

костью. а

образом влага — гигроскопичес-
кой-

Одна и та же почва может
поглотить разное количество
влаги. Это зависит от относи-
тельной упругости паров: чем
она больше, т. е. чем ближе
воздух, окружающий почву, к
состоянию насыщенности водя-
ным паром, тем больше коли-
чество поглощенной влаги
(рис. 20).

Наибольшее количество вла-
ги почва сорбирует из воздуха,
насыщенного водяными парами,
т. е. относительная влажность
которого равна 100%. Это ко-
личество называется максималь-
ной гигроскопичностью почвы
(МГ). Ойо выражается в процен-
тах от веса сухой почвы. Прак-
тически максимальную гигро-
скопичность почвы определяют

Относительная блажность
6оздц»а. 7»

20. Зависимость величины сорбции

Рис.

водяного пара печной от относительной
влажности воздуха и от размера частиц

при относительной влажности воздуха равной не 100%, а несколь-
ко меньшей (98°о) для устранения некоторых осложняющих явле-

Поскольку гигроскопическая влага сорбируется на поверхности
почвенных частиц, то очевидно, что гигроскопичность почвы должна
быть тем больше, чем выше ее дисперсность. Это хорошо иллюстри-
руется данными рис. 2Г, на котором кривые поглощения влаги изобра-
жены для нескольких гранулометрических фракций, выделенных из
одной и той же глины. Из данных рисунка следует, что чем мельче
’астицы, тем выше проходит кривая, т. е. тем больше содержание
Игроскопической влаги при той же относительной влажности воз-

Ауха.	н
Силы притяжения, вызывающие явления гигроскопичности Я
ствуют на малое расстояние, равное нескольким диаметрам молеш
воды, но весьма велики, поэтому пленка сорбированной i игросЗ
ческой влаги не однородна Ее внутренние два слоя особенно снД
притянуты к поверхности частицы и составляют слой так назьнЖ?
адсорбированной, или прочносвязанной, влаги, которая не ешхэд
растворять электролиты, а по мнению некоторых псследоватеъ
обладает и повышенной плотностью, заметно превышающей единя»
При влажности, равной максимальной гигроскопичности, толщи>'
пленки достигает трех-четырех молекулярных слоев.

Сорбционные силы поверхности почвенных частиц не насыщай^,,
полностью даже в том случае, если влажность почвы достигает макси
мальной гигроскопичности. Такая почва не может поглотить больш
влаги из водяного пара, но если ввести в нее жидкую воду, то част
последней перейдет также в связанное ц

Рис. 21. Передвижение
пленочной (рыхлосвяэан-
вой) влаги (по А. Ф. Ле-
бедеву)

стояние, увеличив толщину водной плеиц
вокруг почвенных частиц. Эта дополнителт
поглощенная влага, которую называют щх
лоовязанной, удерживается почвенными час
типами с меньшей силой, чем гигроскопичес
кая. В ее передвижении сила тяжести такц
участия не принимает, так как ее удержи
веющие сорбционные силы превышают сила
тяжести. Но в отличие от гигроскопической
влаги, она может передвигаться в жидко)
форме от почвенных частиц, у которых пленка

толще, к частицам, у которых пленка тоньше (рис. 21). Пленочн»
передвижение волы происходит медленно.

По данным Б. Н. Мичурина (1968) наибольшая толщина плени
связанной влаги (прочно- и рыхлосвязанной в совокупности) paBiu
не менее чем 13—15 молекулярным слоям.

Влага, которая содержится в почве сверх рыхлосвязанной, наха
дится уже вне области действия сил притяжения со стороны почвен
ных частиц и является свободной. Поведение в почве свободной влаги
определяется совокупным действием силы тяжести и капиллярны’
сил.

Капиллярные явления. Как известно из физики,
поверхностный слой любой жидкости обладает некоторыми особЫЧ
свойствами по сравнению с остальной массой жидкости. В частносП
этот слой обладает так называемым поверхностным давлением. МоЛ*
кулы жидкости, находящиеся в поверхностном слое, испытывают одно
стороннее, направленное внутрь притяжение со стороны соседя**
слоев молекул, в то время как любая молекула внутри массы жидкое!*
испытывает одинаковое притяжение со всех сторон. Вследствие одн*
стороннего, направленного внутрь притяжения, поверхностный с-10"
оказывает давление па всю массу жидкости. Это давление называем*
поверхностным.

Величина поверхностного давления зависит от формы поверхво^
жидкости. Поверхностное давление, развивающееся под плоек®
поверхностью жидкости, называется нормальным. Для воды оно
п»вно Ю *60 итм. Оно уменьшается, если поверхность жидкости по
^^Н-либо причине становится вогнутой, и увеличивается, если
Срхность делается выпуклой. По' формуле Лапласа величин.,
.деления ‘1 П°Д вогнутой поверхностью равна

, под выпуклой

₽« — ₽• + « 's. + yj.

Р, — поверхностное давление под искривленной поверх-
ностью;

Ро — нормальное поверхностное давление (давление под
плоской поверхностью);

а — величина поверхностного натяжения, равная для воды
при 0° С 75, 49 дин/см\

R, и /?. — главные радиусы кривизны искривленной поверхности.

Влияние искривления поверхности воды
всего уяснить на модели — цилиндрической
трубке.

Поверхность жидкости в трубке малого
диаметра (от нескольких миллиметров и менее)
будет искривленной.Это искривление является
результатом взаимодействия между жидкостью
и стенками трубки. В зависимости от свойств
вещества стенок и от соотношения сил взаим-
ного притяжения между молекулами жидкос-
ти, с одной стороны, и молекулами жид-
кости и молекулами вещества стенок, с дру-
гой, жидкость будет или не будет смачивать
стенки трубки. В первом случае она станет
несколько подниматься около стенок трубки,
образуя вогнутый мениск, во втором — опус-
каться (рис 22), образуя выпуклый мениск.
Вола хорошо смачивает почвенные частицы,
поэтому дальше речь будет идти только о вог-
нутых менисках.

ее поведение легче

на

Рис. 22. Состояние жид-

капиллярных

кости

трубках при наличии сма-
чивания (а) и при его
отсутствии (б)

Если трубку малого диаметра погрузить
одним концом в широкий сосуд с жидкостью, поверхность которой
плоская, то жидкость в трубке поднимется. Причина подъема — раз-
"ость поверхностных давлений (поверхностное давление под вогнутым
мениском меньше нормального) во внешнем сосуде и в трубке. Подъем
6УДет продолжаться до тех пор, пока величина гидравлического дав-
ления. создаваемого поднявшимся столбиком жидкости, не уравно-
*есит разности поверхностных давлений.

Е Описанные только что явления называются капиллярными. Оче-
“Цио, что проводить полную аналогию между капиллярными трубками
Рис. 23. Польем воды в меточ-
ных капиллярах:

ли б - цилиндрические капилля-
ры, л и л — меточные капилляры

цилиндрической формы и системой пор, имеющихся в почве, недьЛ
Несколько лучшей моделью почвенной пористости являются так на-Д
ваемые неточные капилляры, состоящие из чередующихся сужеЗ
и расширений (рис. 23, в, г). На рис. 23 диаметр первой цилиндричесЗ
трубки (и) равен наименьшему диаметру суженных участков неточно*
капилляра, а диаметр второй (б) — наибольшему диаметру его рацЗ
ренных участков.

Погрузим все четыре трубки нижними концами в воду, как iivaJ
жено на рисунке. В цилиндрических трубках вода поднимется до опр2
деленных уровней, высоту которых на>
уровнем воды в сосуде обозначим черм
/ii ий2. Так как диаметр трубки а мець.
ше диаметра трубки б, то высота поди#,
тия воды Л| в трубке а будет больше*
чем высота поднятия /ц в трубке б.3
В неточных трубках вода также
начнет подниматься. Очевидно, что вы-
сота ее поднятия в неточном капилляре!
будет не меньше, чем в широкой цилинд-
рической трубке, так как кривизна
мениска в самом расширенном участке
неточного капилляра будет равна кри-
визне мениска в трубке б, а во всех
остальных точках она будет больше.
Вместе с тем очевидно, что вода в ме-
точном капилляре не может подняться
выше ближайшего следующего расши-
рения (уровень й4). Если бы она дошла
до его середины, кривизна мениска
сделалась бы равной кривизне мениска
в трубке б, а высота столбика была
бы уже больше, т. е. равновесие было
бы нарушено. Таким образом, мениск
в трубке в должен остановиться между
уровнями /12 и hj, причем разность h't — Л»
не превысит расстояния между соседни-
ми расширениями неточного капилляра-

С неточным капилляром г проделаем другой опыт. Погрузим его
в воду до верхнего конца так, чтобы он весь наполнился водой, а затем
вернем его в прежнее положение, изображенное на рисунке. Мениск
остановится в сужении, ближайшем к уровню /ц, т. е. в промежутке
между ftj и AJ, причем разность ht — ft, не превысит расстояния между
двумя соседними сужениями. Таким образом, в неточном капилляре
вода может находиться в равновесии со свободной водой при различи0®
высоте мениска над уровнем последней и, следовательно, при разной
длине столбика вода в зависимости от того, в каком порядке шло напоД'
нение капилляра. Это явление называется капиллярным гистерезисов

Проделаем еще один опыт с неточным капилляром. Не погружа*
его нижним концом в воду, начнем постепенно наполнять его вод°я
Вначале вода заполнит ближайшее к верхнему концу сужение
свеРХ24 <0- По меРе Дальнейшего поступления она начнет проникать
1РиС’ и заполнять все нижележащие расширения и сужения (рис. 24, б,
1,1 * » й При этом важно следующее: в любой момент верхний мениск
f’“ Гика воды будет находиться в суженной части чсточного капил-
в то время как нижний мениск — в расширенной. Поэтому
ЛЙив'изня верхнего мениска будет больше, а его поверхностное давле-
меньше, чем нижнего. Вследствие разности давлений столбик
41 пкости И будет удерживаться в капилляре,
* бы висеть в нем. Влага, удерживающаяся
пазностью поверхностных давлений между
Еюкиими и верхними менисками, носит наз-
вание капиллярно-подвешенной. Длина столби-
воды, подвешенного таким образом, не мо-

Рис. 25. Удержание
онно-подве шенной
Меточный капилляр

Капиллярная
Вода

Пленмная
вида

МО-

li меточных

Рис. 24. Подвешивание воды
капиллярах

сорбци-
влаги,
с «пле-

ночными пробками»



*егбыть беспредельной, так как создаваемое им давление не может быть
оальше, чем разность поверхностных давлений нижнего мениска,
"®ХоДящсгося в самой широкой части капилляра, и верхнего, находя-
щегося в самой узкой части. Как только гидравлическое давление
Робика вследствие продолжающегося поступления влаги сверху
увеличения длины столбика станет больше предельной максимальной
^z~H0CT11 поверхностных давлений, присущих менискам, ограничи-
Кни сгол®ик сверху и снизу, так сейчас же столбик начнет стекать
л ’У- На рис. 23 и 24 диаметр даже суженных частей четочных капил-
тру«В Настолько велик, что находящаяся на внутренней поверхности

К|‘ связанная влага не заполняет всего просвета сужения. Содер-
₽*№яся в капилляре влага может передавать гидростатическое дав-
ление и стекать. Если же просветы в суженных участках капидд-я
окажутся настолько малыми, что пленочная влага заполнит их целцД
(рис. 25), тов сужениях капилляра образуются «пробки» пленочной Я
ги, которые удерживаются сорбционными силами. Последние достаток
велики для того, чтобы давление столбиков свободной воды, нахом
ЩИХСЯ в расширенных участках капилляра, не могло их вытолкнули
Влага, задерживающаяся в капилля-

рах указанным путем и висящая в
них, может быть названа сорбционно-
подвешенной.

Итак, можно различать три ос-
новных случая удержания влаги в
капиллярах.

1.	Столбик воды как бы подпира-
ется водой, находящейся во внешнем
сосуде, и поэтому такое состояние
влаги (по Н. А. Качинскому) назы-
вается капиллярно-подпертым (см.
рис. 23, в, г).

2.	Столбик воды в капилляре
как бы подвешен между двумя ме-

0

Рис. 26. Стыковые скопления («манжеты») влаги между
(модель):

о — начальная стадия образования манжеты, 6 — смыкание
между песчаными частицами

шарообразными частншыя

манжет, а — стыковав «лага

нисками разной кривизны (см. рис. 24), и здесь можно говорить
о влаге капиллярно-подвешенной.

3.	Влага называется сорбционно-подвешенной (см. рис. 25), если
она удерживается не капиллярными, а сорбционными силами. В пос-
леднем случае почвенные поры могут быть настолько малыми, что они
окажутся целиком заполненными связанной влагой без скоплений
в центральных частях пор свободной влаги.

Кроме указанных трех случаев удержания влаги, существует еще
один. Моделью для него может служить трубка, заполненная шариками
одинакового размера диаметром 1—2 мм Поры между такими шар«'

* Пленочная влага на внутренних стенках капилляров имеется, конечно, и и теХ
случаях, которые иллюстрируются на рис. 23 и 24. Однако на рисунках эта плен»
нс изображена, так как ее толщина очень мала по сравнению с внутренним просвет©»*
капилляра и существенного влияния в этих случаях она не оказывает.
Тяпнлляр111'1’'’11
^рироле она

настолько велики, что в них влага удержаться не может. При
,,М" и кипи воды сверху основная ее часть вытекает из трубки и в ней
в0С1кугся только отдельные изолированные друг от друга скопления
точках касания шарообразных частиц между собой. Эти скоп-
* 1Я имеют форму двояковогнутых линз (рис. 26) и удерживаются
силами *. Такая форма влаги называется стыковой.
характерна для песчаных почв.

Подвешенная влага в почве

Рассмотренные только что на моделях случаи удержания влаги

-аблюдя отся и в почвах.

Представим себе почвенно-грунтовую толщу с влажностью, нес-
колько превышающей максимальную гигроскопичность. Если на
----------------------- ------- ПОСТуПать вода, она будет впиты-

поверхность почво-грунта станет
мться в нее, и в верхней части

начнет накапливаться подвешен-
ная вода. При этом заполняются
не все поры почвы, а лишь их
часть и тем меиыпая, чем легче
почва по гранулометрическому

составу, но для дайной почвы
совершенно определенная. И как
только соответствующая пре-
дельная влажность в данном
почвенном слое будет достиг-
нута, так сейчас же дальнейшие
порции влаги начнут стекать в
нижележащие слои, увеличивая
глубину промачивания (рис. 27).

Наибольшее количество
подвешенной влаги, которое мо-
жет удержать данная почва (на
рис. 27 — 20%), называется на-
именьшей влагоемкостью почвы
(НВ), так как этой влажности
Соответствует наименьшее насы-
щение почвы, создающееся при
свободном оттоке избыточной

Рис. 27. Распределение подвешенной влаги
в почве при разных нормах полива (по
А. П. Иванову):

I — 50 мм. 2 — 100 мм, 3 — 150 мм

влаги. Термин «наименьшая вла-

г°емкость» был предложен проф. Майером и введен в русскую литера-
ТУРУ проф. П. С. Коссовичем. В американской литературе ему соот-
ветствует термин «полевая влагоемкость».

Данные на рис. 27 разъясняют и то, почему влагу в почве назы-
вают «подвешенной». Под промоченным слоем при любой норме полива
сохраняется сухой слой (на рис. 27 его влажность равна 12%). Влага,

kt, » 1 Само собой разумеется, что и в этом случае вокруг почвенных частиц создается
* точка из пленочной влаги, но на рисунке эта оболочка в целях упрбщення не изоб-
ряжена.

6 Родс, Смирной

16)
находящаяся в промоченном стое кли л,,

НО,, толще „ад	м £“	 6ы <В|Ю'П' * «и.. .

и влажность а промочен „ом 5^ м^ . РШастс" «кыш w£*l>

гаться практически „е,ш“,„ой	‘ теЧе""е м,юг"« »«££*

Форма подвешенной влаги ’

почвы. В песчаной почве она

г

зависит от гранулометрического

имеет форму стыковой (см рис Jr8**
причем наименьшая вл^гоем^®''
в этом случае равна 3-5'?^
сухой почвы.	0еса

При суглинистом ИЛИ ГЛШ,,.-
том гранулометрическом corJS
б^ТН',ая адага чаще
бывает	сорбционно-п( >.шешеЙ

11очвМ2-'ЬШаЯ влагоем»<ость таких
с°хой^ы₽а“"а

гагах (схема):

подмшейная м "Л Р Г ««пиллярно-

..не воздухом ме^с2и₽Ы;.я^ПОЛ"ен-

шве ..одвсшеяну^^^Р*»*1'»-

так-i.v структурных почвах, т. е в
С«Х,',Ы n’U:PU' от»-’ь„ыо частной
склеены в комочки того или им™
размера, может наблюдаться еще оз-
,а Ф°рма удержания воды КажЯ
почвенный комочек (агрегат) имеет
н^пТрИ ПРры различного птзмепЯ
канальцев, пронизывающих комоче?Т»МЫ’ обРазУ>ощие как f систему1^

очень \iaP.aJJer Во,,|утые ыеннскн (р„с 29) Ттч к*(Х0Д0В 113 ннналыЛ
нах L ’ то гвдРавлическое давление oLInlкак Диаметр комочков
оазтД? ” ° канальцах, очень нёветикл °ДЯНЫМИ нитями’
П°Верх,,остнь,х ДЗФсний	К° Не можег превзойти

1 cw?Pxy. поэтому вода из таких ниR°B* венчаюших эти нити снизу I
я ue/'OM вылиться’ не	. из ,«3

°“а ™лам„ „ап, л S ойп и. °	хорошо!

.S ' ^Лтн',(‘	назван! I

Mex o’niu,llpOKO распР°стРанена в почвах ш а $°РМа Фаги, по-видн- I
емХ1 «КОГО СОСТава с	" сУглинистого

ЛО,вы. и	по’ваа "«жет достигать	“551

ВП1,тавшаяся в почву при
влаги. Очень важным с точки зпеиёя - С” В "очве в виде подвешенной
кипе является вопрос „ ™" ««Раипости этой вааг„ и, рас-
М мЯ ал3 Почви лутем „спарення За ’°Авец1енная влага расходе- I
М. М. Абрамовой, А. ф. Большакова п Н С о""' “ Лсг Рв«™в
162	и Н. С. Орешкиной этот вопрос, 1

время остававшийся неясным, был окончательно разрешен.
Д°’1Га10сь, что в почвах суглинистых и глинистых подвешенная влага
Е2ет испаряться, причем в процессе испарения часть ее подтягивается
Жидком состоянии к поверхности испарения. Это подтягивание рас-
9 ^t-траняется на глубину до 1 ж и более. Однако восходящее передви-
7нс влаги может происходить только лишь до некоторого предела.
? к только влажность в промоченном слое уменьшится до некоторой
спельной величины, характерной для данной почвы и названной

Абрамовой ^влажностью разрыва капиллярных связей» (ВРК),
сейчас же восходящее передвижение жидкой влаги к поверхности
спарення прекращается. Продолжается лишь медленное прогрессив-
ное иссушение поверхностного слоя сверху.

Влажность разрыва капиллярных связей всегда меньше наимень-
шей влагоемкости и составляет около 90% от этой величины в почвах
с хорошо выраженной мелкокомковатой структурой и 65—70% от
угой величины в почвах и грунтах, обладающих только микрострук-
турой. В песчаных почвах подвешенная влага передвигаться к повер-
хности испарения в жидком виде не способна, и испарение из таких
почв происходит путем постепенного просушивания почвы сверху. Это
явление является доказательством того, что стыковые скопления влаги
разобщены друг от друга.

При близком к поверхности уровне грунтовых вод в почве может
содержаться и некоторое количество капиллярно-подпертой влаги.
В этом случае влажность почвы соответствует «предельной полевой
влагоемкости», которая всегда выше, чем наименьшая влагоемкость.

Гравитационная влага в почве

Вся свободная влага, которая появляется в почве сверх наимень-
шей влагоемкости, не может удерживаться почвой и под влиянием силы
тяжести стекает вниз. Такая влага называется гравитационной.
Просачивающаяся гравитационная влага, дойдя до водоупорного слоя,
начинает накапливаться, насыщая полностью слой грунта, находя-
щийся над непроницаемым слоем. Образуется водоносный горизонт,
содержащий грунтовую воду, которая является тоже свободной гра-
витационной влагой.

Если выкопать яму или заложить буровую скважину до водо-
упорного слоя, то в этой яме или скважине появится поверхность сво-
бодной воды. Воображаемая поверхность, соединяющая между собой
Уровни воды в нескольких соседних скважинах, называется поверх-
ностью или зеркалом грунтовых вод. Само собой разумеется, что в нена-
рушенном грунте никакой водной поверхности нет и она появляется
лишь при закладке скважины или шурфа.

Если зеркало грунтовой воды имеет уклон, то грунтовая вода
будет стекать в направлении уклона под влиянием разности гидрав-
лических давлений. Уклон зеркала грунтовых вод очень часто бывает
впряжен с уклоном водоупорного слоя.

Распределение влаги в почвенно-грунтовой толще с водоносным
оризонтом при однородном гранулометрическом составе, т. е. при
отсутствии слоистости, бывает следующим.

6

163
Грунт под уровнем грунтовой воды, т. е. в водоносном гори30н
(на рис. 29), полностью насыщен влагой и его влажность соответоттд
полной влагосмкости (ПВ) или полной водовместимости. Эта величнЗ
соответствует пористости почвы и определяется расчетным путД
Обозначим через ОВ объемный вес почвы (г/сл*), через П — ПопЗ
стость (% от объема почвы). Очевидно, что в 100 сл? почвы, взятой без
нарушения ее естественного сложения, будет содержаться П гл? ц-1и

(Г~5 Ю V 20 25
% от Веса почОы

Рис. 29. Схема нормального распределения влаги в промоченной
насквозь однородной (не слоистой) почвенно-грунтовой толще.
Слева — влажность почвы в % от общей пористости и в % от
веса, справа — схематическое изображение распределения влаги
в капиллярах разного размера

П г воды при условии полного насыщения почвы водой. Следов
полная влагоемкость будет равна:

Пв ~ Тоолов 100 = 'бв (% от веса СУХОЙ почвы).

Влага над зеркалом грунтовых вод (слой II на рис. 29) заполняет
почвенные капилляры и является капиллярно-подпертой. Если вс$
почвенные поры имеют капиллярные размеры, то в непосредственной
близости к зеркалу грунтовых вод они целиком заполнены водой. По
мере удаления от зеркала отдельные поры, начиная с самых крупных,
а затем все более и более мелкие все в большем числе окажутся не за-
полненными водой, как это схематически и изображено на рис. 2Я
L на В силу этого влажность почвы по мере удаления от зеркала
Антовых вод постепенно уменьшается.

гР-'"рсЯ та часть почвенно-грунтовой толщи, в пределах которой
^1Ю\ается наличие капиллярно-подпертой влаги, связанной с грун-
'воюй, называется капиллярной каймой грунтовой воды. На
29 толщина каймы равна примерно 3 м — от уровня грунтовой
£Ы«ГВ-1>до верхней границы капиллярной каймы «КК-1». Из дан-
ДТрис. 29 следует, что количество капиллярно-подпертой воды, ко-
Рдое может удерживаться каким-либо слоем почвы, находящимся
пределах капиллярной каймы, зависит от того, на каком расстоянии
'мхЛ слой «годится от зеркала грунтовой воды. Чем больше это рас-
стояние, тем меньше количество капиллярно-подпертой воды, а следо-
•ательн1’ и влажность почвы. Поэтому так называемая капиллярная
.вМгоемк<'сть почвы, т. е. количество влаги, которое может удержи-
ваться данным слоем почвы в капиллярно-подпертом состоянии и соот-
ветствует капиллярному насыщению почвы, не является постоянной
величиной. Помимо мощности слоя, капиллярная влагоемкость за-
висит от того, на какой высоте над зеркалом грунтовой воды находится
этот слой почвы. Чем меньше высота, тем больше капиллярная влаго-
емкость. и наоборот.

Верхним пределом капиллярной влагоемкости является полная
влагоемкость, а нижним — наименьшая влагоемкость.

Над капиллярной каймой начинается надкапиллярный слой
(рис. 29. 111) с подвешенной влагой, идущий до дневной поверхности
почвы. Влажность его при условии достижения равновесного состоя-
ния и отсутствия испарения постоянна по глубине и равна наименьшей
влагоемкости.

Если уровень грунтовых вод почему-либо (например, вследствие
стекания или отсоса влаги корнями растений) понизится до глубины,
обозначенной на рис. 29 «ГВ-2», то соответственно опустится книзу
и капиллярно-подпертая влага, и верхняя граница капиллярной каймы
займет положение «КК-2». Мощность надкапиллярной зоны увеличится,
но содержание в ней влаги бстанется прежним.

В данном случае, в отличие от того, который иллюстрируется
Рис- 27, когда под промоченным слоем остается сухой, подвешенная
Мага в надкапиллярном слое находится во вполне равновесном состоя-
нии (при исключенном испарении), так как она не будет рассасываться
сорбционными силами, присущими сухому слою.

Все сказанное относилось к толще однородной по гранулометри-
ческому составу. Если толща слоиста, то распределение в ней влаги
ад грунтовыми водами значительно сложнее.

Водоподъемная способность почвы

g^/'HpHcTBo почвы вызывать капиллярный подъем влаги называется
лооъелной способностью.

1» уравнения Лапласа можно вывести формулу, связывающую
чдаус капилляра г (леи) с высотой подъема Н (мм), если стенки капил-
ляра смачиваются водой:



От этой формулы можно перейти к зависимости между высоту»
капиллярного подъема и диаметром почвенных частиц:

где d — средний диаметр почвенных частиц.

Эта формула приложима только к более или менее однородны*
и легким по гранулометрическому составу почвам и породам. On«J

Капиллярная
бода

Пленочная
бода

Рнс. 30. Капиллярные трубки:
а — со свободной влагой. 6 — полностью
заполненная связанной влагой

показывает, что величины капид,
лярного подъема, вычисляемые йо
этой формуле, близки к наблюдав
мым величинам.

Были попытки вычислить иц,
соту капиллярного подъема ддя
почв и пород тяжелого грануло-
метрического состава. Если мы
возьмем фракцию частиц диаме*
ром < 0,001 мм, то по приведенное
выше формуле высота капилляр-
ного подъема определится в 75 .и
Однако такие величины совершаН
не подтверждаются наблюдениями
в природе. Максимальные иаблю»
даемые в природе высоты капил-
лярного подъема даже в глинисты!
почвах н породах обычно не преви
шают 3—4 м. Чем же объясняется
наличие такого предела для калил
лярного подъема?

Поверхность почвенных час-
тиц, как известно, покрыта пленив
сорбированной воды, поэтому при
капиллярном подъеме капиллярное

передвижение влаги может совершаться не через весь просвет почве»
ных пор, а лишь через его действующую часть, которая остается М
пленками сорбированной воды. Схематически это изображено на модели
цилиндрических капиллярных трубок на рнс. 30. Слева показе
трубка относительно большого диаметра, в которой остается еще Ifi>
вольно большой действующий поперечник. Справа — капиллярная
трубка столь малого диаметра, что пленки сорбированной воды СИ
лись в общую массу, вследствие чего действующий диаметр трубки ра
вен нулю и капиллярное передвижение в ней вообще невозможно
Влага в ней может передвигаться только как пленочная, т. е.
медленно.

В тяжелых по гранулометрическому составу породах и почвах мь
как раз и имеем этот случай, когда почвенные поры так малы, что вес1
-посвет заполнен пленочной (сорбированной) влагой и псредвиже-
капиллярной влаги, а следовательно, и капиллярного подъема
и11аги происходить не может. Само собой разумеется, что это относится
f1 литым бесструктурным глинам. При наличии структуры капилляр-
* передвижение может происходить по межструктурным промежут-
Н м даже в весьма тяжелых глинах. Эти относительно крупные про-
EgyTKH и обеспечивают наибольшие наблюденные в природе высоты
Еяллярного подъема (3—4 .и).

скорость капиллярного подъема находится в обратной зависимо-
сти от размера частиц: чем они мельче, тем большей высоты достигает
капиллярный подъем, но тем медленнее он происходит.

Необходимо указать, что в общем капиллярно-подпертая влага,
находящаяся в капиллярной кайме, обладает довольно большой под-
вижностью. Поэтому расходуемая с верхней поверхности капилляр-
ной каймы влага (путем испарения или путем отсоса корневыми си-
стемами растений) очень легко восполняется за счет капиллярного
подъема ее снизу, из слоя грунтовой воды. Однако уровень грунтовой
воды при этом опускается, в силу чего и приток ее к корням постепенно
ослабевает.

Благодаря большой подвижности капиллярно-подпертой влаги
растения, достигающие корнями капиллярной каймы, как правило,
не страдают от недостатка влаги.

Водопроницаемость почвы

Способность почвы пропускать через себя воду — водопроницае-
мость — важное водно-физическое свойство почвы. Как показывает
опыт, эта величина даже для одной и той же почвы характеризуется
большой изменчивостью в зависимости главным образом от влажности
почвы; чем влажнее почва, тем меньше ее водопроницаемость.

В поступлении влаги в более или менее сухую почву следует раз-
личать два периода. В течение первого периода почва насыщается вла-
гой до некоторого предела, т. е. происходит впитывание влаги в почву,
“течение второго периода совершается уже просачивание, фильтрация
влаги через насыщенную ею почву. Естественно, что водопроницае-
мость почвы, измеряемая количеством влаги, поступающим в почву
с ее поверхности, в первый период, особенно в его начальные моменты,
весьма велика, а затем, по мере насыщения почвы влагой, она посте-
пенно уменьшается и к моменту' окончания насыщения делается почти
постоянной. Следует пояснить, что «насыщение» почвы влагой при этом
"в является полным, так как некоторая часть пор остается заполнен-
ной воздухом и фильтрующаяся вода обходит эти поры. Рисунок 31
иллюстрирует изменение водопроницаемости почвы, измеряемой в мил-
• “метрах водного слоя в минуту в продолжение опыта, в котором вода
Давалась на поверхность почвы непрерывно в течение 3 ч. Мы видим,
0 водопроницаемость в начальные моменты равнялась в лесу при-
2-Тч°	ММ14- К началу второго часа опыта она уменьшилась до

7 d ММ 4 11 после этого стала более или менее постоянной. Продолжи-
мость периода впитывания равнялась, таким образом, приблизн-
тельно полутора часам, после чего начался второй период — певЛ
фильтрации влаги через почву.

Из данных рисунка следует также, что в течение периода впитые

ния водопроницаемость почвы под лесом была значительно (пример»
в три раза) больше, чем под полем. Это объясняется тем, что почва 3
лесом обладает хорошей структурой, а под полем структура разрутЗ
обработкой. С окончанием первого периода водопроницаемости

Рис.

31. Изменение водопроницаемости поч-

вы в процессе впитывания в нее влаги

лесом и под полем становнт^
одинаковой. То что водопрц.

ницаемость почвы под лес<^
в начальные периоды постуц.
ления влаги значительно
вытает водоппони i шемоЯ
почв под другими угодьяйи,
подтверждается также цифр*
ми, приведенными в габл. 3].

Водопроницаемость ночи
зависит от гранулометричес-
кого состава и структурности.
Чем тяжелее первый, тем водо-
проницаемость меньше. Истру»
ктуренность почвы резко ио-

вышает водопроницаемости
Поступление влаги в почву совершается далеко не равномерно,

в особенности на суглинистых и глинистых почвах. Наличке мелких
неровностей (так называемого микрорельефа) на поверхности почвы,
трещин в почве, ходов корней, ходов роющих животных и т. д. прнво-

Таблица 31

Водопроницаемость почв (мм ч) под лесом и под другими угодьями
(по Н. Ф. Созыкииу)

Наименование почв и угодиП	Водопроницаемость	
	м первые полчаса	ВО втпры> полчаса
Среднеподзолистая суглинистая на морене:		
лес				54—60	3—31
картофельное поле		‘20	13
луг				35	6
		
Сильноподэолистая суглинистая на морене:		
лес		36—48	34-35
поле		21	15
Суглинистая сильноподэолистая на покров-		
ном суглинке:		
лес		57—93	23—33
выгон . 			30—50	12—14
Песчаная слабоподзолистая на древнеаллю-		
виальных песках:		
лес	.		99 — 138	71 — 148
поле		26-53	16—52
I к тому, что влага просачивается в почву неравномерно. На рис. 32
Газано (по наблюдениям Н. А. Качинского) распределение смочен-
|,£11' и нес.моченных участков на профиле подзолистой суглинистой

Рис. 32. Неравномерность просачивания влаги в почву. Смоченные участки
почны даны штриховкой в клетку (по Н. А. Качинскому)

почвы пекле дождя. Влага проникает в почву языками, вследствие чего
на одной и той же глубине влажность в различных точках может быть
весьма различной.

Особенности водных свойств лесных почв

Важнейшие величины, характеризующие физические и водные
свойства сильноподзолистой лесной почвы на покровном суглинке,
приведены в табл. 32.

Таблица 32

Физические и водные свойства лесной сильноподзолнстой почвы
на покровном суглинке под ельником-черничником (no Н. Ф. Созыкину)

ГВрНЗОН!	Глубина взятия обрата, см	Удель- ный вес. г/см*	Объем- ныА вес. г/см*	Общая MfiN нот».	В % от веса сухой почвы			
					макси* мальнлм гигроско- пичность	влаж ность  чапид 1- ния	наимень- шая влаго- емкость	полная плаго- емкость
А.	0-2	1,62	0,09	94	27,3		161	1045
	2-13	2,00	1.17	55	4,6	(1,3	3J.	47
А.  --V.H	13-20	2.66	1.45	45	2.3	1.1	22	31
	20 36	267	1.47	45	3,6	7.1	21	31
В,	36 <,|	2.68	1,50	42	3.9	16.2	21	28
&	61—80 80	2.70  2,70	1,57  1,67	41  42	8.0  8,0	15,2  15,0	21  20	26  23

Из данных таблицы видно, что водные и физические свойства зако-
номерно изменяются по профилю почвы: порозность достигает наиболь-
ик” величины в верхних горизонтах и уменьшается книзу. Сверху
вниз уменьшаются и наименьшая влагоемкость и водовместимость,
чесно связанные с порозностью. Максимальная гигроскопичность и
•важность завядания изменяются иначе; от горизонта А, к горизонту
• они уменьшаются, достигая в последнем минимальной величины,
Далее книзу возрастают. Такой характер этих показателей связан
распределением илистой и коллоидной фракции, которые по преиму*
ществу и связывают влагу. Наименьшее количество минеральиЛ
коллоидов содержится в горизонтах А, и А,. Книзу содержание Ми?х
ральных коллоидов возрастает. Органических коллоидов значитрцД
больше содержится в горизонте А1( чем в А2.	‘ 10

Все что говорилось до сих пор о водных свойствах, относи^И
главным образом ко всему профилю в целом и к минеральным его <3
рнзонтам.	J

Лесная подстилка, как и следует ожидать, исходя из ее состав
и строения, сильно отличается по физическим и водным свойствамД
минеральных горизонтов. Удельный вес лесной подстилки колеблеця
от 1,5 до 1,8, объемный вес варьирует от 0,4 до 0,2 г/с.«3 (иногда новы-
шается до 0,3 г/см3). Полная влагоемкость подстилок, по исследованием
А. П. Малянова, в разных типах леса колеблется в пределах 500—
700% от веса подстилки, или 28—64% от ее объема. В абсолютных вели-
чинах при полном насыщении влагой подстилки могут удерживать щ
10 до 20 мм воды, а иногда и более. Наименьшая влагоемкость под:
стилок в 1,5—2 раза меньше полной.

Водопроницаемость лесных подстилок чрезвычайно велика и из-
меряется сотнями миллиметров водного слоя в минуту. Кроме того,
подстилка способствует сохранению высокой водопроницаемости ни-
жележащих минеральных горизонтов. Так, по наблюдениям Н. Ф. Со-

зыкина, в ельнике-черничнике водопроницаемость сильноподзолистой
суглинистой почвы после удаления подстилки уменьшилась в три-
четыре раза. Это объясняется тем, что подстилка предохраняет почву
от размывания и от заиливания трещинок, межструктурных промежут-
ков, пор и т. п. мелкими пылеватыми и глинистыми частицами.

Доступность почвенной влаги для растений

Рассмотрим теперь еще один важный вопрос — о доступности поч-
венной влаги для растений.

Все имеющиеся данные говорят о том, что некоторая часть влаги,
а именно вся прочносвязанная, для растений совершенно недоступна
и составляет в почве так называемый мертвый запас влаги. Недоступ-
ность этой влаги объясняется тем, что она удерживается почвенными
частицами с такой большой силой, что силы (преимущественно осмо-
тического характера), с помощью которых вода всасывается в корни
растений, оказываются недостаточными, чтобы отнять эту влагу от
почвенных частиц.

Следует, однако, указать, что хотя вполне неусвояемой для расте-
ний является только прочносвязанная влага, растения начинают
проявлять признаки устойчивого завядания задолго до того, как в почве
останется только эта влага. Устойчивым называется такое завядание,
признаки которого не исчезают даже после того, как растение поме-
щают в атмосферу, насыщенную парами воды.

Влажность почвы, соответствующая моменту- появления призна-
ков устойчивого завядания, называется коэффициентом завядания
или правильнее почвенной влажностью устойчивого завядания расте’
ний, или просто влажностью завядания (ВЗ). Она выражается в пр0"
ax от веса почвы- ^г0 явление было впервые установлено в конце
йе!!Т 10Г0 столетия русским ученым С. В. Богдановым. В дальнейшем
ИЙвопрос разрабатывался американскими исследователями Бриггсом
’ ?па1)11ем, которым и принадлежит термин «коэффициент завядания»,
и те многих сотен опытов определения коэффициента Бриггс и Шанц
к выводу, что эта величина характерна для каждой данной
и от растения не зависит, т. е. что все растения на данной почве
минают устойчиво завядать при одной и той же влажности этой поч-
*, Такое мнение долго существовало в науке. Только в последние
? ды советским исследователем Д. В. Федоровским было доказано, что
не соответствует действительности. Оказалось, что различные ра-
нения на одной и той же почве начинают завядать при различной ее
влажности, т. е. что влажность завядания зависит от свойств не только
пзчвы. но и от растения. Д. В. Федоровский установил также, что
даже для одного и того же растения она изменяется с его возрастом.

Чем же следует объяснить тот факт, что завядание растений начи-
нается в тот момент, когда в почве еще остается усвояемая влага?

Дело в том, что остатки рыхлосвязанной влаги могут быть усвоены
растениями, но они очень труднодоступны для них. Трудная доступ-
ность этих порций почвенной влаги объясняется тем, что они обладают

весьма низкой подвижностью, в силу чего влага не успевает подтекать
к точкам ее потребления, т. е. к корневым волоскам.

Следует отметить, что уменьшение доступности влаги отражается
сначала не на внешнем состоянии растений (завядание), а лишь на нх
продуктивности. Последняя начинает снижаться с того момента, как
влажность почвы снизится до влажности разрыва капиллярной связи.
Поэтому во всех случаях, когда мы имеем возможность регулировать
влажность почвы, например, в условиях орошаемого хозяйства, следует
стремиться к тому, чтобы не допускать снижения влажности почвы ниже
70% наименьшей влагоемкости. Эта величина является переломной.
При дальнейшем уменьшении влажности рост растений замедляется.

Влажность завядания является очень важной характеристикой
почвы, так как она служит нижней границей содержания в почве
продуктивной влаги. Ее определяют либо непосредственно, наблюдая,
при какой влажности почвы растущее в ней растение начинает завя-
дать, либо по величине максимальной гигроскопичности, умножая
последнюю на эмпирический коэффициент.

Отношение влажности завядания к максимальной гигроскопично-
сти колеблется по многочисленным определениям от 1,0 до 3,0 и в подав-
ляющем большинстве случаев равняется 1,3—1,5. В агрометслужбе
принят коэффициент 1,34.

Остановимся еще на вопросе о том, от чего же зависит и какими
войствамн почвы определяется содержание в ней доступной для расте-
нии влаги.

Отвечая на этот вопрос, необходимо остановиться на двух главных
уДУчаях: первый, когда корни растений (хотя бы часть их) достигают
_ Вил1ярной каймы, содержащей капиллярно-подпертую влагу, гид-
равлически связанную с грунтовой водой, и второй, когда корни расте-
и не достигают капиллярной каймы.
60

7 va

* 20

В

I 30

’О

20

JO

влажность, 7.

50

t'

яиапаЛГ’акгаш,;™	Л’« |1ете„н Д

~ „огут черпать мяУ 1ц

ИЗ грунтовых вод. Подщ,
капиллярно-подпертой n !°v’l
как известно, весьма зелииТ I

<»"“₽«коеанТ„^г!;«
нижней границы корнеоЯ?
мого слоя. Этот случай?,?*
"Рен Для степной и/.адусЖ
зон, хотя встречается i, J
лесостепи. Очевидно, "а /Ч
шее количество влаги ,.,,£* I
может удерживаться в „оSI
И притом в форме подвешеннД I
равно наименьшей адагоЗ!?

чае ВЛаГИ В Лан»°М
ности мГЖеТ "Решать
ности между ссл„ч„
меньшей влагоемкости' и iafl
чинои влажности завядДйТ
ла,,а^™Ч™г"-;«'^™
пичесипг^ т грануломет-
связка ° СОСТава почвы. Она
м2?ью гТТИ "РЯМ0Й <3~
наиболее тонких**'Т*' ° "°ЧВС
тип -ь, <КИХ ~ илистых час-
рует рис £Г,етлнво иллюстри-
симос?ь 33’ а КОТ°Р°М зави-
завялаиио МеждУ влажностью
«Х7оГТГ„агмЗасг"''
nnau/чя	м имеет форму

прямой линии (1).

вляг^?ИСИМОСТЬ	на именыпсй

мкостн от грану.тометри-

существенм

слу-

раз-

величиной наи-

^аи»епьта.ч влагоемкасть

Рис •«’	завяданий

в почве физичес'°ойЬ содержаиием

<0,01 мм). влажностью Частицы <

- 0 И

ческого состава

^ина Няи?еСЧаНЫХ ~
лостига ИМ®НЬ“*еЙ влагоемкости

S'=»=£ж

Наименьшая влагоемкпгт.. „ «

со^аТе4?^^' РЫХЛее почва ПРИ MHOM°i-SeJaBHCHT еще от сложе-
(имеются в виду почвы суглимит. °Ч Же гранулометрическом

172	'	е 11 глинисгые), тем больше

почвах вели-

С увеличением



I ГЧП1НЗ наименьшей влагоемкости. Поэтому в верхних, гумусовых,
Юнгах наименьшая влагоемкость всегда в 1,5—2 раза выше, чем
^"тее глубоких слоях почвы, если даже содержание тонких илистых
’Ена везде одинаково.

"*В целоМ с переходом от песчаных почв к суглинистым и глинистым
Р „рныпая влагоемкость сначала растет быстрее, чем влажность за-
Юания, и диапазон активной влаги увеличивается от 2—3% веса
Р**сь1 в песках до 10—12% в пылеватых средних лёссовидных суг-
Кх и 20 22% — в гумусовых горизонтах черноземов, развитых
этих суглинках. С переходом к более тяжелым почвам и породам
диапазон активной влаги начинает уменьшаться, снижаясь до 13—15%
 даже менее в глинах и до 9—10% в гумусовых горизонтах развитых
,а утих глинах черноземов.

Подводя итоги сказанному о водных свойствах почв, подчеркнем
(.мдуюшее. Свойства и поведение почвенной влаги изменяются в за-
висимости от ее содержания в почве. При этом водные свойства изме-
няются иеплавно во всем интервале влажностей — от 0 и до полной
влагоемкости. Существует ряд величин влажности, при переходе через
которые водные свойства изменяются резко, как бы скачками. Такими
величинами являются влажность завядания, влажность разрыва ка-
пиллярных связей, наименьшая влагоемкость и полная влагоемкость.
Все эти характерные величины именуются почвенно-гидрологическими
константами. Они разграничивают между собой и интервалы влаж-
ности с различной степенью доступности влаги для растений:

Интера влажности

Ниже влажности завядания

От влажности завядания до влажности
разрыва капиллярных связей

От влажности разрыва капиллярных
спяэей до наименьшей влагоемкости

От наименьшей влагоемкости до пат-
ион влагоемкости

Степень доступности влаги
Практически недоступна

Трудно доступна, но с приближением
к влажности разрыва капиллярных
связей доступность заметно увели-
чивается

Доступность средняя

Влага легко доступна. С приближе-
нием к полной влагоемкости влаж-
ность делается избыточной

СТРУКТУРА ПОЧВЫ И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА НЕКОТОРЫЕ
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

Из гл. 111 известно, что мельчайшие частицы, из которых состоит
Почва, могут находиться в ней в различном состоянии. В одних слу-
,х они могут быть разобщены, причем почва будет находиться в раз-
де-1ьночастичном состоянии, в других случаях склеены в комочки или
П*егаты разной величины и формы. О такой почве говорят, что она
П"мадает структурой.

к в Агрегаты, или структурные отдельности, по-разному относятся
^воздействию воды. Одни могут в присутствии воды не распадаться на
Ручные частицы, например структурные отдельности чернозема,
Раняющие прочность в воде в течение длительного времени. Такне
ртруктурные отдельности называют водопрочными. Структурные от-
ьности других почв, даже очень прочные в сухом состоянии, при
погружении в воду постепенно расплываются в бесформенную цЯ
дельночастичную массу, например структурные отдельности солона?}'
в которых в составе обменных катионов, насыщающих почвенные
лоиды, большое участие принимает натрий.	" *

Песчаные и супесчаные почвы и грунты почти всегда р.зздельЛ
частичные и бесструктурные. Это объясняется тем, что в них поЯ
полностью отсутствуют коллоиды (глинистые частицы и гумус), т ?
тот цемент, тот клен, который необходим для образования агрегат

Суглинистые и глинистые рыхлые породы в сухом состоянии
могут распадаться на довольно прочные глыбы различного размеру
Однако, при погружении в воду глыбы легко расплываются, но не ва
первичные частицы, а на мелкие агрегаты, размер которых опредр.
ляется сотыми долями миллиметра. О таких породах говорят, что они
обладают микроструктурой. К. К. Гедронц относил к микроагрегатам
комочки менее 0,25 леи в диаметре. Эти микроагрегаты обычно водо-
прочны.

Вопрос о том, от чего зависит та или иная форма отдельностей

крупного размера, пока не может считаться окончательно решенным,
и в этом направлении могут быть высказаны лишь некоторые общие
соображения.

В относительно глубоких горизонтах большей части почв, в кото-
рых ничтожно содержание гумуса и невелико содержание корней,
обычна неводопрочная макроструктура: вертикальноглыбистая, приз-
матическая, ореховатая или кубовидная. Образование такой структуры
чаще всего связано с периодической сменой увлажнения и высушивМя
данного горизонта. Для образования структуры на небольших глуби-
нах может иметь также значение периодическое замерзание, 11пород-
ведет к возникновению ореховатостн.

В горизонтах, лежащих вблизи от поверхности и содержащих
мало гумуса (подзолистые горизонты подзолистых почв, иадсолонцовые
горизонты), наблюдается образование различных форм плитчатой и
листоватой структуры. Это может быть связано с постепенным осен-
ним промораживанием увлажненной с осени почвы, причем в процессе
промораживания лед выделяется в форме горизонтальных пластнвок.

В горизонтах, богатых гумусом, густо пронизанных корнями,
наблюдается чаще всего зернистая или мелкокомковатая водопрочная
структура. В наилучшей степени такая структура развита в чернозе-
мах.

Наличие в почве водопрочной комковатой структуры — одно из
существенных факторов ее плодородия. На это было обращено внима-
ние впервые В. В. Докучаевым и П. А. Костычевым. Более подробно
учение о почвенной структуре было разработано акад. В. Р. Вильям-
сом.

В лесном хозяйстве вопрос о водопрочной мелкокомковатой струК"
туре имеет меньшее значение. Под лесом почвы суглинистого гранул0'
метрического состава всегда имеют ту или иную структуру, которая
хорошо сохраняется, даже не будучи водопрочной. Однако в лесных
питомниках и школах заботиться о водопрочной мелкокомковатой
структуре необходимо.
Л.1Я появления в почве мелкокомковатой водопрочной структуры
АхоД1,м° пРеаде всег0 достаточно высокое содержание коллоидов
ь • минеральных, так и органических, без которых невозможно обра-
'jKine из элементарных частиц агрегатов.

^'коллоиды должны быть насыщены кальцием, который, коагули-
F минеральные коллоиды и образуя нерастворимые соединения с гу-
Р^оВыми кислотами, в наилучшей степени способствует склеиванию
“'лоидами более крупных частиц.

[Необходимо также периодическое высушивание, т. е. обезвожива-
ае коллоидов, обеспечивающее необратимость коагуляции некоторой
части гумуса.

Склеиванию агрегатов способствует участие в нем гидроокисей
железа и алюминия.

Все указанные выше условия обязательны, но еще недостаточны
для возникновения мелкокомковатой структуры. Они не обеспечивают
того очень тесного взаимодействия органических веществ с минераль-
ными частицами, которое необходимо для создания прочной струк-
туры. Такое взаимодействие возникает, как на это указывал В. Р. Виль-
ямс, при воздействии на почву корней трав. Корни трав и корневые
волоски проникают в тончайшие промежутки между частицами. Бла-
годаря этому достигается, во-первых, сближение, сжатие частиц кор-
нями трав, следствием чего является образование комочков. Во-вторых,
гумусовые вещества, образующиеся при отмирании корней, проникают
в самые мелкие поры и способствуют цементации комочков, которые
делаются водопрочными.

Весьма важным биологическим фактором создания мелкокомкова-
той структуры является деятельность мелких животных, живущих
в почве, и в особенности дождевых червей. Структурообразующая
деятельность дождевых червей особенно важна для лесных почв, на
которых травяной покров нередко не имеет возможности развиваться.
Дождевые черви способствуют накоплению в лесных почвах мулля,
т. е. гумуса, тесно связанного с минеральной частью почвы. Дождевые
черви, выделяя из особых желёзок кристаллы углекислого кальция,
способствуют также нейтрализации различных органических кислот.
Для размножения дождевых червей благоприятны смешанные слож-
ные насаждения с участием лиственных древесных пород и кустарни-
ков.

По данным М. Д. Сибиряковой, дождевые черви, муравьи, личинки
насекомых, рыхля почву, способствуют сохранению подроста древес-
ных пород.

В чем же заключается благоприятное влияние мелкокомковатой
структуры на плодородие почвы?

Прежде всего мелкокомковатая структура влияет на водный режим
°чвы. Сравним состояние влаги в двух почвах одинакового грануло-
етрического состава, но разной структуры. Пусть первая из них будет
Распыленной, бесструктурной, а вторая с хорошо выраженной водо-
Рочной мелкокомковатой (размер комочков 1—10 .ил) структурой.

Очевидно, что в распыленную почву влага будет поступать нам-
го медленнее, так как размер пор ее значительно меньше, чем почвы
с мелкокомковатой структурой. Следовательно, первая почва смоЛ
усвоить гораздо меньше влаги, и на ее поверхности даже при небоЗВ
шой интенсивности выпадения осадков возникнет поверхностпыйдЯ
в то время как вторая почва усвоит всю, или почти вею, посту пивщЯ
влагу и поверхностного стока на ней не возникает или он будет слайЯ
Первая почва подвергнется смыву и размыву, а вторая нет. ’•

Распыленная почва легко теряет значительную часть влаги
физического испарения, так как в тонких порах подвешенная нзД
легко передвигается под влиянием капиллярных и сорбцнон^Н си.
к поверхности испарения. В структурной почве, в которой влага со.
держится преимущественно в форме внутриагрегатной капиллярно,
подвешенной, такое передвижение может совершаться лишь в незначи-
тельных размерах, в пределах каждого комочка. Возможность кап».,,
лярного передвижения в промежутках между комочками исключена
из-за крупных размеров пор между ними. Передвижение из одного
комочка в другой крайне затруднено тем, что площадь их соприкосно-
вения весьма незначительна (табл. 33).

Таблица 3J

Испарение подвешенной влаги из структурной и бесструктурной почвы
(по данным М. М. Абрамовой)

Почва	Начальная влажность, равная наименьшей емкости в % от нега почвы	Конечная влаж- ность % от веса почвы)	Влаж- ность за- аядания (а % от веса почвы)	Количество «епарипгпеА- ся влаги (а % от веса почвы)	П ОЛН чгствм|| >1 1 ипгейся с -.иоа плата 1  . Tim iauajUfeSG । ' запаса)
Структурный чернозем Бесструктурный суг-	36	33	15	3	14 fl
ЛИНОК 		17	11	5	6	я

Из данных таблицы следует, что бесструктурная почва быстрв'по-
теряла половину запаса продуктивной влаги и почти одну треть об-
щего ее запаса, в то время как структурная при тех же условиях по-
теряла всего 14% запаса продуктивной влаги и 8% общего запаса.
Следовательно, структурная почва значительно лучше сохраняет влагу.

Структурная почва обладает и значительно лучшим воздушны*
режимом. Это объясняется тем, что влага осадков, в каком бы большом
количестве она ни поступала, всасывается структурными комочками,
вследствие чего межструктурные промежутки быстро освобоиц^^В
от воды и становятся доступными для воздуха. В бесструктурной почве
впитавшаяся влага долго занимает почти все поры, так как они имеЮИ
капиллярные размеры. Следствием сказанного является плохое снаб-
жение кислородом корней растений в бесструктурной почве и хорошие
условия для дыхания корней в структурной. Плохой доступ кислорода
в бесструктурную почву замедляет разложение органических остатков,
а следовательно, и превращение содержащихся в них зольных пита-
тельных веществ в соединения, доступные для растений. В структур*
ных почвах благодаря хорошему доступу воздуха все эти явления
происходят беспрепятственно. Таким образом, и ио водному, и ио
176
L-vwHObtj', и по пищевому режиму структурные почвы заметно пре-
^^одят почвы распыленные. Кроме того, структурные почвы зна-
^'пьно легче обрабатываются. Поэтому, стремясь повысить про-
4 Живность почв, нужно всемерно добиваться создания в них прочной
{Ккокомковатой структуры.

М Однгко. не следует думать, что прочная мелкокомковатая струк-
И „ _ абсолютно необходимое условие высокой продуктивности
n J Опыт показывает, что и при отсутствии такой структуры, но при
ДХчии микроструктуры продуктивность почвы может быть очень
если применять правильную агротехнику и вносить достаточ-
ное количество удобрений.

“ Начиная с тридцатых годов текущего столетия сначала в СССР
в агрофизическом Институте, а затем и за рубежом начались поиски
методов искусственного оструктуривания почв путем внесения в них
иебольших количеств клеющих веществ («структоров» или «структуре-
образовагелей»), представляющих собой органические полимерные
соединения. Работа в этом направлении продолжается, однако надеж-
ных и экономически приемлемых способов оструктуривания почв пока
еще не найдено.

В сельском хозяйстве в лесных питомниках и школах созданию

н восстановлению мелкокомковатой структуры в почве способствует
введение в севообороты посевов многолетних трав (злаков и бобовых).
Однако структурообразующим действием обладают корневые системы
не только смесей многолетних трав, но и других культур: хлебных
злаков, кукурузы, однолетних бобовых. Поэтому задача заключается,
быть может, не столько в изыскании методов восстановления струк-
туры, сколько в нахождении способов се сохранения, т. е. разработке
такой агротехники, при которой число обработок, разрушающих
структуру, было бы наименьшим.

Необходимо учитывать также, что в засушливых условиях смеси

многолетних трав дают плохие урожаи, вследствие чего и их влияние
на структуру оказывается ничтожным. Кроме того, они сильно иссу-
шают почву, что влечет за собой снижение урожая хлебов. Поэтому
в засушливых условиях введение посевов многолетних трав без ороше-
ния часто является нецелесообразным.

Необходимо также помнить, что высокий урожай трав, а следо-
вательно, и их структурообразующий эффект могут быть достигнуты
лишь при условии удобрения трав и известкования кислых почв.

На песчаных и супесчаных почвах в питомниках в зоне достаточ-
ного увлажнения могут быть рекомендованы сидеральные севообороты.
L. естественные лесные почвы нередко обладают хорошо выражен-
*0" водопрочной структурой. В гумусовом горизонте суглинистых
•Рубогумусовых и особенно муллевых почв содержание агрегатов раз-
гром Ю—0,25 мм достигает 70—90%. Но при распашке, например
Питомниках, агрегаты обычно быстро разрушаются, поэтому на рас-
**иваемых землях, вышедших из-под леса, возникает необходимость
^становления структуры путем внесения органических удобрений.
Пест кования кислых почв, посева многолетних трав в севообороте,
Фаботки почвы в спелом состоянии.
ГЛАВА VII

ТЕПЛОВОЙ, ВОДНЫЙ II ВОЗДУШНЫЙ РЕЖИМ почвы
И ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ
ДРЕВЕСНЫХ НАСАЖДЕНИЙ

Количество тепла в почве, а следовательно, и ее температура,
содержание в почве влаги и воздуха заметно изменяются даже в течь
ние суток. Изменчивость этих величин оказывает большое влияние
как на ход почвообразовательного процесса, так и на условия произ-
растания растений, поэтому изучение теплового, водного и воздушного
режима, т. е. всей совокупности происходящих в почве явлений —
поступления, передвижения и расходования тепла, влаги и воздуха, —
представляет собой весьма важную задачу. В настоящей главе изло-
жены важнейшие закономерности, которые управляют этими явления-
ми.

ТЕПЛОВОЙ режим почвы

Понятие «тепловой режим почвы» включает совокупность всех
явлений поступления и отдачи тепла почвой и его передвижения в ней
и всех изменений температуры почвы.

Источником тепла в почве являются лучистая энергия (прямая
и рассеянная радиации солнца, а также атмосферная радиация), тепло,
получаемое почвой от воздуха, тепло, образующееся в результате раз-
ложения органических остатков, внутреннее тепло земного шара и
тепло от радиоактивных процессов, происходящих в почве. Из пяти
источников тепловой энергии последние три настолько малы, что ими
можно пренебречь. Количество тепла, получаемого почвой от воздуха,
также невелико и может иметь существенное значение лишь в отдель-
ных случаях, например при вторжении теплых воздушных масс.
Таким образом, наиболее важный источник тепла — лучистая энергия
Солнца.

Поступление тепла в почву и ее температурный режим

До поверхности почвы, как известно, доходит не весь радиацнон'
ный поток тепла, а лишь некоторая его доля, не совсем точно называе-
мая радиационным балансом и обозначаемая буквой /?. Этот поток
I расходуется на турбулентный поток тепла в атмосферу (Р), на
Раванне почвы (Л) и на испарение влаги (LE), где L есть скрытая
чота испарения, а Е — суммарное испарение за данный период
мени- Уравнение теплового баланса за некоторый период времени

Хеет такой вид:

R = LE + P + A.

В зависимости от соотношения между количеством энергии, погло-

-цеыой поверхностью почвы, и
Сучение, нагрев воздуха и
дарение влаги, поверхность
почвы будет нагреваться или
ох цждаться.

Количество поступающей
на поверхность почвы лучис-
той энергии подчинено суточ-
ной п годовой периодичности.
Такая же периодичность на-
блюдается и в изменении
температуры поверхности
почвы. Кривые (глубина рав-
ная нулю) изменения суточ-
ного и годового циклов пред-
ставлены на рис. 34. В суточ-
ном цикле, как видно из
данных рисунка, поверхность
почвы нагревается с момента
восхода солнца и до 14 ч,
после 14 ч она начинает ох-
лаждаться. В годовом цикле
она нагревается с марта до
ию-тя, после июля — охлаж-
дается .

Поверхностный слой поч-
вы служит источником тепла

количеством энергии, расходуемой на

Рис. 34. Колебания температуры почвы на
разных глубинах в течение суток. Цифры
около кривых — глубина в сантиметрах
(составлено по данным Хомена)

Аля остальной толщи почвы, в которой оно распространяется вследствие
присущей почве теплопроводности. Распространениетепла приближенно
подчиняется закону Фурье. О характере распространения тепла можно
сУДйть по изменению температуры в различных слоях почвы. Изменение
температуры в верхних слоях почвы в течение суток в виде термохроно-
изоплет (кривых, соединяющих находящиеся на различной глубине
почве точки с равными температурами в разные моменты времени)
Редставлено на рис. 35. Из данных рисунка видно, что в течение суток
почве наблюдается одна волна нагревания и одна волна охлаждения.
ер°ая возникает на поверхности почвы с восходом солнца и заканчн-
с В *• втоРая возникает на поверхности в 14 ч и заканчивается
ли Кходом солнца. Границы волн очерчены на рисунке пунктирными

•Иями. Наклон линий указывает на то, что максимальные и миии-
ьиые температуры на разных глубинах наступают неодновременно,
а с запозданием тем большим, чем больше глубина. На глубине 65^-Т^И
запоздание достигает уже суток. На этой же примерно глубине сут^*

выелинии —термохроноизоплеты (составлено по данным Хомена)

ные колебания затухают. Запоздание обусловлено тем, что теплота рас-
пространяется не мгновенно, а с некоторой ограниченной скоростью.
Вследствие такого запоздания в проникновении максимальных и ми-

Рис. 36. Изменение распределения температуры в почве в
течение суток (составлено по данным Хомена)

нимальных температур распределение последних в верхней 70-сантй*
метровой толще почвы в течение суток изменяется. Это можно видеть
из данных рис. 36, на котором изображено распределение температур
_,_______часы суток (13 августа). В дневные часы наибольшая тем-

.-ina наблюдалась на поверхности почвы, в последующие часы она

Рис. 37. Нагревание и охлаждение почвы в течение года.
Сплошные кривые линии — термохроноизоплеты (состав-
лено по данным Г. Н. Любославского)

начала падать, сначала быстро, а затем постепенно. В ночные часы рас-
преде. енне обратное: на поверхности почвы вследствие ночного излу-
чения наблюдается наи-

меньшая температура; вни-
зу она сначала резко, а
затем постепенно нараста-
ет. Резко выраженные ко-
лебания сглаживаются на
глубине около 40 см, пол-
ное затухание суточных
Колебаний, как мы уже
говорили, происходит лишь
на глубине около 70 см.

Из данных рис. 36
следует также, что наи-
большая амплитуда суточ-
ных колебаний должна
наблюдаться на поверхнос-
ти почвы, уменьшаясь с
глубиной.

Рис. 38.
почвы в

Изменение распределения температуры
течение года (составлено по данным
Г. Н. Любославского)

Обратимся теперь к
годовому циклу. На рис. 37
Изображен ход темпера-
туры в почве по 15-летним
наблюдениям на метеостан-	__Паврпхность почвы начи-

ЦНи Лесотехнической академии в. 1енинграде. Р после таяния
ная с марта нагревается, причем особенно быстр	•	>
снега. В июле нагревание поверхности прекращается и сменяется оъ
ждением, которое продолжается до марта. И здесь с глубиной наб,ц^

Рис. 39. Влияние снегового покрова яа
глубину нулевой изотермы (составлено
по данным Г. Н. Любославского)

дастся запаздывание моменту
наступления максимальных 1
минимальных температур, цд
глубине 160 см оно превыща2
один месяц. Данные рисунка,]
позволяют судить о том, на какой
глубине годовые колебания тем-

пературы затухают полностью
(наблюдения велись до глубины
160 см). Но эту величину можно
вычислить. Она оказывается
равной примерно 13—14 м.

Распределение температур
в почве в разные месяцы года
показано на рис. 38. В летние
месяцы наибольшие средние су-
точные температуры наблюдают

ся на поверхности почвы; с глубиной они убывают сначала быстро,
а затем постепенно. В зимние месяцы распределение обратное: тем-

Рис. 40. Влияние леса на температуру почвы. Кривые изолинии показывает
разность между температурой почвы в лесу и в поле (составлено по данным А. *4

Тат ьс кого)

пература нарастает с глубиной. Перелом от зимнего распределеии”
к летнему происходит в конце апреля, а от летнего к зимнему — в
начале сентября.
I дмплитуды годовых колебаний подчиняются той же закономер-
что и амплитуды суточных колебаний: они достигают наиболь-
*\ величины на поверхности, уменьшаясь с глубиной.

iLlt Огромное влияние на температурный режим почвы оказывает сне-
 -ft покров. Будучи плохим проводником тепла, снег уменьшает
.учение его из почвы и отдачу в атмосферу, в результате чего также
"‘^'льшается охлаждение почвы. На рис. 39 изображено положение
чаевой термоизоплеты в почве, находящейся под снеговым покровом,
К почве, искусственно лишенной его (по средним 15-летним наблюде-
ниям на метеостанции бывш. Лесного института). Из данных рисунка
н0> что отрицательные температуры в почве под снегом наблюда-
позднее и доходят до значительно меньшей глубины, чем при его
отсутствии.

Заметное влияние на тепловой режим почвы оказывает лес. В лет-
ние месяцы он задерживает часть солнечной радиации, понижая тем-
пературу почвы, а в зимние месяцы, уменьшая излучение, способствует
повышению температуры почвы. Указанное влияние сказывается
сильнее под зимяеголыми лесами, чем под хвойными, особенно в зим-
нее время, в силу того что под первыми мощность снегового покрова
больше, чем под вторыми. Изменение разностей между температурой
почвы в лесу и в поле в течение года показано на рис. 40. Особенно
сильно влияние леса в летнне месяцы.

Замерзание и оттаивание почвы

Зимой температура верхних слоев почвы во многих местностях
опускается ниже (Г С. Так как в почве всегда содержится влага, можно
ожидать, что при таком понижении температуры она замерзнет. И
действительно, замерзание почвы представляет собой широко распро-
страненное явление. Однако для замерзания находящейся в почве
влаги понижение температуры до О’ С, как правило, оказывается недо-
статочным. Содержащаяся в почве влага представляет собой не чистую
в°ду, а раствор различных солей, концентрация которого может ме-
няться в широких пределах. Наличие в воде растворенных солей пони-
жает температуру ее замерзания, поэтому замерзание воды в почве
начинается обычно не при 0° С, а при несколько более низкой темпера-
тУРе, величина которой! зависит от концентрации содержащихся в поч-
венном растворе солей. Даже при очень низких температурах не вся
влага, находящаяся в почве, замерзает. Прочносвязанная влага и
некоторая часть рыхлосвязанной влаги замерзнуть не могут вследствие
лняння на них сорбционных сил. Остальная часть влаги вплоть до
лаги соответствующей максимальной гигроскопичности замерзает
в пределах до —10° С.

Глубина промерзания почвы зависит от многих причин. Наиболее
МеГИЭЯ И3 НИХ — толщина снегового покрова. Чем она больше, тем
гопЬШе ГлУ®ина промерзания почвы. Все что влияет на толщину сне-
и т°Г°! покР°ва (мощность растительного покрова, микрорельеф
• п.), влияет на глубину промерзания почвы. Она зависит от нали-
чия торфа и его мощности, от влажности почвы. Чем больше мощное»;
торфа и чем выше влажность почвы, тем меньше глубина промерзащ?

Рис. 41, Замерзание и оттаивание почвы и влияние леса на ji и явления (no Н. А« 1^И
минскому)

—'	Jsiii

Ход замерзания и оттаивания почвы под залежью и лесом изобра*
жен на рис 41 (но наблюдениям Н. А. Каминского в 1"_’ > 1926 ir-M
Из данных рисунка видно, что замерзание почвы начинается обычно
184
1ияСТУП.1сн»ем устойчивых отрицательных температур до образования
нового покрова. Но бывают случаи (зима 1925 -1926 гг.), когда
сй1-овой покров устанавливается до того, как температура воздуха
растится значительно ниже 0° С. В этом случае промерзание почвы
Пинается уже под тонким снеговых! покровом. В дальнейшем мощ-
?сгь промерзшего слоя постепенно нарастает, достигая наибольшей
Дичины в копие января в феврале.

*' В феврале или с начала марта, когда снеговой покров еще про-
«плжает оставаться очень мощным или даже нарастает, глубина про- ,
дерзания начинает уменьшаться вследствие оттаивания почвы снизу
/см. рис. 41)- Оттаивание почвы под снегом происходит за счет тепла,
родящегося в нижних горизонтах почвы и передаваемого вследствие
теплопроводности в верхние ее слои. Такая передача идет непрерывно,
но s начале и середине зимы она не может компенсировать потерю
тепла, излучаемого из-под тонкого снегового покрова и отдаваемого
в сильно охлажденную атмосферу. В конце зимы, когда температуры
воздуха становятся выше, а снеговой покров толще и, следовательно,
потеря тепла уменьшается, тепло, идущее из нижних слоев почвы,
с избытком компенсируя потерю его из верхних слоев, вызывает оттаи-
вание почвы снизу.

По 11. А. Качинскому оттаивание может идти двумя путями.

1.	Оттаивание, идущее снизу, заканчивается до того, как сойдет
снег. Мерзлая прослойка исчезнет у самой поверхности почвы. Этот
случай имеет место при мощном снеговом покрове и неглубоком про-
мерзании почвы (см. на рис. 41 залежь в 1923—1924 гг. и лес в 1924—
1926 гг.).

2.	Снеговой покров сходит до того, как полностью оттает почва.
Оттаивание почвы начинается также снизу, а затем идет одновременно
сверху и снизу, и мерзлая прослойка в конце исчезает на той или иной
глубине (на рис. 41 залежь в 1924—1925 и 1925—1926 гг.).

П. И. Серебрянская в Западной Сибири установила третий тип
оттаивания почвы — только сверху. Средняя годовая температура та-
кой почвы близка к 0° С, поэтому в глубоких слоях ее отсутствует за-
пас тепла, который мог бы вызвать оттаивание почвы снизу.

На глубину промерзания почвы влияет лес. В лесу снеговой покров
всегда более мощный, чем на безлесных пространствах. Поэтому за-
мерзание почвы под лесом либо не наблюдается совсем (на рис. 41
зимы 1923—1924 и 1925—1926 гг.), либо бывает менее длительным и
Менее глубоким (зимы 1924 — 1925 гг.), причем почва успевает оттаять
Ule до начала таяния снега. Благодаря этому, а также более медлен-
ному таянию снега поглощение почвой талых вод в лесу идет значи-
тельно полнее, чем вне его.

. глубину промерзания почвы оказывает влияние и характер
сиЛ ^аК’ По наблюЛениям М. И. Сахарова, в Брянском лесном мае-
Ве, различные типы насаждений характеризовались различным хо-

(сое 0ТТаивания: О в лиственных насаждениях без примеси хвойных
2 "ы и ели) наблюдается зимнее оттаивание (до начала снеготаяния);

8 сосновых и смешанных сосново-лиственных лесах оттаивание
в процессе снеготаяния и заканчивается до полного схода снега;
3) в чистых еловых, сосновых насаждениях с примесью ели в пепЛ
ярусе, сосновых или лиственных со вторым ярусом из ели оттаи^?
заканчивается после схода снега.	I!i!t

На глубину промерзания почвы оказывает огромное влияние
пая подстилка. По наблюдениям М. И. Сахарова в Татарской ДСС*
и в Брянской области, глубина промерзания почвы под подстиЛК(Л
была равна нулю или 4—5 см. В то же время на площадках, с котпр?
подстилка была удалена, глубина промерзания достигала десяти»
сантиметров.

Существенно влияет на глубину промерзания и состав древоа»
По данным М. 11. Сахарова, в густых еловых древостоях, где эначн-
тельное количество снега задерживается на кронах деревьев, вслед
ствие меньшей мощности снегового покрова и большей его плотности
глубина промерзания бывает всегда больше. Так, например, в липня-
ковом осиннике в 1927 г. глубина промерзания почвы равняласьбзд
в то время как в том же насаждении, но под кронами старых елей она
достигала 55 ои.

Промерзание почвы в лесу имеет как положительные, так и отри-
цательные последствия.

К числу первых, по М. И. Сахарову, относятся: 1) благоприятное
влияние на образование структуры в почве; 2) миграция почвенных
животных в нижние слои почвы под влиянием замерзания, способст*

Рис. 42,1. Годовой ход температуры в почвах с различным типом температурного Р*-
жима (по В. Н. Днмо):

1 — мерзлотный тип — и — мыс Шмидта, 6 — Якутск;
 длх разрыхлению почвы и улучшению ее водопроницаемости;
«Увеличение ветроустойчивости древостоев; 4) задержка начала
3’ Хации, что имеет значение для пород, боящихся поздних замороз-
4^*75) улучшение условий лесоэксплуатационных работ: валки, раз-
и вывозки леса.

К числу отрицательных последствий замерзания относятся:

и усиление
химических

L ронижение водопроницаемости почв, а следовательно,
\верхн°ст,юго стока; 2) задержка микробиологических и
2дессов, идущих в почве; 3) выжимание всходов растений; 4) ослаб-
" нне испарения из почвы, нежелательного в условиях избыточного
^Кшения.

Промерзание почвы при влажности ее, близкой к наименьшей
лнгоемкости или более высокой, служит причиной подтягивания
(самые верхние слои почвы из нижележащих значительных количеств
доаги. Влажность верхних слоев при этом может достигать полной

влагоемкости н даже превышать ее за счет раздвигания почвенных
частик слоями льда. Соответственно более глубокие слои обезвожи-
ваются Таким образом может передвигаться до 100 мм влаги.

Глубину и скорость промерзания почвы можно регулировать лесо-
хозяйственными мероприятиями; рубками ухода, созданием смешан-
ных насаждений, разбрасыванием порубочных остатков и др.
Типы температурного режима почвы

режима почв долгое время оставятцД!
за самые последние годы в этой
благодаря попыткам, предпринят^»

Типология температурного
почти неразработанной. Только
произошел некоторый сдвиг
В. Н. Димо.

В основу выделения типов температурного режима почв Дйм

предлагает положить признаки, относящиеся к промерзанию почв"
Для территории СССР она выделила четыре типа со следующей хара»!
теристикой.	"

Тип 1. Мерзлотный. Характерен для областей с многолетне# (веч.
ной) мерзлотой. Нагревание почвы сопровождается ее протаиванием
а охлаждение — промерзанием до верхней границы многолстнец>рд'
лого грунта. Средняя годовая температура почвы и температура почвы
на глубине 0,2 м самого холодного месяца отрицательные.

Тип 2. Длнтельносезоннопромерзающий. Процесс нагревания в на-
чальной стадии сопровождается оттаиванием, а процесс охлаждения —
глубоким промерзанием. Длительность промерзания не менее 5 меся-
цев. Глубина проникновения отрицательных температур превышай
I м. Средняя годовая температура обычно положительная. Темпера-
тура на глубине 0,2 .и самого холодного месяца отрицательная.
q-I(I1 3. Сезон нопромерзающнй. Процесс нагревания вначале со-
дается оттаиванием, а процесс охлаждения — неглубоким
займем. Глубина проникновения отрицательных температур
fcjjiee 2 м. Длительность сезонного промерзания от нескольких
> до 5 месяцев. Температура на глубине 0,2 м самого холодного
дна отрицательная. Среднегодовая температура положительная.

Тип 4. Непромерзающий. Промерзания не наблюдается. Огрнца-
Lnjtue температуры почвы отсутствуют или держатся нс более не-
’LibKMX дней. Температура на глубине 0,2 м самого холодного месяца
^дожительная (рис. 42).

Уту о и и 6. см

• vxfrpcoe
Подтипы температурного режима почв установлены Димо ца о»
ванин количественной характеристики среднегодовой температ
и температуры почвы самого холодного и самого теплого месяцев^
также сумм активных (свыше 10° С) температур почвы и глубину’*
проникновения для теплого сезона и сумм отрицательных темпопХЗ*
и глубины их проникновения для холодного сезона. Следует отмети 11
что в разных типах могут быть одинаковые подтипы годового и и Л?*
летнего и зимнего сезонов. Всего выделяется пять подтипов темпа?’
турного режима почв (табл. 34).	14

1 а б л и ц а

Характеристика подтипов температурного режима почв (по В. Н. Димо)

Лето

Подтип

Очень холодный
Холодный . . .
Умеренно хо-
лодный . . . .

Умеренно теп-
лый ..........

Теплый........

-12-0

0-8

0—500

500-1500

8—20

1
1-2

8—12

12-16

16-20

1500—2500 16-24

2500—3500

3500—4500

16-28

20-28

2-3

2000— 2500

1 (XX)—2000

0-1000

(-)б 3

—16 —(—)4 2-8

-12-0	0-2

0-8

ВОДНЫЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ

Роль воды в почве акад. Г. Н. Высоцкий сравнивал с ролью крови
в живом организме.

Водный режим складывается, как уже сказано, из процессов но*
ступления, расхода и передвижения влаги в почве.

Поступление влаги в почву

Важнейший источник почвенной влаги — атмосферные осади11'
количество и распределение которых в течение года определяют^
климатом местности и метеорологическими условиями отдельны*
лет. Осадки, как известно, могут быть жидкими и твердыми.

В почву поступает меньше влаги, чем выпадает ее в виде осаЛв
Некоторая часть осадков, часто довольно значительная, задерживает^
растительностью, особенно кронами древесных растений. Это к0-1*
чсство зависит от состава, возраста и полноты насаждения, a
количества выпавших осадков и интенсивности их выпадения.
слабее дождь, тем большая доля выпавшей влаги задерживается Ч
190
И деревьев. Некоторая часть влаги, задержанная таким путем,
кГ1"1' ‘еГ по стволам и, следовательно, также поступает в почву, другая
с^аСТЬ испаряется обратно в атмосферу (рис. 43).

С1

Рис. 43. Задержание лесом осадков и зависимости от
силы дождя (по А. А. Лучшсву)

В среднем, по В. И. Рутковскому, кронами задерживается следую-
щее количество осадков (в процентах от годовой суммы осадков):

В еловых насаждениях...................................... 32

В смешанных насаждениях................................... 27

В широколиственных насаждениях.............................20

В сосновых и изреженных насаждениях юга................... 15

Твердые осадки в хвойных лесах задерживаются в несколько
меньшей степени, в зимнеголых лесах — в ничтожной.

Задержание не только жидких, но и твердых осадков приводит
к тому, что к концу зимы запас воды в снеге под лесом бывает меньше,
чем на открытых, но защищенных от сдувания снега местах.

По обобщенным данным В. И. Рутковского и 3. И. Кузнецовой,
соотношение запасов снега в конце зимы может быть выражено следую-
щими относительными величинами (в процентах):

Районы, в которых зимой не бывает оттепелей

лиственные насаждения	и малые лесные поляны................... 100

£“лодняки всех пород и	поляны .....................................90—100

Деловые насаждения.................................................  80—90

умственные и сосновые насаждения со вторым ярусом из ели.........60—80

«овыс насаждения.................................................... 50—70

Районы, характеризующиеся частыми оттепелями зимой

^•Юдияки, лиственные насаждения и лесные поляны ...............  .	100

остальные насаждения.......................................... 60—90

Зи Очень часто лиственные насаждения накапливают в течение
сит • Г*°'1ЬШе снега. чем открытые пространства, с которых снег сно-
я ветрами. Кроны зимнеголых насаждений почти не задерживают
снега, и на поверхность почвы в лесу ложится все количество
выпадающее в данной местности. Благодаря этому почвы пол
в лесостепной и степной зонах, в которых распространены поеиш
ственно лиственные насаждения, в основном дубравы, получаю»'
нои больше влаги, чем почвы полей, с которых снег сносится в obi^*
и балки. Разница в величине весеннего увлажнения почв под лесг^'
полем в этих условиях может достигать 50% и более.

Облесенные площади отличаются от открытых площадей не тол^
накоплением снега, но и тем, что снеготаяние на них происходит ио*0
леннее, чем на открытых площадях (табл. 35).

Таблица 35
запаздывание снеготаяния в лесу по сравнению с полем
(по Н. И. Галахову)

Насаждения	Запаздыва- ние.	Насаждения	
	в днях		и ДИЯЯ
Редкий сосняк 	  Березняк 40—50 лет ....	5  10	Сосняк 90- 100 лет	  Ельник 30—35 лет . .	~ - Д J
Березняк 90—100 лет ....  Сосняк 40—50 лет		11  13	Ельник 36—40 лет	  Ельник 40—45 лет		

Ло сих пор речь шла о влиянии на снеговой покров и снеготаяние
лесных массивов. Для опушек лесных массивов, а также для искус-
ственных лесных полос шириной от двух-трех до нескольких десятков
метров большое значение имеет навевание снега ветром в зимнее время.
При этом у опушек и в полосах образуются большие сугробы, запас
воды в которых в несколько раз превышает средний запас на соседних
открытых площадках. Таким образом, в этих местах создаются доба-
вочные запасы снеговой воды, поступающие потом в почву.

Вторым источником поступления влаги в почву является конден-
сация на поверхности почвы и в верхних слоях ее парообразной влаги
из атмосферы. Однако количественное значение этого явления неве-
лико, так как конденсация происходит лишь в самом поверхностном
слое почвы толщиной 10—15 мм. Сконденсировавшаяся за ночь влага
с первыми лучами утреннего солнца испаряется. И только в грхбозерт
нистых почвах и породах — в крупнозернистых песках, гравии,
в щебенчатых образованиях — парообразная влага из атмосферы мо-
жет, ио-видимому, при некоторых недостаточно изученных условиях
проникать на довольно большую глубину и, конденсируясь там,
заметно пополнять запасы почвенной влаги и грунтовых вод.

1ретьим источником поступления влаги в почву могут быть
грунтовые воды. Обычно грунтовые воды протекают на большой глу-
бине, исключающей возможность их связи с почвами. И только там,
где эти воды приближаются к поверхности (чаще всего на склонах 11
шлейфах склонов), они вступают в капиллярную связь с почвами.
В периоды когда осадки не выпадают и лишь испаряется вода из почвы,
влага грунтовых вод, капиллярно поднимаясь в верхние слои почвы,
пополняет убыль влаги в них.

Расход влаги из почвы

Некоторое количество влаги, поступившей на поверхность почвы,
каст по ней, образуя так называемый поверхностный
к Это явление наблюдается особенно часто весной, во время
£ Т ,-ия снега а также осенью и летом при выпадении обильных дождей.
ri Величина поверхностного стока зависит от многих причин, в том
от угла наклона поверхности, количества осадков, интеисив-
Лсти поступления их на поверхность почвы (т. е. интенсивности
И\.ия или снеготаяния), водопроницаемости почвы, которая в свою
Дш>педь зависит от физических свойств почвы, от ее влажности, а вес-
° и от степени промерзания. Так как все эти условия могут изме-
няться в значительных пределах, то и величина поверхностного стока
также может на одной и той же почве при одном и том же составе рас-
тительности значительно различаться. Так, например, по наблюдениям
г И Небольсина, в Московской области на подзолистой суглинистой
почве при уклоне поверхности около 0,002 и наличии травянистой
пастите.тьности средняя за 9 лет величина поверхностного стока ока-
залась равной 44 мм, а средний коэффициент стока — 52% (коэффи-
циентом стока называется отношение количества стекшей влаги к коли-
честве выпавшей). В отдельные годы коэффициент весеннего стока
колебался от величины, близкой к 100%, до 0, т. е. в зависимости
от сочетания метеорологических и иных условии в одни годы почт вся
снеговая вода сбрасывалась поверхностным стоком, а в другие — цели-
ком впитывалась в почву. В общем, чем меньше запас снега, тем силь-
нее промерзает почва и тем больше коэффициент стока.

С участков, покрытых лесом, сток всегда значительно меньше,
чем в безлесных (пахотных, луговых и т. п.). Сказанное можно иллю-
стрировать данными, полученными в 1938 г. на опытных участках
Всесоюзного научно-исследовательского института лесоводства и меха-
низации лесного хозяйства (ВНИИЛХ) (табл. 36).

Уменьшение стока под лесом обусловливается несколькими при-
чинами. Во-первых, почва под лесом к началу снеготаяния часто оттаи-
вает полностью или по крайней мере частично, в то время как на без-
лесных площадях она к этому времени оказывается еще более или
менее глубоко промерзшей. Во-вторых, в лесу снеготаяние идет мед-
леннее, вследствие чего влага поступает более равномерно и в большей
степени успевает впитаться в почву. В-третьих, водопроницаемость
одинаковых почв под лесом выше, чем под другими угодьями благодаря
наличию подстилки и лучшей структурности. В-четвертых, поверхност ь
почвы в лесу часто отличается сильно развитым микрорельефом, осо-
бенно когда в насаждении преобладает ветровальная порода, например
ель. Западины, входящие в состав микрорельефа, уменьшают поверх-
ностный сток. Летом поверхностный сток в лесу наблюдается крайне
редко.

На безлесных площадях, находящихся в сельскохозяйственном
пользовании, величина стока зависит от агротехники и состава куль-
ТУР- Огромное влияние на величину стока оказывает направление
вспашки по отношению к направлению склона. По данным Поволжскон

7 Роде. Смирное

193
Таблиц, .ц

Весенний понерхностный сток в 1938 г. с лесных и безлесных участков
(по данным ВНИИЛХ)

Пункт наблюдения	Условия произрастания	Запас воды в снегу к на- чалу снего- таяния. мм		Величина стока. мм		на, %	
		лес	поле	лес	поле	лес	
Истринский пункт (Московская об-	Еловые насаждения на	180	161	1,8	116,0	1,0	65
	среднеподзолистых су-						
ласть)	глинистых почвах						
Окский пункт (Мо-	Сосновые насаждения на	118	92	0,0	3,1	0	м
скооская область)	песчаных почвах						
Горецкий пункт (БССР)	Еловые насаждения на сильноподзолистых су-	122	180	0,9	148,0	0,7	82
	глинистых почвах						
Шиповский пункт	Дубовые насаждения на	103	103	0,26	20,0	0,26	20
(Воронежская об-	деградированном сугли-						
ласть)	листом черноземе						
Моховскнй пункт	Кленово-липовая дубрава	195	138	0	1.4	0	1
(Курская об-	на серых лесных сугли-						
ласть)	ннстых почвах						

агролесомелиоративной станции, коэффициент стока при количестве
осадков 10, 20 и 30 лек составил соответственно при вспашке поперек
склона 0,6; 0,8 и 1,8%, а при вспашке вдоль склона 5,6; 11,5 и 20,1%.
Таким образом, вспашка поперек склона почти полностью предотвра-
щает поверхностный сток в данных условиях, в то время как при вспаш-
ке вдоль склона он достигает значительной величины.

Зяблевая вспашка, по данным Б. В. Полякова, может понизить
поверхностный сток на 35—40%.

Существенное влияние на поверхностный сток оказывает струк-
турное состояние почвы. Чем лучше выражена структура и чем она
прочнее, тем выше водопроницаемость почвы и тем меньше сток. Поэ-
тому улучшение структурного состояния почвы является одним из
важных мероприятий в борьбе с поверхностным стоком.

Почвенный и грунтовой сток. Почвенный сток
(или внутрипочвеиный боковой сток) представляет собой явление,
широко распространенное в подзолистых почвах. Профиль лесной под-
золистой почвы начинается слоем лесной подстилки, мощность которой
может достигать нескольких сантиметров. Под подстилкой обычно
залегает гумусовый горизонт, мощность которого колеблется от 1—2
до 10—15 см. Еще ниже идет подзолистый горизонт, обычно светлого
цвета, мощность которого изменяется от 1—2 до 20—25 см. Подзолистый
горизонт сменяется иллювиальным мощностью 10—20 см и более-
Иллювиальный горизонт постепенно переходит в материнскую по-
роду.

Существенным в таком строении профиля является то, что пере-
численные выше горизонты обладают различной водопроницаемость*0-
Весьма большой водопроницаемостью обладает подстилка. Нижеле-
радоне горизонты — гумусовый и подзолистый — отличаются от иллю-
виального тем, что они всегда имеют более легкий гранулометрический
достав и, в частности, почти совсем бывают лишены минеральных
-щлдоидных частиц (следствие почвообразовательного процесса). Пл-
ювиальный горизонт, как правило, содержит повышенное количество
Тонких частиц не только по сравнению с вышележащими гумусовым и
^дзолистым горизонтами, но и по сравнению с нижележащей'материн-
ой породой. Благодаря такому различию в гранулометрическом
составе горизонтов их водопроницаемость неодинакова: гумусовый и
подзолистый горизонты обладают значительно большей водопроницае-
мостью, чем иллювиальный горизонт (рис. 44, а). В периоды интенсив-
ного поступления влаги в почву (во время снеготаяния или при обиль-
ном выпадении осадков летом или осенью) влага, быстро и легко проса-

Рнс. 44. Изменения с глубиной водопроницаемости подзолистой почвы (а)
и возникновение почвенного стока (б)

чивающаяся через подстилку, гумусовый и подзолистый горизонты,
обладающие высокой водопроницаемостью, дойдя до иллювиального
горизонта, задерживается над ним из-за его малой водопроницаемости.
Вследствие этого подзолистый и гумусовый горизонты, а нередко и
подстилка насыщаются влагой до полной влагоемкости. Возникает
водоносный горизонт, называемый почвенной верховодкой. На ровных
местах влага застаивается, нередко выступая даже на поверхность
в понижениях микрорельефа. При наличии уклона почвенная верхо-
водка начинает стекать в толще подстилки, гумусового и подзолистого
горизонтов (иллювиальный горизонт служит для потока верховодки
относительным водоупором), образуя почвенный сток (рис. 44, б).

Почвенный сток может возникать и в том случае, когда почва раз-
вита на двучленном наносе, т. е. на рыхлой породе, состоящей из двух
слоев различного гранулометрического состава, причем верхний слой
более легкий. Двучленные наносы широко распространены, например,
в области последнего оледенения. Почвенный сток возникает во всей
Той части почвенной толщи, которая вмещается в верхний нанос, при-
скорость бокового стекания воды в разных почвенных горизонтах
будет различной в зависимости от их относительной водопроницае-
мости.
Почвенный сток наблюдается в почвах лесной зоны почти каждую
весну во время снеготаяния, реже — осенью и еще реже — лето?
Общее количество стекающей таким путем влаги обычно не так ве!
дико. В табл. 37 приведены данные о почвенном стоке в сильно 3.
сушливом 1939 г. и в сильно влажном 1940 г. по наблюдениям И. С. Ва
сильева на среднеподзолистой легкосуглинистой почве под сложны^
ельником при уклоне около 0,015.

Таблиц» з?

Почвенный сток (.ч.и) в слое 0—40 см (по данным И. С. Васильева)

Годы	Весна	Лето	Осень	Начало  ДИМЫ	За год	В % от года.  Burt сумвы "садко»
1939		0,0	0,0	0,0	8,7	2.0 1
1940	21,9	2,3	41,7	33,8	99,7	13,7
1941	57,5		Наблюдений не было			

Часть влаги, поступившей в почву и не израсходованной на по-
верхностный и почвенный сток, а также на десукнню и испарение,
просачивается в материнскую породу. На некоторой глубине она до-
стигает водонепроницаемого слоя, который называется

Влага накапливается над водоупором, насыщая лежащие над ним слои
породы до полной влагоемкости, вследствие чего они становятся водо-
носным горизонтом. Содержащаяся в них влага, называемая г/>//«/повД
водой, при наличии уклона стекает вдоль него. Если водоупорный слой
приближается где-либо к поверхности почвы, грунтовая вода изли-
вается в форме ключа или родника, либо поступает в почвенную голщу
и расходуется в дальнейшем на испарение или десукцню.

Количество почвенной влаги, просачивающееся в материнскую
породу и создающее в ней грунтовую воду, и составляет грунтовый
сток. Величина его может изменяться в широких пределах в зависи-
мости от геологического строения, водопроницаемости материнской
породы, угла наклона и т. д. — от нескольких процентов до 20—30%
от суммы осадков (табл. 38).

Таблица 38

Сток (мм) на среднеподзолистой почве, развитой на легком
покровном суглинке (по данным И. С. Васильева)

Сток			Годы	
			1939 (засушливый)	1940 (влажный)
Поверхностный				4,9	
Почвенный в слое 0—85 с.и				11,6	•• 1  106 9
Грунтовый				85,4	84,8
Всего	•	• •	106,9	197,8
Грунтовая вода обладает способностью изливаться из разреза,
-«ссекающего водоносный горизонт, благодаря чему ее легко можно
обнаружить, пробурив скважину или выкопав яму. В скважине или
в яме появится свободная поверхность воды, которая через некоторое
время остановится на определенном уровне. Глубина, на которой уста-
навливается уровень свободной поверхности, считается глубиной грун-
товых вод, а воображаемая поверхность, которая получается при
деленном соединении уровней воды в нескольких соседних скважи-

нах, сделанных на данном участке местности, —зеркалом грунтовых
Последнее является, таким образом, как бы поверхностью грун-
товых вод в материнской по-

роде.

Опыт показывает, что



уровень грунтовых вод может
находиться на самой различ-
ной глубине, начиная от по-
верхности почвы и кончая
десятками метров; с течением
времени он, как правило, из-
меняется, т. е. или повышает-
ся или понижается.

Если уровень грунтовых
вод хотя бы периодически
оказывается в почвенной тол-
ще, эти воды называют поч-
венно-грунтовыми, если он

Рис. 45. Влияние леса на положение уровня
грунтовых вод (составлено по данным П. В.
Отонкого)

при всех условиях находится
значительно ниже нижней границы почвенной толщи, говорят о соб-
ственно-грунтовых водах.

Почвенно-грунтовые воды характеризуются значительной под-
вижностью уровня. Это объясняется тем, что на их положении отра-
жаются все рассмотренные выше явления, относящиеся к водному
режиму почв: выпадение атмосферных осадков вызывает подъем их
уровня, испарение, десукция, грунтовый и почвенный сток — падение
уровня.

Выше говорилось о том, что лес оказывает сильное иссушающее
действие на почву. Естественно, поэтому ожидать, что он влияет и на
Уровень грунтовых вод. И действительно, при прочих одинаковых
Условиях, уровень грунтовых или почвенно-грунтовых вод под лесом
оказывается большей частью ниже, чем на соседних безлесных участ-
ках. Положение уровня грунтовых вод под безлесным участком, по-
росшим кустарником и травянистой растительностью, и под соседним
лесом приведено на рис. 45. Па рис. 46 показано колебание уровня
ВОД'-1 в колодцах, заложенных на тех же участках в течение трех лет
( В99—1902 гг.). Данные рисунков свидетельствуют о том, что поч-
ен,1<)грунтовые воды под лесом в летний период расположены зна-
ителвно ниже, чем под кустарниковым лугом. Уровень их под лесом
впадает с уровнем под лугом только во влажные периоды — во время
ег°таяния и в особенно влажные годы (например, 1902 г.).
Испарение и десу кии я. Влага, не израсходованная м
сток, возвращается из почвы в атмосферу. Этот возврат происходи
разными путями. Большая часть влаги извлекается из почвы корнящ
древесных растений. Пройдя через последние, она поступает в атмо
сферу в процессе нх транспирации. Другая часть влаги поглощает^
из почвы корнями живого напочвенного растительного покрова и в про.
цессе транспирации составляющих его растений тоже уходит в атмо
сферу. Процесс извлечения влаги из почвы корнями растений, т. е,
ее отсоса, называется десукцией. Часть влаги расходуется из почвы
путем физического испарения, минуя растительные организмы. Кроме
того, какая-то доля атмосферных осадков, задержанная растительным

Рис. 46. Влияние леса на колебание уровня грунтовых вод (составлено по данным
П. В. Огоцкого)

пологом (древесным или травянистым), возвращается в атмосферу,
не достигнув почвы. Общее количество влаги, возвращающейся в атмо-
сферу всеми путями, характеризует собой величину суммарного испа-
рения, или эвапотранспирации.

Испарение с поверхности крон было охарактеризовано выше.
Расход влаги на десукцню древесной растительностью зависит от со-
става древостоя и других причин и варьирует от года к году в зави-
симости от погодных условий. Взрослые еловые, березовые, осиновые
древостои в лесной зоне расходуют путем десукцин (которая практи-
чески равна величине транспирации) 200—300 мм влаги. Дубовые дре-
востои в лесостепной зоне расходуют 300—350 мм.

Существенное влияние на величину десукцин оказывает полнота
и бонитет насаждения. Так, по данным А. А. .Молчанова, в чистых
сосновых древостоях с полнотой 0,9 суммарный расход влаги на десук-
цию равен 243 мм, а при полноте 0,4—181 мм. Тот же исследователь
Лсазал, что расход влаги насаждением на десукцню не остается по-
! ®5,янным в процессе его развития. Вначале он нарастает, достигает
I максимума в насаждении в возрасте окаю 35 лет, а затем начинает
питать (рис. 47). Примерно также изменяется и величина общего рас-
1 ‘ ia влаги на испарение, а также величина задержки осадков кронами.
Насаждения высоких классов бонитетов транспнрируют влаги больше,
низких.

' Данных для расчленения расхода влаги на десукцию напочвен-
ным растительным покровом, с одной стороны, и на физическое испа-
рение из почвы, с другой — почти нет и эти два вида расхода
приходится характеризовать суммарно. Их сумма обычно от не-
скольких десятков до сотни миллиметров. И только в редкостойных

заболоченных лесах испарение с
поверхности мохового покрова мо-
жет достигать нескатьких сотен
миллиметров.

На пахотных землях под сель-
скохозяйственными культурами
расход влаги на физическое испа-
рение из почвы может достигать
50% от величины суммарного испа-
рения. Снижение этого непроизво-
дительного расхода — большой
резерв для повышения влагообес-
печенности и производительности
сельскохозяйственных культур,
особенно в степной и батее сухих
зонах.

Рис. 47. Влияние возраста соснового
леса на величину десукцин (состав-
лено по данным А. А. Молчанова)

Наибатьшей величины физическое испарение из почвы достигает

на участках, лишенных растительности, например на пашнях в весен-

нее время, когда посеянные культуры еще не затенили почву и не
понизили ее влажность путем десукцин, и в особенности на участках
чистого пара. Если грунтовые воды залегают глубоко и в почве после
весеннего снеготаяния влага осталась лишь в форме подвешенной,

последняя может расходоваться на физическое испарение на значи-
тельную глубину — до 1 м и более. При этом самый процесс испарения
совершается в поверхностном слое (5—10—15 см) почвы. Мощность
этого слоя в процессе иссушения почвы постепенно возрастает. Влага,
находящаяся в более глубоких слоях, подтягивается в поверхностный
слой в жидком состоянии. Подтягивание влаги происходит до тех пор,
пока влажность почвы не уменьшится до влажности разрыва капил-
лярной связи.

При неглубоком уровне грунтовых вод теряющаяся из почвы на
испарение капиллярпо-подпертая влага возмещается путем капилляр-
ного поступления из грунтовых вод. Если имеется подток грунтовой
®°Ди к месту испарения, последнее может идти непрерывно и дости-
dlb весьма больших величин. В этом случае, по сути дела, происходит
спарение грунтовой воды. Грунтовая вода, проходя через почвенную

1Ц*У, оказывает на почву то или иное влияние. Последнее чаще всего
выражается в том, что в почве накапливаются растворимые соли, со_
держащиеся в грунтовой воде.

Вернемся теперь к вопросу о десукции влаги и посмотрим, км
влияет лес на десукцию и испарение в сравнении с другими типами
растительности.

Соотношение между расходом влаги лесом и безлесными прострац.
ствамн в течение вегетационного периода не остается одинаковым
По данным В. И. Рутковского, в первой половине лета расход влаги на
десукцию под лесными и безлесными площадями примерно одинаков.

Рис. 48. Сезонный

ход изменения запаса влаги под лесом и за-
лежью (по Рут конскому)

лета становится более низким, чем под безлесными пространствами
(рис. 48).

В большинстве случаев суммарный расход влаги на десукцию
с лесных площадей выше, чем с площадей безлесных, занятых сель-
скохозяйственными культурами, луговой, степной или раститель-
ностью залежей (табл. 39).

Однако в некоторых условиях имеет место и обратное соотношение
(см. табл. 38). Сосновые леса почти всегда, а другие иногда (при пло-
хом состоянии и низкой продуктивности, разреженности) испаряют
меньше влаги, чем безлесные площади. Кроме того, сопоставляя рас-
ход на испарение лесом и сельскохозяйственными культурами, нельзя
упускать из виду и того обстоятельства, что прогрессивно увеличиваю-
щаяся урожайность сельскохозяйственных культур влечет за собой
и увеличение расхода влаги. На участках, где применяются хорошая
агротехника и высокие дозы удобрений, он может мало отличаться от
расхода влаги даже под лесами высокой продуктивности.

Итак, влияние леса на водный режим почв по сравнению с откры-
тыми площадями заключается главным образом в следующем.
Суммарное испарение за вегетационный период (май —сентябрь) лесными и безлесными площадями
в разных физико-географических условиях (по данным разных авторов, обобщенных В. И. Рутковским
и дополненным Л. А. Роде)

Я

5
о

	Й	51  27	1 1	— ео		оо
8	О	у. =	©	с о  —	— С4)  1	1	Ф —	3	
400	§	§	§ о	350  417	8  Т	§  -т
550	1	440  420  330	310  340  310	390  428	§	§

Сельскохозяйственные культуры Залежь  » > »		А А	»	Сельскохозя йствеп ные культуры Целинная степь  ОлКОКИЛЯ ИГТЯРИ ПНР		культуры
Дубово-ясеневое высокой продуктив- ности Елово-лиственное высокой продуктив-  ности Еловое высокой продуктивности  То же Елово-лиственное низкой продуктив-	ностн  ru-'iirtiicui	nrxniiriTtJ м nnrnuv.	'-VXIH7UW иывVS/ГЬХДП ЫЧДиКХКЛДВЖ Г»	•»  тнвностн  То же  Сосновое средней полноты и продук-	тивнести  Лиственные молоди як и Еливо-листвен ное средней продуктив-  ности  П «гАпПгЧО гтзаьпипй ГТ rwnvu ТИП 11Г>ПТ1Д		Дубово-грабовое средней продуктив- ности на темно-серой почве	
I	1  =	ж	жж*  5	§  и	н	песок  Пй/vtv	А	Суглинок »  Г\т TlltltlATUt'l		X.JI ^IlltlOVIOin чернозем Cvrnuunv	►  1  1  ъ
О	<0	- СЧ	г*	см ео	сч © г- и-			
•	•	♦	•	•  •	S	•	•  в	*	К ®  U	К	я стз  *	5	Я	X	*  sc	к. и < о  к	о.	и	сз	аа  га	и	ой	&J	сз  S	S	2	х	3  £	3	S	5	£  О	4	S	S	К	С	Гомельская ....  Оренбургская . . .	Московская ....  Московская ....		я и а  О.  С	U  ?	2  1	S.  X	
1.	Лес уменьшает количество влаги, поступающей на поверхности
почвы, задерживая ее на кронах.

2.	Лес повышает расход влаги на суммарное испарение.

3.	Лес уменьшает поверхностный сток и за счет этого увеличи-
вает количество влаги, поступающей в почву.

4.	Лес, особенно зимнеголый, накапливает под своим пологой
больше снега, чем соседние открытые пространства.

В целом можно сказать, что влагооборот почвы под массивным
насаждением, как правило, бывает больше, чем почвы открытого про-

Рис. 49. Распределение влажности
в почвенно-грунтовой толще под
лесом и полем (по данным Крас-
нотростянецкой опытной станции)

г

странства, находящегося в одинако-
вых прочих условиях. Вследствие
более равномерного распространения
корней под лесом и более глубокого
их проникновения иссушение почвы
под лесом идет несколько иначе, чем
под степью или под сельскохозяйст-
венной культурой. Верхняя часть
почвенной толщи (примерно 0,5 л»)
под лесом бывает часто несколько
более влажной, чем под полем или
под степью, где наблюдается более
высокая концентрация корней в верх-
них почвенных горизонтах. Нижние
слои почвенно-грунтовой толщи под
лесом иссушаются сильнее и глубже.
Наиболее изучена эта закономерность
для насаждений лесостепной и степ-
ной областей (табл. 40, рис. 49).

Таким образом, иссушающее дей-
ствие леса на почвенно-грунтовую
толщу распространяется на глубину
16—17 м. Иссушение происходит пос-
тепенно по мере роста леса. Для
лесной зоны, по данным Н. В. Род-

инкова, при одинаковом запасе влаги
в метровой танце под лесом и лугом в начале июня равном 230 .ил, в
конце сентября запас влаги под лесом оказался равным 134 .ил, а
под лугом 299 мм, т. е. и в этих условиях почва под лесом к концу

вегетационного периода оказалась значительно суше, чем под тра-
вянистой растительностью.

Причины иссушающего действия леса на почвы — значительная
величина десукции — большая, чем у других типов растительного
покрова, бачее длительный вегетационный период и задерживающее
действие древесных крон на атмосферные осадки, вследствие которого
катичество осадков, поступающих в почву, уменьшается. Этот вывод,
как мы уже указывали, относится к сомкнутым насаждениям. Насаж-
дения разреженные, сильно вырубленные оказывают значительно мень-
шее влияние на водный режим и могут приближаться по своему влия-
нию в этом отношении к угодьям с травянистой растительностью.
Влажность почвы под лесом и полем (по наблюдениям
Г. Н. Высоцкого в Велико-Анадольском лесничестве и по данным
Краснотростянецкой лесной опытной станции)

Глубина. м	Средняя влажность почвы (в % от веса сухой почвы)			
	ВелнкО'Анадоль		Тростяиец	
	лее	поле	лес	поле
0—5	14,7	18.9	14,1	17,0
5—10	14,9	21,3	13,1	19,0
10-15	16,9	22Л	16,7	20,0
16	18.7	21,2	20,2	19,1
17	20,5	21,0	22,1	
18	22,0	21,5	23,3	—

Передвижение влаги в почве

Передвижение влаги в почве совершается под влиянием трех
категорий сил, о которых говорилось в предыдущей главе, — сорб-
ционных и капиллярных сил и силы тяжести. Все три силы действуют
одновременно, но в каждый момент в данном участке почвы преобла-
дающее значение приобретает обычно какая-нибудь одна в зависимо-
сти от свойств почвы и содержания в ней влаги.

Суммарная величина сорбционных и капиллярных сил находит
свое выражение в величине сосущей силы почвы, которая выражается
в тех же единицах, что и давление, чаще всего в сантиметрах водного
столба, или в атмосферах. Сосущая сила вообще тем больше, чем мень-
ше влажность почвы. Это видно из следующих цифр: при полном на-
сыщении почвы влагой она равна нулю, при влажности, равной наи-
меньшей влагоемкости, — от 20—30 до 300 см водного столба, при
влажности завядания — около 15 атм, при максимальной гигроско-
пичности — около 50 атм. На величину сосущей силы влияет и гра-
нулометрический состав: при одной и той же влажности сосущая сила
выше в почве с более тяжелым гранулометрическим составом. Скорость
передвижения влаги в пределах какого-либо слоя зависит от разности
величин сосущей силы на границах этого слоя и от величины его вла-
еопровадности. Последняя находится в прямой (но не пропорциональ-
ной) зависимости от влажности почвы. Благодаря этому зависимость
скорости передвижения почвенной влаги от влажности приобретает
сложное математическое выражение.

Рассмотрим, как меняется качественно подвижность почвенной
влаги в разных интервалах влажности.

До тех пор пока влажность почвы не превышает величины ее
влажности завядания, передвижение воды в почве в жидкой форме
происходить не может. Влага может передвигаться только в форме
пара, причем водяной пар передвигается от мест, где его абсолют-
ам упругость больше, к местам, где его абсолютная упругость мень-
Ше- Так как упругость водяного пара в почве, влажность которой не
Примерный водный баланс (см) слоя почвы 0— 85 см
(по И. С. Васильеву)

Статьи прихода и расхода	Годы	
	1939	1940
Приход  Осадки (за вычетом задержанных кронами 1)	320	581
Приток из грунтовых вод		45	32
Итого в приходе 			365	613
Расход  Десукпия древесным пологом 		197	184
Испарение и десукция напочвенным расти- тельным покровом 		71	74
Поверхностный сток 		5	6
Почвенный сток		17	107
Грунтовой сток				85	85
Итого в расходе		375	456
Недостаток (—) или избыток (+)		-10	+ 157

1 Общее количеств осадкоп составило в 1939 г. 4М мм и » 1940 г.

730 мм.

ляют собой изменение запаса влаги в почве. 1939 г. был очень засу-
шливым, ему предшествовал также засушливый 1938 г., поэтому уже
в начале 1939 г. запасы влаги в почве были пониженными, а по окон-
чании года уменьшились еще на 10 мм. 1940 г. был избыточно влаж-
ным, в силу чего дефицит влаги в почве, образовавшийся в течение
предшествующих двух засушливых лет, был пополнен.

Из данных таблицы следует, что в приведенном примере величины
десукцин древесным и напочвенным растительным покровом, физи-
ческого испарения, поверхностного и грунтового стока мало изменя-
ются с изменением условий погоды. В наибольшей степени условия
погоды отразились на величине почвенного стока.

Титл водного режима почвы

В зависимости от величины отдельных источников прихода и
расхода влаги водный режим почвы складывается по-разному. Ос-
новных типов водного режима, установленных еще Г. Н. Высоцким,
четыре: промывной, непромывной, выпотной и мерзлотный.

Характерная черта водного режима промывного типа — ежегод-
ное промачивание всей почвенно-грунтовой толщи до грунтовых вод,
причем количество влаги, уходящей из почвы грунтовым стоком,
больше, чем количество влаги, поступающей в почву за счет грунто-
вого притока: т. е. ГрС> ГрП. Сопоставив это неравенство с урав-
нением водного баланса, получим:

Ос > Д 4- Исп + ПС + ВПС.

Следовательно, часть осадков просачивается через почву и уходит
грунтовым стоком, из-за чего этот тип водного режима и назван про-
.ивным. Разность между левой и правой частями второго неравенства
М составляет чистый грунтовый сток.

" Если сквозное промачивание до грунтовых вод наблюдается не
-мегодно, то такой тип водного режима называется периодически
Тммывным. На рис. 50 дана схема водного баланса легкосуглиннстой
Хново-подзолистой почвы под сложным ельником с водным режимом
^помывного типа. Единственный источник поступления влаги — атмо-
Хрные осадки (100%). Часть из них, равная 30%, задерживается
на кронах древесного полога и
возвращается в атмосферу, не

достигнув поверхности почвы.
Другая часть (5%) уходит по-
верхностным стоком, который
наблюдается только в редкие
годы глубокого . промерзания
сильно увлажненной с осени
почвы. Третья часть (10%) рас-
ходуется на испарение с по-
верхности почвы и десукнию
напочвенным растительным по-
кровом и возвращается в атмос-
феру. Четвертая доля (10%) рас-
ходуется почвенным стоком.
Пятая (30%) — десугируется
древесным пологом из почвы и
возвращается в атмосферу. Шес-
тая (15%) — уходит в грунтовые
воды, а затем в ручьи, реки,
озера и морские бассейны. Шес-
тая доля водного баланса и
характеризует количество влаги,
идущей на сквозное промачи-
вание почвенно-грунтовой тол-

1004.

О co 0п и

Рис. 50. Схематическое изображение вод-
ного баланса почвы при водном режиме
промывного типа (численные характерис-
тики расходных статей водного баланса —
примерные средние):

ЩИ.

Режим влажности почв с
водным режимом промывного

I — задерживаетен кронами (30%). ! — по-
верхностный стлк (5%|, .1 — физическое испа-

рейне и десукцин напочвенным растительным
покровом (10%). 4 — почвенный сток (10%).
5 — десукцин древесным пологом (30%), 6 —
грунтовый сток (15%)

типа иллюстрируют рис. 51 и 52.
На них по средним данным за 7
лет изображено изменение влажности подзолистой суглинистой почвы в
течение года под разреженным хвойно-лиственным лесом (см. рис. 51) и
Под пащней (см. рис. 52). Изданных рисунков видно, что между лесом и
Пашней существенной разницы нет. Промачивание почвы начинается
с осени и ограничивается глубиной, не превышающей 0,5 м. В течение
зимы в верхних слоях происходит накопление гравитационной влаги
вследствие подтягивания ее в промерзающий слой из нижележащих
слоев. Влажность слоя, расположенного под промоченным, лежит в
интервале между наименьшей влагоемкостью и влажностью разрыва
Капиллярной связи. Следовательно, влага в этом слое обладает неко-
т°Р°й подвижностью в жидком состоянии. Весной во время снеготая-
Влажность

EZS3 пв

Рис.

51. Режим влажности суглинистой дерново-подзолистой почвы под листве!
хвойным лесом по средним данным за 7 лет

ЕЗ о в	11ЙЦ 'ib-hb Г~1 нв Г\л]нв-врл | " Ibpk-bj

Рис. 52. Режим влажности суглинистой дерново-подзолистой почвы под пашней
по средним данным за 7 лет (колхоз «Колос», Московской обл.)
fl появляется язык сквозного промачивания, глубина которого пре-
вышает 1 -и. Влажность в промоченном слое повышается до наимень-
шей влагоемкости. В течение июня этот язык благодаря десукции
рдагн исчезает и влажность во всей толще снижается снова до интер-
ва>1а наименьшая влагоемкость — влажность разрыва капиллярных
связей. В летние месяцы в пределах верхнего полуметрового слоя влаж-
ность уменьшается до величины даже несколько меньшей, чем влаж-
ность разрыва капиллярных связей. Таким образом, сквозное прома-
чивание по средним данным совершается лишь раз в году, во время
снеготаяния. Анализ данных за отдельные годы показывает, что сквоз-
ное промачивание изредка при обильных дождях возникает и летом,
несколько чаще осенью. Но бывают и очень редкие сухие годы, когда
даже весной сквозного промачивания не наблюдается.

Многим почвам с водным режимом промывного типа нередко
свойственно периодическое приближение к дневной поверхности поч-
венно-грунтовых вод, которое наблюдается весной, после снеготая-
ния; в почве возникает почвенно-грунтовый сток. Вследствие стока
и расхода на десукцию уровень почвенно-грунтовых вод затем быстро
понижается и они уходят из почвенной толщи. Летом при обильном
выпадении осадков или осенью они вновь появляются иногда на ко-
роткое время. В остальное время года почвенно-грунтовые воды на-
ходятся глубже нижней границы почвенного профиля.

В условиях плохого дренажа почвенно-грунтовые воды задер-
живаются в почвенном профиле длительно, причем их уровень перио-
дически повышается при выпадении осадков. В периоды между выпа-
дением осадков влага из водоносного горизонта расходуется на испа-
рение и десукцию, капиллярно поднимаясь в верхние слои почвы.
Если почвенно-грунтовые воды заметно минерализованы, например
содержат бикарбонат кальция, то соли тоже поступают в почву, спо-
собствуя обогащению почвы гумусом в форме гуматов кальция. Так
образуются темноцветные и темноцветно-глеевые лесные почвы с нейт-
ральной реакцией.

При близком к поверхности залегании постоянного водоносного
горизонта промывной характер водного режима сохраняется, но по-
скольку режим влажности почвы изменяется в сторону ее повышения,
такой водный режим относят к полуболотному или даже болотному
подтипу. Для полуболотного подтипа характерно периодическое при-
сутствие водоносного горизонта в почвенном профиле и почти постоян-
ное присутствие в нем хотя бы верхней части капиллярной каймы.
Для болотного подтипа характерно почти постоянное присутствие
водоносного горизонта в нижней части почвенного профиля и почти
постоянное присутствие у поверхности верхней границы капиллярной
каймы.

В тех случаях когда полу болотный и болотный режимы создаются
за счет притока со стороны грунтовых вод, эти режимы называют со-
ответственно грунтово-полуболотным и грунтово-болотным.

Характерной чертой водного режима непромывного пита является
отсутствие сквозного (т. е. до грунтовых вод) промачивания почвен-
но-грунтовой толщи. Влага атмосферных осадков промачивает почву
Осадки

НертВыи горизонт

Рис. S3. Схема водного баланса почвы при
водном режиме непромывного типа. Чис-
ленные характеристики отдельных статей
баланса примерные средние:

/ — задержано кронами (154), 1 — физичес-
кое испарение и десукцин Граниным покро-
вом (25%). 3 — десукцин древесным пологим
(60%)

лишь на некоторую глубину: от нескольких дециметров до нескольким
метров (не глубже 3—4 я). В почве она накапливается в форме con?
ционно-подвешенной и внутриагрегатной подвешенной влаги. ГруТ
товые воды залегают глубоко (на глубине от одного до нескольких
десятков метров), и между нижней границей почвенной толщи, про.
мачиваемой атмосферными осадками, и верхней границей капилляр'
ной каймы грунтовых вод образуется слой мощностью от нескольких
дециметров до многих метров, с постоянной низкой влажностью, обычно
близкой к влажности завяда.
ния. При этом влажность завя-
дания иногда охватывает лишь
самую верхнюю часть этого
слоя, а далее книзу влаж-
ность постепенно увеличивается
вплоть до верхней границы
капиллярной каймы, которая
.может находиться на глубине
10—15 м и более. В других
случаях низкая влажность рав-
номерно охватывает слой мощ-
ностью во много метров.

Слой с низкой влажностью»
по предложению Г. Н. Высоц-
кого, называется мертвым гори-
зонтом иссушения. Постоянная
низкая влажность в нем поддер-
живается десугнрующей дея-
тельностью корней растений,
заходящих в его верхнюю часть,
реже пронизывающих его на-
сквозь, до верхней границы
капиллярной каймы грунтовых
вод.

Поскольку при водном ре-
жиме непромывного типа связь
почвенной влаги с влагой грун-

товых вод отсутствует, величины ГрП и ГрС в уравнении водного
баланса равны нулю, и уравнение принимает такой вид:

Ос = Д 4- Псп 4- ПС 4- ВПС.

На горизонтальных участках два последних члена уравнения ста-
новятся также равными нулю, и уравнение еще более упрощается:

Ос — Д-\-Исп,

т. е. вся влага осадков расходуется обратно в атмосферу путем десук-
ции с последующей транспирацией и испарения.

Водный режим непромывного типа характерен преимущественно
для степных почв: черноземов, каштановых и сероземов (рис. 53).
В области лесостепи по этому типу складывается водный режим и

О1Л
чВ под лесом: серых, темно-серых, деградированных черноземов,
рис 54 представлен режим влажности темно-серой почвы под дубо-
насаждением за 5 лет (1929—1934 гг.). Каждый год начинается с
Степенного промачивания почвенной толщи, которое достигает нап-
екшей глубины и наибольшей степени обычно в мае. Зга глубина
колеблется в разные годы в зависимости от суммы осенне-зимне-весен-
ннх осадков и условий снеготаяния от 2,5 до почти 4 м. Начиная с
конца мая происходит усиленное иссушение почвы, более или менее
равномерное во всей промоченной толще, главным образом за счет де-

Рнс. 54. Изменение влажности темно-серой лесной почвы под дубовым лесом (а)
и в такой же дубраве, но с вырубленным зимой 1931—1932 г. древостоем (б);
водный режим непромывного типа. Сплошные кривые линии — хроноизоплеты
влажности (по П И. Фалыювскому)

сУкции. К сентябрю — октябрю почва оказывается сильно высушенной
на всю глубину, после чего в конце года снова начинается постепенное
промачивание ее. Только в особенно влажные годы, каким был 1933 г.
(сумма осадков превысила среднюю многолетнюю почти в 1,5 раза),
•летнее иссушение почвы было мало заметным и языки увлажнения за
два соседних года сливались. Но и в этих случаях глубина промачива-
ния не превысила 4 м. Пятый метр профиля никогда не затрагивался
промачиванием. Эго верхняя часть мертвого горизонта иссушения
Запас влаги в пятом метровом слое

Годы	Запас влаги, мм водяного слоя		Годы	Запас влага, л.м водяного < (ЛОЯ	
	в мае	в октябре		в мае	В октябре 1
1928	207	204	1932	202	209
1929	213	206	1933	196	207
1930	202	197	19:14	201	202
1931	201	202			

Колебания величин запаса влаги, как видно из данных таблицы,
совершенно незначительны и не выходят за пределы точности его опре-
деления. Если сопоставить среднюю величину запаса в пятом метре
с величиной запаса, соответствующей его насыщению до максимальной
гигроскопичности, то получится следующая картина: запас влаги в
пятом метре при насыщении его до максимальной гигроскопичности
составляет 115 мм, а фактически наблюдаемый средний запас влаги
в пятом метре — 204 мм.

Наблюдаемая постоянная величина влажности мертвого горизонта
превышает, таким образом, максимальную гигроскопичность примерно
на 77%. Известно, что влажность завядания примерно равна полутор-
ной величине максимальной гигроскопичности. Следовательно, влаж-
ность мертвого горизонта иссушения близка к влажности завядания.

Обратимся вновь к рис. 54. В течение 1930—1931 гг. ход влажности
под обоими насаждениями был во всех отношениях почти одинаковым.
После вырубки второго насаждения зимой 1931.32 гг. картина резко
изменилась (рис. 54, б). Уже к началу 1933 г. промоченной оказалась
вся пятиметровая толща; граница промачивания ушла за пределы
пятого метра, где оставалась до конца периода наблюдений (т. е. до
1934 г. включительно). И лишь в конце 1931 г. в верхней части почвен-
ной толщи— в пределах 100—150 см— появляются первые признаки
нового иссушения почвы под влиянием возобновляющегося насажде-
ния. На этом примере мы видим, что в условиях лесостепи под лесом
поддерживается водный режим непромывного типа. Как только лес
уничтожается, так сейчас же начинается глубокое промачивание поч-
венно-грунтовой толщи, которое может дойти до грунтовых вод, в
результате чего непромывной тип водного режима сменяется про-
мывным типом. Если насаждение возобновляется, восстанавливается
и непромывной режим.

Характерной чертой водного режима выпотного типа является
превышение суммы десукцин и испарения над суммой атмосферных
осадков. Разность пополняется за счет притока грунтовых вод. Подте-
кая к почве, расположенной обычно на пониженных элементах рельефа
(речных террасах, нижних частях и шлейфах склонов, конусах выноса
и т. д.), грунтовые воды приближаются к поверхностл и вступают в
капиллярную связь с влагой, находящейся в почвенных горизонтах.
Иными словами, для почв с водным режимом выпотного типа харак-
постоянное присутствие капиллярной каймы грунтовых вод в
'рчиенной толще. Влага в ней находится в форме капнллярно-подпер-
flii Для водного режима этого типа уравнение водного баланса имеет
бедующий вид:

Д + Исп + ПС>Ос,

•чечовательно,

ГрП>ГрС + ВПС.

Осадки

Рис. 55. Схема водного баланса почвы при
водном режиме выпотного типа

Грунтовый и почвенный стоки сливаются. Разность между левой
и правой частями последнего неравенства и составляет чистый грун-
товой приток.

Водным режимом выпотного
тина (рис. 55) обладают обычно
почвы в той или иной мерс засо-
ленные, причем причиной засо-
ления является накопление в
них солей, приносимых испа-
ряющимися грунтовыми водами.

В тех случаях когда при
аналогичных условиях капил-
лярная кайма заходит лишь в
нижнюю часть корнеобитаемого
слоя, приток влаги из грунтовых
вод перехватывается корнями
растений. Последние усваивают
влагу, а соли, выпадая из ра-
створа, накапливаются в ниж-
ней части почвенного профиля.
Происходит внутрнпочвенное
засоление. Водный режим такого
типа называется дссуктивно-вы-
потным, так как влага «выпоте-
вает» не в воздух, а всасывается
корнями растений. Если грун-

товые воды засолены, то растительность представлена обычно гало-
фитами, т. с. растениями, приспособленными к наличию в почве со-
лей, вредных для других растений.

В области развития многолетней (или «вечной») мерзлоты воз-
никает особый тип водного режима почв, названный Высоцким «мерз-
Ютным». Почвенно-грунтовая толща в этой области в теплый период
Года оттаивает лишь на некоторую глубину, которая варьирует от
нескольких дециметров до 2—3 м. Глубже грунт всегда остается мерз-
лым и водонепроницаемым. Он служит водоупором для воды, образую-
щейся в процессе оттаивания почвы, и влаги атмосферных осадков,
поступающих в почву в течение теплого периода. Жидкая влага накап-
ливается над мерзлым слоем, образуя водоносный горизонт — над-
мерзлотную верховодку. Вода нередко насыщает всю оттаявшую толщу
До поверхности. К концу лета верховодка постепенно исчезает за счет
Испарения, десукции и почвенного стока, если последнему способствуют
условия рельефа. Возникновению мерзлотной верховодки блага*
приятствует муссонный тип внутригодичного распределения осадков
характерный для большей части области многолетней мерзлоты. При
этом типе 75- 80% годовой суммы осадков выпадает в течение двух Ме.
сяцев, с конца июня и до середины августа — как раз в период про"
грессивного оттаивания почвы. Осенью почва начинает замерзать с
поверхности. Поверхностная мерзлота довольно быстро смыкается
с многолетней благодаря почти бесснежной зиме и низким зимним
температурам, характерным для данных областей.

Факторы, определяющие тип водного
режима почв

Тип водного режима почвы зависит главным образом от климата.
Климатом определяется количество осадков, т. е. наибольшее количе^
ство влаги, которое может поступить в почву из атмосферы, и величина
испаряемости. Испаряе.МЬсть не следует смешивать с величиной истин-
ного испарения. Под испаряемостью понимается то наибольшее коли-
чество влаги, которое может быть израсходовано почвой путем испа-
рения и десукцин при условии, что в ней постоянно имеется неогра-
ниченный запас влаги *.

Величина испаряемости зависит главным образом от величины
радиационного баланса. Под последним понимается то количество
лучистой энергии солнца, которое достигает поверхности почвы и рас-
ходуется на нагревание почвы, турбулентный обмен с атмосферой и ис-
парение (прямое или через транспирацию влаги растительностью).
Доля радиационного баланса, расходуемая на испарение влаги, обыч-
но бывает наибольшей, в силу чего без большой ошибки в большинстве
случаев можно считать, что на испарение расходуется почти вся энер-
гия радиационного баланса.

В тех случаях когда испаряемость определяется для небольшого
участка, окруженного более сухой площадью, на величину испаряе-
мости кроме радиационного баланса влияет также температура и
влажность воздуха и скорость ветра.

Отношение суммы осадков за тот или иной период времени к ве-
личине испаряемости за тот же период принято называть коэффициен-
том увлажнения. Впервые этот способ характеристики климата как
фактора водного режима был, по предложению В. В. Докучаева, при-
менен Г. Н. Высоцким.

Сопоставляя годовые суммы осадков и годовые величины испаряе-
мости, Г. Н. Высоцкий дал следующие приближенные величины от-
ношений этих двух показателей для разных естественных зон: лесной —
1,33, лесостепной — 1,0, степной черноземной — 0,67, зоны сухих
степей — 0,33. Именно поэтому в лесной зоне господствует промывной

1 Испаряемость измеряется величиной испарения с поверхности почвы, влаж-
ность которой поддерживается на уровне, превышающем наименьшую влагоемкость.
или со свободной водной поверхности при помощи эвапорометров, устанавливаемых
на метеорологических станциях, или же вычисляется из величины температуры
и влажности воздуха или величины радиационного баланса.
-но ВОДНОГО режима, а в остальных непромывной или, при близко рас-
положенных грунтовых водах, выпотной. Площадь распространения
у’потного типа весьма ограничена, так как он сопряжен еще и с близ-
иМ к поверхности залеганием грунтовых вод. В целом на подавляю-
щей части земной поверхности преобладают первые два типа — про-
дувной и непромывной, а на территории СССР — еще и мерзлотный.

Если испаряемость больше суммы осадков, устанавливающийся
тпп водного режима зависит от физических свойств почвы, которые,
таким образом, являются следующим фактором, обусловливающим
тнп водного режима. Если почва имеет более или менее тяжелый гра-
нулометрический состав и, следовательно, более или менее значитель-
ную влагоемкость, она способна удержать в верхних слоях большое
количество влаги, например все талые воды, влагу любого сильного
ливня и т. п. Поскольку такая влага удерживается в верхних слоях
почвы, а испаряемость больше суммы осадков, в почве устанавливается
водный режим непромывного типа. Если почва обладает легким, на-
пример песчаным, гранулометрическим составом и, следовательно,
малой вл а гоем костью, то в периоды интенсивного поступления влаги
(во время снеготаяния или выпадения сильного ливня) часть воды не
сможет удержаться в верхних слоях почвы и стечет вниз, до грунтовых
вод. В этом случае при тех же климатических условиях может устано-
виться водный режим промывного типа.

Тип водного режима почвы зависит от рельефа. На дне какого-либо
понижения, в особенности бессточного, даже при тяжелем грануломет-
рическом составе почвы и при превышении испаряемости над осад-
ками может создаться водный режим промывного типа вследствие до-
полнительного увлажнения за счет поверхностного стока воды в по-
нижение. Западинный рельеф характерен для почв степной и полупус-
тынной зон. Почвы, занимающие днища степных блюдец, падин, за-
падин и т. п., обладают водным режимом промывного типа.

На тнп водного режима почвы влияет также растительность.
Как известно, в расходной части водного баланса почвы первое место
занимает десукция. Изменяя растительный покров — его состав, пол-
ноту — или совершенно уничтожая его (на участках черного пара),
можно коренным образом менять тип водного режима почвы.

Большое влияние на характер водного режима почвы могут ока-
зывать гидрогеологические условия. Если грунтовые воды распола-
гаются близко к поверхности, то в случае превышения испаряемости
над суммой осадков создается водный режим выпотного или десуктнв-
но-выпотного типа. Если соотношение осадков и испаряемости обрат-
ное. возникает тот или иной подтип грунтово-болотного режима.

Очень важным фактором, определяющим водный режим почв,
является многолетняя мерзлота, о которой говорилось выше.

Различные мелиоративные мероприятия (орошение, осушение
и т- Д-), осуществляемые человеком, могут коренным образом менять
водный режим вплоть до замены одного его типа другим. Для того
ггобы эти мероприятия давали максимальный положительный эффект,
«обходимо очень ясно представлять себе закономерности поведения
влаги в почве и влияние различных факторов на характер водного ре-
жима почв. В противном случае вполне казалось бы разумные MenJ
приятия могут вызывать отрицательный, нередко весьма трудно Э
правимый результат. Так, например, неправильное орошение прнводД
к так называемому ирригационному засолению почв, губящему сотни
тысяч гектар плодородных почв.

Заканчивая рассмотрение вопроса о типах водного режима, ()Т.
метим, что тип водного режима определяется средним годовым ба'ла.ь
сом. В течение года в одной и той же почве преобладающее направле-
ние движения влаги может быть различным. Например, в засоленны»
почвах, для которых в годовом итоге характерен водный режим вы-
потного типа, в весенний период во время снеготаяния преобладает
нисходящее передвижение влаги; в подзолистых почвах с близким
уровнем почвенно-грунтовых вод, для которых в годовом итоге ха-
рактерен водный режим промывного типа, в летние месяцы, в без-
дождный период, доминирует восходящее передвижение влаги и т. д.
Смена восходящих и нисходящих токов влаги в течение года на фоне
общего преобладания водного режима того или иного типа — одна из
причин цикличности почвообразовательного процесса, т. е. периоди-
ческой смены противоположно направленных явлений, из которых
слагается этот процесс.

ВОЗДУШНЫЙ И ГАЗОВЫЙ РЕЖИМ почв

Та часть порового пространства почвы, которая не занята влагой,
заполнена воздухом. Поэтому содержание воздуха в почве зависит от
режима влажности почвы. Количество воздуха в почве определяется
разностью между общей пористостью почвы и содержанием влаги,
причем все величины выражаются в процентах от объема почвы.

Между почвенным воздухом и внешней атмосферой существует
постоянный обмен газами. Обмен совершается путем диффузии. На-
правление потоков различных газов зависит от того, в каком направ-
лении возрастает их парциальное давление. Движение происходит
от точек с более высоким давлением к точкам с более низким давлением.
Кроме такого газообмена существует еще и воздухообмен в целом, ко-
торый осуществляется под влиянием поступления и расхода влаги и
колебаний атмосферного давления и температуры. Когда давление в
атмосфере уменьшается, воздух из почвы выходит, и наоборот. Точно
так же, когда температура почвы падает, воздух в ней сжимается и
в нее входит атмосферный воздух. При нагревании почвы происходит
обратный процесс.

Атмосферный воздух состоит из азота (около 80%), кислорода
(около 20%), углекислоты (около 0,03%) и незначительных количеств
гелия, аргона, ксенона и криптона. Почвенный воздух отличается от
атмосферного более высокой концентрацией углекислоты и понижен-
ной концентрацией кислорода. Объясняется это отличие тем, что в
почве происходят процессы, при которых выделяется углекислота и
поглощается кислород: дыхание корней растений и разложение орга-
нических остатков. Поэтому существует постоянный диффузный поток
углекислоты из почвы в атмосферу и кислорода в обратном направле-
Скорость этих потоков зависит от влажности почвы. До тех пор
""кз о1,а не превышает величины наименьшей влагоемкости, газооб-
п° свершается свободно и концентрация кислорода в почвенном воз-
vxe мало отличается от его концентрации в атмосфере, а концентра-
ция углекислоты в почвенном воздухе редко повышается более чем
п0 1,5— 2,0% под травянистой растительностью и до 4% под древес-
ной При влажности, превышающей наименьшую влагоемкость, газо-
обмен ухудшается и концентрация углекислоты может повыситься
0 10—15 и более процентов, а содержание кислорода уменьшиться
,[О io—5%. В течение зимы состав почвенного воздуха постепенно при-
ближается к составу атмосферного, а с началом вегетационного периода
начинает все больше и больше от него отличаться. Концентрация
углекислоты в почвенном воздухе в профиле почвы обычно возрастает
сверху вниз. Наибольшей величины она достигает даже при хорошем
газообмене над уровнем грунтовых вод.

ВЛИЯНИЕ ДРЕВЕСНЫХ НАСАЖДЕНИЙ НА ВОДНЫЙ
РЕЖИМ МЕСТНОСТИ

Из предшествующих глав известно, что древесная растительность
оказывает весьма существенное влияние и на водные свойства почв,
и на их водный режим, и на процессы эрозии. Естественным следствием
этого является возможность путем соответствующего распределения
древесных насаждений и ведения хозяйства в них управлять водным
режимом обширных территорий.

Мысль о такой возможности зародилась уже давно. Но самым за-
мечательным периодом в ее развитии явилось начало 90-х годов прош-
лого века, когда В. В. Докучаев выступил со своей системой мероприя-
тий по борьбе с засухой. Центральное место в этой системе занимало
создание защитных насаждений.

Применение древесных насаждений для регулирования водного
режима местности опирается на представления о гидрологической рати
леса. Ниже в краткой форме обобщены эти представления. При этом
использованы как старые работы различных исследователей, так и но-
вые исследования, в частности исследования Всесоюзного института
лесного хозяйства. Остановимся сначала на влиянии массивных на-
саждений, а затем перейдем к полосным.

1.	Возвращение влаги в атмосферу достигает наибольшей вели-
чины на площадях, покрытых лесом, как вследствие более или менее
значительной задержки атмосферных осадков кронами, так и вслед-
ствие большой десукции. Поэтому нельзя, ио-видимому, говорить о
повсеместной водоохранной рати леса, а правильнее рассматривать
его преимущественно как водорегулирующий фактор.

2.	В зимнее время в лесу накапливается батьше снега, чем на боль-
ших безлесных пространствах, причем наибатьшее накопление снега
наблюдается в лиственных насаждениях, меньшее в хвойных, а среди
них наименьшее — в еловых.

3.	Интенсивность снеготаяния в лесу меньше, чем на безлесных
Площадях, причем в хвойных насаждениях она меньше, чем в лист-
венных, и наименьшая — в еловых. Зависимость продол ж ительносщ
снеготаяния от состава насаждения имеет обратный характер.

4.	Почва в лесу промерзает менее глубоко, чем на безлесных про.
странствах, и оттаивает раньше.

5.	Водопроницаемость почв под лесом больше, чем под любым
другим угодьем. Этот факт, в сочетании с меньшей промерзаемоспЗ
обусловливает наилучшее поглощение влаги почвой под лесом.

6.	Весенний снеговой и летний ливневый поверхностный сток
в лесу меньше, чем на безлесных площадях, т. е. лес в наибольшей сте-
пени способен превращать поверхностный сток в почвенный и Грун-
товый. Так как почвенный и грунтовый стоки совершаются значительно
медленнее, чем поверхностный, то и общая продолжительность всех
видов стока на лесных площадях больше, чем на безлесных.

7.	Наличие лесных массивов в бассейне реки увеличивает про-
должительность периода речного паводка и уменьшает его интенсив-
ность.

8.	Вследствие малой величины поверхностного стока и наличия
лесной подстилки смыв почвы с облесенных площадей значительно
меньше, чем с площадей, занятых любой другой растительностью. Из
этого следует, что лес обладает и почвозащитным действием.

9.	Уменьшение смыва почвы имеет своим следствием уменьшение
заиления рек и водохранилищ.

10.	Различные лесохозяйственные мероприятия, при помощи ко-
торых можно вмешиваться в жизнь леса и в той или в иной мере управ-
лять ею, позволяют оказывать воздействие на водоохранное, водорегу-
лирующее и почвозащитное влияние леса.

Совокупность влияний лесных массивов, в особенности изложен-
ных в пунктах 1, 2, 3 и 6, может быть обобщена в форме положения,
гласящего, что лес в виде массивных насаждений увеличивает оборот
влаги в почве. Увеличение почвенного влагооборота особенно резко
выражено в лиственных лесных насаждениях лесостепной и степной
зоны, в которых, с одной стороны, задержка зимних осадков кронами
близка к нулю, а с другой стороны, наблюдается полная сохранность
влаги, выпадающей в виде снега, в то время как на прилегающих по-
лях более или менее значительная часть последнего сносится ветрами.
В лесной зоне, особенно в области распространения темнохвойных ле-
сов, увеличение почвенного влагооборота выражено менее резко, так
как здесь и зимние осадки в значительных размерах задерживаются
кронами. В то же время снос снега с безлесных участков при более или
менее значительной облесенностн местности выражен слабо.

Иначе влияют на водный режим местности полосные древесные
насаждения.

Узкие лесные полосы создаются обычно среди более или менее
обширных безлесных пространств, чаще всего среди полей, и распола-
гаются на расстоянии 300—1000 м друг от друга при ширине полосы
от 10 до 30-60 м.

Существенная особенность водного режима таких полос — значи-
тельное накопление в них снега в зимнее время. Накопление происхо-
дит вследствие сноса снега с соседних полей ветром. Если лесных полос
I -г большая часть снега в конце концов сносится в овраги, балки и
11 ^ржашаяся в нем влага пропадает без пользы для окрестных полей.
г?рц наличии полос перенос снега делается менее энергичным, так как
I полосы уменьшают скорость ветра; та часть снега, которая все-таки
переносится, задерживается полосами, образуя в них сугробы. Во
I врсМя снеготаяния поля между полосами вследствие лучшей сохран-
ности снега получают больше влаги, чем поля, на которых паюс нет.

I Под лесными полосами за счет снега, скопившегося в сугробах, про-
I исходит особенно глубокое промачивание почвы, которое через не-
сколько лет после закладки полосы нередко достигает уровня грун-
товых вод и, следовательно, способствует их питанию.

Лесные полосы создают обычно в лесостепных и степных областях
с водным режимом почв непромывного типа и с глубоко (от десяти и
более метров) залегающими грунтовыми водами. В естественных ус-
ловиях питание этих вод происходит за счет просачивания снеговых и
дождевых вод под небольшими углублениями, всегда имеющимися
на полях: под плоскими вершинами балок, под степными блюдцами 1
и т. д. В углубления всегда поступает некоторый избыток влаги за
счет навевания в них снега, а также стекания талой воды и дождевой
воды. Поэтому под такими углублениями почвенно-грунтовая толща
промачивается насквозь, т. е. под ними устанавливается водный режим
почвы промывного или периодически-промывного типа. Г. II. Высоц-
кий такие места сквозного промачивания, через которые происходит
питание грунтовых вод в степных областях, назвал «кормителями»,
или потускулами (рис 56, а).

При наличии лесных полос потускулы образуются под паюсами
за счет таяния сугробов (рис. 56, г). Аналогичная картина наблюдается
и на опушках крупных лесных массивов (см. рис. 56, б). Если лесные
полосы расположены слишком густо, сугробы, а следовательно, и ис-
кусственные потускулы не образуются: в таких случаях достигается
лишь более или менее равномерное задержание снега на патях (см.
рис. 56, в). То же наблюдается и при баз се редком расположении паюс,
но при условии их малой ширины и такой конструкции, при которой
скорость ветра ими не снижается до нуля, а лишь несколько умень-
шается. Это так называемые ажурные и продуваемые полосы. Снего-
накопление в ажурной паюсе оказывается значительно меньшим, чем
в плотной, зато на межполосном пространстве снег ложится батее тол-
стым и равномерным слоем.

Ажурные и продуваемые полосы имеют существенные преиму-
щества перед непродуваемымн. Концентрация снега в непродуваемых
полосах хорошо обеспечивает влагой их самих и создает условия для
питания грунтовых вод. Но накопление снежных сугробов окаю не-
продаваемых паюс может вызвать размыв почвы в дать полосы, если
она направлена вдоль склона. Кроме того, сугроб вдоль полосы тает
Медленно и влажность почвы здесь не позвазяет приступить к обра-
ботке, в то время как все остальное поле уже начинает теря!ь влагу

| !	1 Замкнутые плоские углубления округлой формы, имеющие поперечник от

I "Скольких десятков до нескольких сотен метров.
за счет испарения. Поэтому размещение на полях узких ажурных к
продуваемых полос гораздо целесообразнее.	'

Лесные полосы способствуют не только задержанию и накоплению
снега, но и задержанию талых н ливневых вод, стекающих с соседтгИ
полевых участков. Объясняется это тем, что почва под полосой облЗ
дает всегда большой водопроницаемостью, как и любая почва под ле-
сом. Кроме того, под защитой мощного сугроба она не промерзает и
следовательно, способна поглощать влагу гораздо быстрее и в болынД

*— 5

Рис. 56. Потускулы различного происхождения (по Г. Н. Высоцкому):

а — сстестпенный ложбинный потускул. 6 — ложбинный потускул. исчезнувший вследствяб
иссушающего действия лесного массива и виопь образовавшийся на опушке леса, на склон®
опушечный потускул. в — при члетом расположении лесных полос снег распредели стен
равномерно и потускулы не возникают, г — при редком расположении лесных полек ложбин-
ный потускул несколько ослаблен, ио под полосой на склоне образовался новый потускул:
/ — снег. 2 — промачиваемый слой и капиллярная кайма. 5 — мертвый горизонт под полем,
4 — мертвый горизонт, иссушенный лесом, 5 — грунтовая вода. 6 — направление преобла-
дающих ветров

количестве, чем почва под пашней. Весной во время снеготаяния и ле-
том во время выпадения ливней часть воды на полях не успевает впи-
таться в почву и стекает по склону. Если поперек склона имеется лес-
ная полоса, влага, дойдя до нее, впитывается в почву.

Полоса действует, таким образом, как губка, обрывая поверхност-
ный сток (рис. 57, справа). Особенно большое значение такой обрыв
поверхностного стока имеет на краях оврагов, так как благодаря этому
предотвращается размыв и смыв склонов (см. рис. 57). Однако необ-
ходимо иметь в виду, что приовражные полосы свое противоэрозионное
и почвозащитное действие в полной мере могут осуществлять лишь
в том случае, если они входят в систему полос, расположенных выше
склону, которые предовращают возникновение поверхностного
^ока. Приовражные полосы целесообразно делать многорядными и
широкими.

Лесные полосы существенно влияют на климат межполосных про-
странств. Они уменьшают скорость ветра в приземном слое воздуха.

особенно важно в отношении суховеев, которые оказывают губи-
тельное влияние на урожай сельскохозяйственных культур. Пониже-
ние скорости ветра предотвращает развеивание почв и, в частности,
возникновение черных бурь, которые могут привести к гибели посе-
вов на десятках и сотнях тысяч гектаров. Ветрозащитное действие

Рис. 57. Справа приовражная полоса перехватывает по-
верхностный сток и превращает его в грунтовый. Слева —
полосы нет и поверхностный сток размывает склон оврага

(по Г. Н, Высоцкому):

/ — снег, 2 — поверхностный сток, Л — промачиваемый слой и
капиллярная кайма, 4 — мертвый горизонт, 5 — грунтовая водя

лесных полос простирается на расстояние, равное 20—30-кратной вы-
соте полосы.

Далее, испаряя влагу, находящуюся в нижних слоях почвенно-
грунтовой толщи, лесные полосы повышают влажность воздуха в меж-
полосных пространствах, что также действует благотворно на пронз-
fвстающие на этих пространствах сельскохозяйственные растения,
[овышение влажности воздуха приводит к уменьшению испарения
влаги из почвы, т. е. уменьшению бесполезного расхода влаги из почвы.

Создание лесных полос, называемых полезащитными лесными по-
лосами, было предложено еще В В. Докучаевым как одна из главных
мер регулирования водного режима и борьбы с засухами на юге. Од-
нако широкое применение эти полосы начали получать лишь при Со-
ветской власти. В настоящее время площадь лесных полос исчисляется
сотнями тысяч гектаров, и создание их признано одним из важнейших
мероприятий по борьбе с засухами и эрозией почв.

КЛАССИФИКАЦИЯ ЛЕСНЫХ ПЛОЩАДЕЙ ПО НХ ВОДООХРАННОМУ
И ЗАЩИТНОМУ ЗНАЧЕНИЮ

Формы влияния леса на водный режим и влияние природной об-
становки на водорегулирующую и защитную роль древесных насаж-
дений наиболее подробно изучены акад. И. В. Тюриным.
И. В. Тюрин под водоохранными свойствами лесов в широком
смысле этого слова понимал совокупность таких влияний леса, в ре.
зультате которых усиливается значение производительных статей
водного баланса территории за счет непроизводительных, причем улуц.
шаются режим рек и состояние их русла.

Возьмем следующее упрощенное уравнение водного баланса

Ос = ПС 4* ГрС 4* Псп 4* /7,

где Ос — сумма атмосферных осадков;

ПС — поверхностный сток;

ГрС — грунтовый сток;

Исп — физическое испарение с поверхности почвы;

Д — десукция растительным покровом,

и проанализируем его. В этом уравнении Исп — непроизводительный
расход влаги, а ПС — вредный расход влаги, поскольку он является
причиной эрозии и заиления речных русел. ГрС и Д — производитель-
ные статьи баланса, поскольку увеличение первого обеспечивает пи-
тание рек в период межени, а расход влаги на десукцию связан с соз-
данием массы органического вещества. Стедовательно, водоохранная
рать леса датжна выражаться в уменьшении поверхностного стока и
физического испарения и увеличении грунтового стока и расхода на
десукцию.

Конкретно водоохранная роль леса может выражаться в следую-
щих формах.

1.	Водорегулирующая роль леса. Этот вид влияния на водный
режим территории присущ всем лесам без исключения и определяется
тем, что почвы под лесом батее водопроницаемы и меньше промерзают,
а также тем, что снег под лесом тает медленнее. В результате значитель-
ная часть поверхностного стока переходит в почвенный и грунтовый,
период стока растягивается, пики речных паводков снижаются. 1

2.	Грунтоувлажняющая роль леса. При глубоком залегании
уровня грунтовых вод накопление снега на опушках лесных массивов и
в пачезащитных лесных полосах, а также перехватывание опушками
и полосами поверхностного стока с вышележащих безлесных площадей
может создавать условия для питания грунтовых вод, увеличения за-
пасов последних и повышения меженного уровня рек. К лесам, выпат-
няющим эту роль, относятся: а) водопоглощающие леса по водосборным
лощинам (в частности карстовым воронкам); б) стокоперехватываю-
щие патосы и опушки, распачоженные поперек склонов, выше которых
находятся безлесные площади; в) снегосборные лесные патосы и ко-
лки, распатоженные среди безлесных пространств.

3.	Климатоувлажняющая рать леса. Транспирационное испаре-
ние с лесных площадей, занятых высокопродуктивными лесами, как
правило, выше, чем с безлесных, поэтому леса значительно повышают
влажность воздуха.

4.	Почво- и грунтоосушительная роль леса. Повышенный расход
влаги лесами на десукцию является причиной того, что леса служат
важным средством борьбы с забачачиванием почвы во влажных север-
ных и западных районах.
5.	Руслоохранная роль леса. Сокращая поверхностный сток н
тем самым препятствуя развитию процессов эрозии, леса предохраняют
русла рек от заиления и обмеления.

б.	Противоэрозионная роль леса. Заключается она в задерживаю-
щем влиянии леса на смыв и размыв почвы.

Водоохранные и защитные свойства лесных насаждений проявляют-
ся по-разному в зависимости от природных условий: рельефа, глубины
залегания грунтовых вод, состава и характера насаждений, облесен-
ности территории, общего характера и гранулометрического состава
почв и грунтов. Рассмотрим несколько подробнее последнее ус-

ловие.

Песчаные и легкосупесчаные почвы и грунты отличаются настолько
высокой водопроницаемостью, что при отсутствии заболоченности
они способны поглощать атмосферные осадки любой интенсивности.

Поэтому независимо от характера растительности поверхностного стока
на таких почвах, как правило, не бывает, за исключением редких слу-
чаев, когда весной на поверхности их образуется ледяная корка. Раз-
витию поверхностного стока препятствует и то обстоятельство, что
обширные песчаные пространства (например, Украинское, Брянское,
Мещерское, Ветлужское и Белорусское Полесья), представляют собой
слабо расчлененные низменные равнины. Ввиду сказанного леса на
песчаных грунтах, как правило, не имеют заметного водорегулирую-
щего и противоэрозионного значения (в данном случае имеется в виду
только водная эрозия). Но песчаные почвы могут подвергаться ветро-
вой эрозии на больших площадях Роль древесных насаждений, пре-
пятствующих развитию ветровой эрозии и засыпанию песком населен-
ных пунктов, полей и др., в таких случаях чрезвычайно велика.

Суглинистые почвы и грунты обладают значительно меньшей во-
допроницаемостью, чем песчаные. Водопроницаемость их может сильно

изменяться в зависимости от состава и характера растительности,
культурного состояния угодья, гранулометрического состава и т. п.
Наибольшей водопроницаемостью, как известно, суглинистые почвы
обладают под лесными насаждениями, а наименьшей — под паш-
ней. Почвы под луговой растительностью занимают промежуточное
положение. Поэтому леса на склонах с суглинистыми почвами имеют
резко выраженное водорегулирующее и почвозащитное значение. Они
переводят поверхностный сток частично в почвенный (стр. 195).

На пахотных угодьях огромное влияние на водопроницаемость,
а следовательно, и на развитие поверхностного стока и эрозионных
явлений оказывает структура почвы. Чем лучше она развита, тем выше
водопроницаемость почвы, тем меньше сток и смыв. Поэтому посев
многолетних трав, улучшающих структуру, представляет собой один
из важных приемов борьбы со стоком и эрозией.

На основе сказанного о водорегулирующей и защитной роли дре-
весных насаждений различной формы и ее зависимости от природных
Условий акад. И. В. Тюрин разработал следующую классификацию
лесных площадей по их водоохранному и защитному значению.

I класс — абсолютно лесные площади, характеризующиеся выс-
степенью проявления водоохранной и защитной роли лесов.
На этих площадях недопустима даже временная замена леса Дрхтим»
угодьями. Применение сплошных рубок исключается, возможщЗ
только рубки ухода, санитарные и выборочные. Сюда относятся:

1)	противоэрознонные (берего- и склонозащитные) и одновременно
руслоохранные леса: а) берегозащитные заросли ивняков и кустар.
ников, а также низкоствольные насаждения по высоким крутым под-
мываемым берегам; б) склонозащитные леса по высоким крутым скло-
нам (коренным берегам) речных долин, суходолов, балок, оврагов
логов — при всех степенях облесенности водосборов;

2)	грунтоувлажняющие леса: а) водопоглощающие леса по скло-
нам и дну лощин с карстовыми ьоронками; б) стокоперехватывакнц»
леса по водосборным ложбинам (в верховьях лощин) и поперек паде-
ния пологих склонов при безлесье вышележащей площади водосбора;
в) катки по степным западинам; г) родниковые леса (ольшаники)
вдоль водотоков (ручьев) в поймах и надлуговых террасах;

3)	почвозащитные (пескоукрепительные) леса: а) сосновые боры
на сухих песчаных почвах в условиях сильно волнистого, бугристо-
дюнного рельефа, особенно в степной и лесостепной зонах; б) поимен-
ные леса на песках вблизи русла реки;

4)	полезащитные полосы в лесостепной и степной зонах.

II класс — площади, характеризующиеся высокой степенью
проявления водоохранной и защитной роли. Допустимы группово-
выборочные рубки и сплошные узкими лесосеками с направлением
поперек склонов и примыканием снизу вверх при обязательном обес-
печении немедленного возобновления. К этому классу относятся сле-
дующие леса:

1)	противоэрознонные: а) на покатых (забровочных) склонах
и вдоль всех звеньев гидрографической сети, за исключением площа-
дей, относящихся к I классу; леса на покатых склонах возвышенно-
стей, удаленных от речных долин; б) пойменные леса на суглинистых
почвах при слабой облесенности склонов водосбора;

2)	грунтоувлажняющие: а) леса на нижних частях протяженных
пологих склонов при необлесенности вышележащих частей склона;
б) леса на равнинных террасах в части, прилегающей к необлесенным
вышележащим склонам с суглинистыми почвами; в) отдельные неболь-
шие участки лесов на пологих склонах, широких террасах и водораз-
дельных плато, занятых полевыми или луговыми угодьями;

3)	почвозащитные (пескоукрепительные) леса: а) сосновые боры
на сухих песчаных почвах при бугристом рельефе в северной половине
лесостепной зоны, в зоне смешанных и частично в зоне хвойных лесов;
б) леса на песчаных наносах в поймах рек при значительной облесен-
ности водосборов (в зоне хвойных и частью в зоне смешанных лесов).

III класс — площади, характеризующиеся средней степенью
проявления водоохранной и защитной роли лесов. Возможна нормаль-
ная эксплуатация леса с применением всех видов рубок, включая
сплошные, с лесосеками умеренной и большой ширины. Обязательно
обеспечение лесовозобновления.

IV класс — площади, характеризующиеся низкой степенью про-
явления водоохранной и особенно защитной роли лесов. Возможно
и целесообразно применение 'сплошных рубок широкими полосами.
Допустим, а иногда и желателен перевод части лесных угодий в лу-
говые и пахотные.

К этому классу относятся крупные лесные массивы, расположен-
ные на водораздельных и низменных равнинах, а также на поймах в
районах с высоким процентом лесистости, т. е. преимущественно в
зоне хвойных лесов и в северных лесистых районах зоны смешанных
лесов.

8 Роде, Смирное
ГЛАВА VIII

ЭРОЗИЯ ПОЧВ И БОРЬБА С НЕЮ

Некоторая часть атмосферных осадков, поступающая на поверх-
ность почвы, как уже говорилось в предыдущей главе, образует по-
верхностный сток, величина которого в зависимости от совокупности
условий может быть весьма различной.

Стекающая вода обладает кинетической энергией, поэтому она
разрушает ту поверхность, по которой она течет. Близкие подобному
явления наблюдают при воздействии на поверхность почвы ветра.
Совокупность процессов разрушения почвенного слоя и перемещения
продуктов этого разрушения текучей водой и ветром объединяется в
общее понятие эрозия почв». Различают эрозию водную и ветровую.
Ветровая эрозия, или развеивание почвы, называется также дефляцией
> Водная эрозия может быть плоскостной и линейной. К плоскост-'
ной эрозии относится смыв частиц почвы и рыхлых пород, происходя-
щий более или менее равномерно на больших площадях. Линейной
эрозией называется размыв поверхности, приводящий к образованию
ложбин, оврагов и т. п.

Эрозия как плоскостная, так и линейная является естественным
процессом, идущим везде, где может возникнуть поверхностный сток
воды, Однако интенсивность этого процесса может быть весьма раз-
личной в зависимости от разных условий. К числу этих условий отно-
сятся климат, особенно количество и распределение осадков (чем их
больше и чем больше их интенсивность, тем сильнее эрозия); связ-
ность почв и рыхлых горных пород, от которой зависит их податли-
вость смыву и размыву; водопроницаемость почв и горных пород
(чем она больше, тем слабее эрозия); угол наклона поверхности (чем
он больше, тем сильнее эрозионные процессы). Самым важным факто-
ром является растительный покров. Чем он лучше развит, тем слабее
выражена эрозия, и наоборот. Это объясняется тем, что корни растений
связывают, скрепляют почвенные частицы; растительный покров за-
держивает часть осадков, заставляя их испаряться обратно в атмосферу»
ослабляет живую силу дождевых капель, тем самым уменьшая их раз-
raioiHce действие на почву; под естественным растительным покро-
P'UI особенно под лесом, как известно, значительно выше водопрони-
Р 'мость и значительно меньше промерзасмость почв; оба эти условия
^eKN'T за собой понижение поверхностного стока, иногда вплоть до
Полного его исчезновения; эрозия почвы, соответственно, получает
ничтожное развитие.

Особо следует отметить роль лесной подстилки, полностью по-
гашающей живую силу дождевых капель и резко снижающей скорость
текучей воды. На площадях с хорошо развитым растительным покро-
вом особенно лесным, эрозии почти не наблюдается. По расчетам аме-
риканского исследователя Беннета, даже при таких больших уклонах
как 0,1—0,12' под травянистой растительностью на смыв 1 см почвы
требуется от 1000 до 10 000 лет, а под лесом — от 1600 до 30 000 лет.
Такая весьма медленная эрозия, идущая под естественным ненару-
шенным растительным покровом, имеет повсеместное распространение
при наличии благоприятствующего стоку рельефа и называется нор-
мальной денудацией. Она способствует очень медленному, постепен-

ному, омоложению почвенного покрова.

Картина резко меняется, как только естественный растительный
покров подвергается порче или уничтожению в результате вырубки,
неумеренного выпаса скота, распашки и т. д.

Так, например, по данным Краснотростянецкой лесной опытной
станции, выпас скота на серых лесостепных почвах в дубравах вызвал
значительное уменьшение пористости почвы, особенно ее некапилляр-
ной части. Вследствие этого воздухоемкость почвы (доля пористости,
занятая воздухом) уменьшилась в 4 раза, а влагоемкость возросла
на 7—8%. Одновременно резко (в 7 раз) понизилась водопроницаем
мость почвы и усилился поверхностный сток.

Усиление поверхностного стока приводит к развитию ускоренной
9розии, называемой так в отличие от естественной. Очевидно, что пер-
вым от эрозии начинает страдать почвенный слой, поскольку он явля-
ется верхним горизонтом коры выветривания. Почвенный слой в ре-
зультате уничтожения растительного покрова при наличии даже не-
больших уклонов начинает разрушаться и смываться. Развеивание
его под влиянием ветра может идти даже на горизонтальных пло-
щадях.

В лесном хозяйстве приемом, способствующим развитию эрозии
почв, является трелевка древесных стволов. Она приносит большой вред
Даже в условиях равнинного рельефа, так как разрушает и сдирает
лесную подстилку и гумусовый слой, т. е. наиболее плодородные го-
ризонты. От нее страдает (вплоть до полного уничтожения) подлесок
11 подрост. Все это значительно ухудшает условия лесовозобновления
на вырубках. Особенно страшны последствия трелевок в условиях
Рного рельефа. По ложбинам, образовавшимся на местах трелевки,
Укрепляются потоки талых и ливневых вод, они нередко приводят в
»0«У Уничтожению не только почвы, но и всего слоя рыхлых от-
веп<еНН^’ "а КОТОРОМ образовалась почва, и обнажению скальной по-
рхности, на которой не может расти не только лес, но даже травяиис-

Растительность. Тем самым сводятся на нет результаты многовеко-
вого почвообразовательного процесса, а с ними н возможность не
только естественного, но и искусственного лесовозобновления.

Таким образом, ускоренная эрозия представляет собой почвораз-
рушительный процесс в противоположность почвообразовательному
процессу, идущему под целинным растительным покровом^

.1 Степень развития почвенной эрозии может быть весьма различной
и зависит от климатических условий, физических и физико-механиче-
ских свойств почвы и материнской породы, утла наклона, степени на-
рушения растительного покрова, приемов обработки почвы и др. В
одних случаях эрозия идет более или менее медленно и смывается лишь
небольшая часть почвенной толщи, в других она идет бурно и приводит
к полному уничтожению всего почвенного слоя, а иногда и значитель-
нойтолщи материнской породы. I

^Непосредственным результатом почвенной эрозии является резкое
снижение продуктивности эродированной площади. Так, по данным
С. А. Богоявленского и А. С. Фатьянова, урожай сельскохозяйствен-
ных культур на смытых лесостепных почвах меньше, чем на несмытых:
на слабосмытых на 22—26%, на среднесмытых — на 49—58% и на
сильносмытых — на 62— 69%. Снижение продуктивности зависит
от большой потери питательных веществ, особенно форм, усвояемых
растениями, которые содержатся в верхних слоях почвы, главным об-
разом в гумусовом горизонте.

Особенно следует подчеркнуть потерю соединений азота и микро-
флоры, которые почти целиком находятся в гумусовом горизонте.

Эрозия ухудшает физические свойства почвы, разрушая структур-
ный гумусовый горизонт. На поверхности оказывается плотная бес-
структурная горная порода, трудно проницаемая для корневых систем
растений. Эта порода обладает также и малой водопроницаемостью,
в силу чего поверхностный сток резко усиливается и водный режим
почвы ухудшается. Последнему способствует и потеря значительной
доли зимне-весенних осадков.

Сказанное выше относилось по преимуществу к водной эрозии.
Однако и ветровая эрозия представляет собой явление тоже весьма
опасное. Особенно опасны черные бури; они вызывают гибель посевов
на многих сотнях тысяч гектар. Страдающие от бурь территории теряют
огромное количество самого плодородного—пахотного — слоя почв.

Из сказанного ясно, что эрозия почвы наносит сельскому хозяй-
ству и другим отраслям народного хозяйства огромный ущерб. Поэ-
тому борьба с ней является, как указывается в решениях Централь-
ного Комитета КПСС и Совета Министров СССР «О неотложных мерах
по защите почв от ветровой и водной эрозии» (1967 г.), одной нз важ-
нейших государственных задач в системе мероприятий по дальнейшему
развитию сельскохозяйственного производства в стране. В этом реше-
нии ЦК КПСС и Совета Министров СССР указан и комплекс организа-
ционно-хозяйственных, агротехнических, лесомелиоративных и гид-
ротехнических противоэрозионных мероприятий, часть из которых
будет рассмотрена ниже.

Эрозия почв широко распространена как у нас, так и за рубежом.
Страной, в которой ускоренная эрозия достигла особенно больших раз-
были Соединенные Штаты Америки. При общей площади
гчП \ равной 8 млн. /см’, на одной десятой ее территории поч-
^И1ЫЙ слой был смыт более чем на ’/< своей мощности, а на трети
mniiMTM смыв достиг */< — •/« мощности почвенного слоя. Та-
развитие эрозии почв в США явилось естественным следствием
шпнического отношения к почве, неизбежного для страны с частно-
капиталистическим способом сельскохозяйственного производства.
Однако в этой же стране впервые была организована и планомерная
Г«)пьба с эрозией почв. В тридцатых годах текущего столетия в США
ло инициативе крупного ученого X. Беннета была организована спе-
циальная Служба Охраны почв. На опытных станциях были разра-
ботаны многочисленные приемы борьбы с эрозией почв и ее послед-
ствиями, которые затем и начали внедряться в сельское хозяйство,
как это не было трудно при частной собственности на землю. За три-
дцать с лишним лет своего существования Служба Охраны почв до-
стигла значительных успехов, и в настоящее время площадь земель,
поврежденных эрозией, в США заметно сокращается.

В СССР, по данным С. С. Соболева (1969), подвержено водной эро-
зии около 60— 80 млн. га, из которых 50 млн. падает на европейскую
часть Союза. Ветровой эрозией охвачено около 30—40 млн. га. Площадь
оврагов н эродированных балок в СССР достигает 4,5—5 млн. га.
Эрозия наблюдается и в лесной области.

Наиболее сильно эрозионные процессы проявляются в горных
районах Средней Азии.

Эрозия почв в СССР частично является наследием дореволю-
ционного времени с его чересполосицей, хищническим землепользо-
ванием и примитивной агротехникой.

Однако было бы неправильно искать только в прошлом причины
современной распространенности эрозии почв. Несмотря на большое
внимание, которое уделяется борьбе с эрозией почв правительствен-
ными органами, эффективность этой борьбы до сего времени остается
недостаточной. Это зависит от продолжающегося пренебрежения эле-
ментарными правилами протнвоэрозионной агротехники (например,
до сих пор практикуется пахота вдоль склонов), от недоучета свойств
почв (например, совершенно недопустима распашка больших массивов
супесчаных почв, легко подвергающихся дефляции), от отсутствия
правильной организации территории и от целого ряда других причин.

Все эти причины вполне устранимы, и современная агрономиче-
ская наука, начиная еще с довоенного времени, накопила большой ма-
териал, позволяющий эффективно планировать и использовать проти-
воэрозионные мероприятия. Их осуществление в нашей стране зна-
чительно облегчается системой крупного колхозного и совхозного
землепользования, при котором протнвоэрозионные мероприятия и их
истемы могут охватывать не отдельные клочки территории, а целые
системы водоразделов и водосборов.

Нужно помнить, что хотя ускоренная эрозия и является резульга-
м неправильного хозяйственного воздействия человека на почву,
человек же располагает и совокупностью приемов, позволяющих
Р°ться с этим злом. И если простая распашка целинных почв вызы-
вает усиленную эрозию, то правильная агротехника позволяет резко
ослабить последнюю вплоть до полного ее подавления.

В основе всех водно-эрозионных явлений лежит прежде всего!
поверхностный смыв, т. е. плоскостная эрозия. Остальные явления
развитие оврагов, дренирование ими местности, образование ополз^Н
обмеление рек — представляют собой последствия плоскостной эрозии*

Мероприятия по борьбе с эрозией могут быть предупредительными.
т. е. имеющими целью предупредить возможность развития эрозий
в таких условиях, которые благоприятствуют ей. Они могут быть и
направленными на ликвидацию уже имеющихся эрозионных явлений
и их последствий.

К числу предупредительных мероприятий относится прежде всего:
правильное размещение различных угодий, т. е. правильная органи-

Рис. 5Я. Террасированный склон, засаженный деревьями

запия территории. Угодья должны размещаться с учетом условий, спо-
собствующих развитию эрозии. Так, например, на более крутых скло-
нах следует оставлять лесные насаждения, как наиболее хорошо за-
щищающие почву от эрозии, или отводить такие площади под луга.
Пахотные земли нужно располагать, наоборот, на наиболее пологих
и горизонтальных участках.

Далее, к числу предупредительных мероприятий относится целе-
сообразное использование угодий: правильные рубки в водоохранных
лесах; регулирование выпаса в лесах и на луговых участках, располо-
женных на склонах; введение севооборотов с большим травяным кли-
ном; правильная вспашка, заключающаяся прежде всего в том, что
борозды должны быть направлены поперек склона, а не вдаль. Еще
лучшим приемом, хотя и более сложным, является так называемая
контурная всцашка, когда борозды идут по горизонталям, следуя за
изгибами склонов. Существенную роль играет зяблевая вспашка, ко-
торая повышает водопроницаемость почвы и создает микрорельеф,
способствующий задержанию на пашне талых вод. Если распашке под-
лежат крутые склоны (например, в горном земледелии), необходимо
сразу же при освоении новой территории прибегать к террасированию
склонов, т. е. придавать склону ступенчатый профиль, ограждая сту-
пеньки (террасы) с наружной стороны валиками (рис. 58). Валики за-
держивают влагу, и она впитывается в дно террас.
₽ _ странах Юго-Восточной Азии сплошное террасирование высо-
крутых склонов в течение многих столетий успешно применяется
к”* возделывания даже риса — культуры, требующей периодического
Отопления полей.

33 В числе мероприятий, направленных на борьбу с последствиями
», одно из первых мест занимает облесение эродированной терри-
ЭГ°ни Лесные насаждения скрепляют почву корнями и способствуют
1 пэнию хорошей прочной структуры почвы, поверхность которой при
t"*M защищена подстилкой. Увеличивая водопроницаемость почвы,
насаждения способствуют уменьшению поверхностного
стока вплоть до полного его прекращения. Они перехватывают поверх-
ностный сток, возникающий на расположенных выше безлесных участ-
ках. способствуют задержанию и накоплению снега, уменьшают силу
«яров. Все это, взятое в целом, приводит сначала к ослаблению, а
потом и полному прекращению поверхностных смывов и роста овра-
гов, улучшению водного режима местности, уменьшению количества
мелкоземлистого материала, сносимого в реки, а следовательно, к
уменьшению их обмеления и пр. В этих случаях особенно ярко прояв-
ляется почвозащитная роль леса.

Огромное значение имеет создание на склонах водопоглотительных
полос, которые способствуют прекращению поверхностного стока и
переводу его в почвенный или грунтовый (см. рис. 57).

Полезащитные лесные полосы служат важнейшим средством и
для борьбы с ветровой эрозией, так как они значительно снижают ско-
рость ветра и тем самым ослабляют его почворазрушающее действие.
В 1969 г. в совхозе «Гигант», расположенном в области развития силь-
нейших черных бурь, почва и озимые посевы сохранились благодаря
наличию на полях совхоза системы лесных полезащитных полос более
чем тридцатилетнего возраста.

Наряду с облесением для борьбы с эрозией имеет значение введе-
ние посевов многолетних трав, о которых уже упоминалось. Улучшая
почвенную структуру, они повышают водопроницаемость почвы, и
следовательно, понижают поверхностный сток, а тем самым и эрозион-
ные процессы. Корни трав скрепляют почву и предохраняют ее от раз-
рушения водой и ветром. Вместе с тем многолетние травы, разрыхляя
своими корнями почву и обогащая ее в результате разложения корне-
вых остатков гумусом, азотом и зольными веществами, в доступной для
растений форме, служат наиболее мощным средством восстановления
плодородия смытых почв и его дальнейшего повышения.

Для предупреждения развития ветровой эрозии целесообразно
сельскохозяйственные культуры располагать узкими полосами, чере-
дующимися с полосами, занятыми многолетними травами.

Там, где это необходимо, посевы многолетних трав следует делать
склоЛПТС'-ЬНЫе СРОКН* т- е- прибегать к задернению эродированных
нов°1?В ^Г° меР°пРиятие рекомендуется сочетать с облесением скло-
’ а смытых почвах склонов может иметь значение также культура
«иоголетнего люпина.

ИгГаюаК°НеЦ’ сУщественную Роль в борьбе с последствиями эрозии
У т инженерные сооружения: водозадерживающие валы и канавы,
террасы, плотины и запруды в оврагах, различные водоотводные соо-
ружения (лотки, водоспуски и пр.).

Каждое из рассмотренных мероприятий по борьбе с эрозией имеет
самостоятельное значение, будучи направлено на борьбу с тем или иным
явлением Но всестороннего и максимального эффекта можно добиться
лишь путем сочетания этих мероприятий, т._е. путем применения их
в виде целой зональной системы, построенной применительно ко всем
местным природным и хозяйственным условиям.

Восстановление утраченного в результате эрозии почвенного слоя
является очень трудной задачей и требует длительного времени, по>
тому нужно стремиться предвидеть возможность появления эрозш
ных явлений и своевременно их предупреждать.
ГЛАВА IX

ПЛОДОРОДИЕ ПОЧВЫ И ОБМЕН МИНЕРАЛЬНЫМИ
ВЕЩЕСТВАМИ И АЗОТОМ МЕЖДУ ПОЧВОЙ
И ДРЕВЕСНОЙ РАСТИТЕЛЬНОСТЬЮ

ПЛОДОРОДИЕ ПОЧВ

Повышение продуктивности древесных насаждений — одна из
важнейших задач лесного хозяйства.

Продуктивность древесных насаждений того или иного состава
зависит от плодородия почвы и климатических условий. Из климати-
ческих условий главное место занимают условия увлажнения, которые
влияют на продуктивность насаждений через водный режим почвы,
и тепловые условия, которые влияют главным образом непосредственно.

Акад. В. Р. Вильямс называл плодородием способность почвы обес-
печивать растения в максимальных потребных количествах питатель-
ными веществами и влагой.

Плодородие — существенный качественный признак, отличаю-
щий почву от горной породы. Нельзя, конечно, утверждать, что
горные породы, даже плотные, полностью лишены плодородия. Даже
на поверхности скал, состоящих из кристаллических горных пород,
могут селиться бактерии, грибы, лишайники и мхи. Однако масса жи-
вого вещества, которая может образоваться и существовать в этих ус-
ловиях, чрезвычайно мала; это дает нам право сделать вывод о том,
что и плодородие этих горных пород ничтожно.

Однако с течением времени их плодородие начинает постепенно
нарастать. Разрушаясь в процессе физического и химического вывет-
ривания, горные породы постепенно приобретают водоудержнвающую
способность, которая становится тем больше, чем тоньше раздроблена
9Р°Да. С появлением волоудерживающей способности улучшается
°осспечение водой организмов, поселяющихся на продуктах выветри-
дц.”*”' Одновременно возрастает и обеспеченность питательными ве-
МИ) ГЛ‘ ' Говорнлось о том, что в процессе выветривания первичные
ералы распадаются на простые первичные продукты выветривания,
причем многие из этих продуктов оказываются относительно легкорас-rj
воримымн в воде и поэтому обладают заметной подвижностью. q||
скольку вода атмосферных осадков в общем имеет тенденцию стекатЗ
с материков в океаны, постольку и продукты выветривания также Имеют
тенденцию с той или иной скоростью сноситься в океаны. На
дне оксанов возникают осадочные породы, которые впоследствии могут
благодаря тектоническим движениям снова оказаться на суше. '

Нетрудно видеть, что этот большой геологический круговорот
веществ в целом имеет своим следствием обеднение коры выветривания
различными окислами, в том числе и питательными веществами.

Живые организмы, поселяющиеся на поверхности суши (например,
лишайники на поверхности скал), с самого момента своего появления
начинают вносить существенные изменения в указанный процесс.
Обладая избирательной поглотительной способностью, они концентри-
руют в своих телах различные элементы в иных соотношениях, чем
те, в которых эти элементы содержатся в исходных породах или про
дуктах выветривания (табл. 43).

Из данных таблицы следует, что состав золы лишайников зна-
чительно отличается от состава породы. В последних трех строках
таблицы вычислена интенсивность поглощения по методу акад.
Б. Б. Полынова, т. е. отношение содержания данного окисла в золе
лишайника к его содержанию в горной породе. Величины интенсив-
ности поглощения характеризуют избирательность в поглощении
растениями различных элементов. Выписав величины интенсивности
поглощения в порядке их убывания, получим следующие ряды:

Черный	К : 16,7	S :	16,0	Р	:	14,8	Na	:	2.4	Са	:	1,0	Mg	: 0,64

лишайник А1 : 0,64 Fe : 0,54 Si : 0,46

Серый	S : 14,0	Р :	13.7	К:	11.4	Са	:	3,5	Na	:	1.8	Mg	: 0.66

лишайник	Al : 0,49	Fe : 0,38	Si	:	0,39

Зеленый	S : 15,0	P :	14,8	К	:	11,2	Са	:	3,7	Na	:	2.1	Mg	: 0,69

лишайник Al : 0.54 Fe : 0.41 Si: 0,15

Мы видим, что наиболее сильно концентрируются в телах расте-
ний сера, фосфор и калий, в меньшей мере кальций и натрий. Осталь-
ные элементы — магний, кремний, железо, алюминий — не концент-
рируются.

Отмирая, живые организмы обогащают содержащимися в их телах
зольными элементами поверхность коры выветривания, благодаря
чему и в последней начинает наблюдаться концентрация тех же эле-
ментов, которые накапливаются в живых организмах, а также азота,
который в первичных породах отсутствует *. Одновременно начинается
накопление органического вещества — гумуса.

Таким образом, большому геологическому круговороту веществ
противопоставляется другой — малый биологический круговорот.

1 Организмы, живущие на обломках плотных горных пород, получают азот
из воздуха, в котором при грозовых разрядах образуются окислы азота н аммиак-
Кроме того, некоторые низшие растения обладают способностью усваивать элемен-
тарный азот из воздуха Возможно, что и часть серы растения получают из воз-
духа. где она может содержаться в составе пыли н сернистого газа.
Валовой химический состав сиенита и состав золы выросших на нем лишайников (ио данным И. А. Ассмнг)

Содержание окислов (в % от веса минеральной части) и интенсивность их поглощении	SiO,	Al,О, Fe.O, P.O, СаО	МеО К,0	Na,О	SO, сумма
Объекты исследования	

Следы	8,34	5.17	16*0
1,85 |	5	3,29	3,83
S	8	Г-	8
	ctf 04	00~	00



сч

1	4.23	4.31	4^3
I 91'8	8.26	S R	30,15
$	SJ	S	8
о		(sS	«f
! $	я		Я
		irf	b-f
			
$			•
Жанне 2024 1	13,00	9,82	eo'u
			
	3	2	К
и «г ’Т	04	ас	со'

	со1	еч »-w	—-	
	1 0,64 I	99'0	0,69
'"'ч	О	й	3,7
§ с:		й	5
>4			
§	<с	S о	0,41
	1 0.64 1	05 -т О	3  О
шэсть пог.	0,46	05  С	0,15
			«
			я  «  •
			
			i
		-ш	
			1
	2	1  3	S  •Э
	8	1	J
	гый лишайник (Gt	4Й лишайник (Pat	ный лишайник (F
	С у	ь	с  <3	1
С течением времени концентрация и количество питательных ве-
ществ в верхних слоях коры выветривания нарастают, па смену цер,
воначальным примитивным растительным группировкам, состоящим
из бактерий, грибов, лишайников и водорослей, приходят все более
требовательные к почвам группировки, вплоть до высших растений.
Появление высших растений знаменует существенное количественное
изменение в малом биологическом круговороте, которое заключается
в том, что корни высших растений, проникая в более глубокие слои
коры выветривания и усваивая из них зольные элементы в соотноше-
ниях, определяемых биологическими особенностями растений, пере-
носят их в ее поверхностные слои. Тем самым малым биологическим
круговоротом охватывается уже не только поверхность коры выветри-
вания, а некоторая ее толща. Кроме того, с появлением высших зеле-
ных растений с их энергичной фотосинтетической деятельностью сопря-
жено резкое увеличение количества органического вещества, посту-
пающего в почву. Этот момент может быть и следует считать началом
качественного превращения верхних слоев коры выветривания в почву.

Биологический круговорот зольных веществ является тем процес-
сом, который на длительное время задерживает в верхних слоях коры
выветривания, превратившихся в почву, многие существенно важные
для растений питательные вещества, предохраняя их от вымывания,
которому они могли бы подвергнуться в большом геологическом кру-
говороте. Иными словами, биологический круговорот зольных эле-
ментов является причиной возникновения, развития и поддержания
плодородия почвы в той его части, которая определяется обеспечен-
ностью растений зольными элементами и азотом.

К сказанному необходимо добавить, что результатом биологиче-
ского круговорота элементов является не только концентрация неко-
торых из них в почве, но и накопление их в форме таких соединений,
которые после разложения растительных остатков микроорганизмами
оказываются для растений гораздо более доступными, чем те, в кото-
рых эти элементы содержались в первоначальных породах. Биологи-
ческому же круговороту обязана аккумуляция в почве азота —
существенный фактор развития плодородия.

Кроме способности обеспечивать растения влагой и питательными
веществами, почва должна снабжать корни растений кислородом,
что также является важным элементом плодородия. Необходимо ука-
зать, что кислород и влага в этом отношении являются как бы анта-
гонистами. Чем больше в почве влаги и чем она, следовательно, до-
ступнее для растений, тем выше заполненность почвенных пор водой
и тем с большим трудом внешний воздух — источник кислорода для
корней — может проникать в почву.

Антагонизм между влагой и кислородом легко разрешается в ком-
коватой почве, в которой влага содержится главным образом во внут-
риагрегатных порах, а воздух заполняет поры межагрегатные. В этих
условиях корни растений могут беспрепятственно и одновременно
снабжаться и кислородом, и водой, и питательными веществами.

Существенным условием плодородия является также отсутствие
в почве некоторых веществ, вредных для произрастания растении.
аПример многих легкорастворимых солей, сернистых соедине-
ний «пр.

Необходимо, наконец, упомянуть н о том, что почва — это та
лирическая среда, в которой коренится растение. Она имеет особенно
г'инюе значение для древесных растений, обладающих высоким
постом и большой кроной. Во время ветра деревья, особенно опушеч-
одиноко стоящие и входящие в состав разреженных насаждений,
испытывают весьма большое механическое давление на кроны, кото-
рому противостоит сопротивление корневой системы, механически
связанной с почвой. Ветровальность деревьев определяется как фор-
мой их корневых систем, так и связностью почвы.

Плодородие почвы — понятие многогранное. К. Маркс различал
разные виды плодородия: естественное, искусственное, потенциальное,
эффективное и др.

Естественное плодородие присуще любой почве как природному
телу- С момента когда почва становится средством производства,
когда она начинает обрабатываться, удобряться, искусственно засе-

ваться различными растениями и подвергаться другим агротехниче-
ским, мелиоративным или лесохозяйственным воздействиям, природ-
ное плодородие ее изменяется и она приобретает искусственное плодо-
родие. Высота его зависит не только от уровня естественного плодо-
родия, но и главным образом от социально-экономических условий,
от уровня развития производительных сил общества, развития науки
и техники. В этом смысле К. Маркс пишет, что «плодородие вовсе не
в такой степени является естественным качеством почвы, как это может
показаться: оно тесно связано с современными общественными отноше-
ниями» ’. В другом месте он поясняет: «хотя плодородие и является объ-
ективным свойством почвы, экономически оно все же постоянно подра-

зумевает известное отношение — отношение к данному уровню разви-
тия земледельческой химии и механики, а потому и изменяется вместе
с этим уровнем развития»г.

Потенциальное плодородие определяется общим (валовым) запа-
сом питательных веществ в почве. Оно нередко называется богатством
почвы.

Действительное, или эффективное, плодородие зависит от наличия
в почве доступных для растений форм зольных элементов и азота,
наличия воды, кислорода воздуха и других благоприятных условий
для развития растений. При этом «с развитием естественных наук и
агрономии изменяется и плодородие земли, так как изменяются сред-
ства, при помощи которых элементы почвы делаются пригодными для
немедленного использования» ’.

Плодородие почвы можно прогрессивно повышать. К. Маркс
Указал, что «земля, напротив, постоянно улучшается, если правильно
вращаться с нею».4

стп 17?'ЛаРкс и *• Энгельс. Нищета философии. Соч., т. IV, 1955,
я пь. Господитиздат.

з К. Марк с. Капитал, т. Ill, ч. I н II, кн. 3. Госполитиздат, 1951, стр. 664.

« 11 а м ж е, стр. 783.

1 а м же, стр. 794.
Ярким примером того, что плодородие почвы зависит от социально,
экономических условий, является судьба системы мероприятий по
борьбе с засухой, разработанной В. В. Докучаевым еще в 90-х годах
прошлого столетия. В обстановке частной собственности на землю
при капиталистическом строе эта система, несмотря на все свои явно
положительные стороны, не смогла найти применения в жизни. И лишь
в наше время, в условиях сплошной коллективизации, при государ-
ственной собственности на землю система Докучаева, дополненная
позднейшими достижениями агрономической науки, становится мощ-
ным орудием в деле поднятия продуктивности сельского хозяйства.

Эффективное плодородие почвы можно повышать различными
приемами земледелия и лесоводства. Но во всех случаях оно должно
опираться прежде всего на закон равнозначимое™ факторов жизни
растений (обеспеченность растений питательными веществами — азо-
том, фосфором, калием и т. д., влагой, светом, теплом и др.), который
был сформулирован акад. В. Р. Вильямсом: «Ни один из факторов
жизни растений не может быть заменен никаким другим», или: «Все
факторы жизни растений безусловно равнозначимы». Эго значит, что
между факторами жизни растений нет ни более, ни менее важных.
Разница может заключаться лишь в том, что один фактор требуется
в большом количестве, а другой — в ничтожно малом. Но это не гово-
рит о том, что второй менее важен.

Следовательно, ставя своей задачей повышение плодородия,
необходимо одновременно действовать на все факторы. Только таким
путем можно добиться прогрессирующего нарастания плодородия.
Разумеется, что для каждой конкретной совокупности условий нужно
находить ведущий фактор, на который и воздействовать в первую
очередь, а затем уже на все остальные факторы. Если же действовать
только на один какой-нибудь фактор, то каждая последующая прибавка
урожая будет все меньше и меньше.

Уменьшение эффекта от прибавки всякого последующего равно-
великого количества фактора в буржуазной науке получило название
«закона убывающего плодородия». В общем виде суть «закон убываю-
щего плодородия» такова: каждое добавочное вложение труда и капи-
тала в землю сопровождается не соответствующим, а уменьшающимся
приращением количества добываемого продукта.

Несостоятельность этого метафизического «закона» доказал
В. И. Ленин. В работе «Аграрный вопрос и «критики Маркса» он пишет:
«...«закон убывающего плодородия почвы» вовсе не применим к тем
случаям, когда техника прогрессирует, когда способы производства
преобразуются; он имеет лишь весьма относительное и условное при-
менение к тем случаям, когда техника остается неизменной» *.

В указанной работе В. И. Ленин вскрыл и классовую сущность
этого «закона». «Закон» понадобился буржуазным ученым для того,
«чтобы оставить в тени капиталистические препятствия земледельче-

1 В. И. Лени н. Аграрный вопрос и «критики Маркса». Со5р. соч.
В. И. Ленина. Изд. 5-е, т. 5, стр. 102. Госполитиздат, 1959.
прогрессу, чтобы свалить все на естественный «закон убываю-
щей’ плодородия почвы»

щ Пжезакон убывающего плодородия, провозглашающий ограничеи-
«лсть увеличения плодородия почв, звучит в унисон с учением Маль*
' -а об ограниченности средств существования. Основная идея реак-
Хонного учения Мальтуса заключается в том, что численность наро-
понаселеиия возрастает быстрее, чем количество средств существова-
ния Отсюда вытекает признание бедности, нищеты и порока неизбеж-
ными атрибутами человеческого общества, ограничивающими числен-
ность народонаселения.

Ошибочность «закона убывающего плодородия» и учения Маль-
туса на конкретных примерах была показана также акад. Д. Н. Пря-
нишниковым. Анализируя развитие земледелия в Западной Европе за
период с конца XVIII в., Д. Н. Прянишников установил, что темпы
повышения сельскохозяйственной продукции в Западной Европе за
150 лет характеризуются пропорцией I2 : 2* : З2, т. е. нарастают
с ускорением, а не так, как думал Мальтус, полагавший, что увеличе-
ние продукции происходит по закону арифметической прогрессии.

Повышение продуктивности сельскохозяйственного производства
было достигнуто рядом мероприятий: сначала заменой трехполья
плодосменом с одновременным введением посевов клевера и корне-
плодов, затем значительным повышением агротехники, что позволило
избавиться от сорных трав, и, наконец, внедрением минеральных
удобрений, которые подняли значение и клеверосеяния и внесения
навоза. Все это вместе взятое позволило Д. Н. Прянишникову гово-
рить о существовании закона возрастающего плодородия.

Выводы Д. Н. Прянишникова подтверждаются статистическими
данными об урожаях в Германии, которые мы находим у Э. Рюбезама
и К. Рауз. Они установили, что ежегодный прирост урожайности
перед началом первой мировой войны в Германии составлял 1,5%.
Благодаря увеличению площади под пропашными культурами и дру-
гими высоко урожайными культурами ежегодная средняя произво-
дительность растениеводческой продукции возрастала в период с 1880
по 1930 г. на 2%, а с 1930 по 1940 г. — на 3%. Прирост населения
в Германии составлял за это же время 1,2% в год. Таким образом и
эти данные полностью опровергают учение Мальтуса.

Постоянное прогрессирующее повышение плодородия почв яв-
ляется важнейшей задачей земледелия. Оно достигается введением
передовой системы земледелия, т. е. применением правильных сево-
оборотов. правильной обработки почвы, ее удобрением, а также при-
менением различных мероприятий, направленных на улучшение вод-
ного режима — осушение заболоченных земель, насаждение поле-
защитных лесных полос, орошение и др.

В лесном хозяйстве приходится иметь дело преимущественно
естественным плодородием почвы. Активное воздействие на него на
₽°мных площадях, занимаемых лесами, с помощью тех же приемов,

В и	Л*” и и. Аграрный вопрос и «критики Маркса». Собр. соч.

•Ленина. Изд. 5-е, т. 5, стр. 153. Госполитиздат, 1959.
которые применяются в сельском хозяйстве, пока ограничено. Однако
это не значит, что человек бессилен воздействовать на природное
плодородие лесных почв.

КРУГОВОРОТ ЗОЛЬНЫХ ВЕЩЕСТВ И АЗОТА
ПОД ЛЕСНОН РАСТИТЕЛЬНОСТЬЮ

Растения, как известно, получают из почвы зольные элементы
(элементы, остающиеся в золе растения после его сжигания) — каль-
ций, магний, калий, натрий, железо, алюминий, кремний, марганец
фосфор, серу, хлор. К ним следует присоединить и азот, поскольку
его источником служит также почва, хотя зольным элементом он не
является, так как при сжигании растения превращается в газообраз-
ные соединения.

Кроме перечисленных элементов, составляющих основную массу
золы, растение получает из почвы медь, бор, иод, фтор и некоторые
другие «.микроэлементы». Последние также, хотя и в ничтожных коли-
чествах, совершенно необходимы как для растений, так и для живот-
ных, питающихся этими растениями. Недостаток микроэлементов
ведет нередко к тяжелым заболеваниям.

Круговорот зольных веществ, создаваемый лесной растительно-
стью, заключается в извлечении растениями этих веществ из почвы,
построении из них новых соединений, поступлении зольных соедине-
ний обратно в почву и их превращениях в последней.

Зольные элементы и азот поступают в растения преимущественно
в виде ионов, которые могут находиться в почвенном растворе или
в обменном состоянии и тогда они усваиваются растениями беспре-
пятственно. Однако некоторые из этих элементов встречаются в почве
в виде труднорастворимых в воде соединений. В почвенном растворе
они дают весьма низкие концентрации, не обеспечивающие потреб-
ности растений. В таких случаях растения вынуждены усваивать эти
элементы из твердой фазы, т. е. из нерастворимых солей.

Источником азота, как правило, являются ионы NH* и NO»,
находящиеся преимущественно в почвенном растворе (Nlh может
встречаться и в форме обменного иона). Кроме того, в снабжении азо-
том древесных растений большую роль играет микориза, о которой
подробнее будет сказано ниже.

В гл. IV мы уже указывали, что для различных типов леса харак-
терно питание различными формами соединений азота в зависимости
от условий увлажнения, кислотности, содержания в почве битумов
и т. д.

Кальций, магний, калий и натрий находятся в почвенном раст-
воре в виде свободных ионов тех или иных растворимых солей, или
встречаются в почве в форме обменных катионов, которые, как это
доказано опытами, могут усваивать растения. Источником ионов
кальция могут служить также твердые частицы его труднорастворимых
солей: карбоната кальция (кальцита) и сульфата кальция (гипса).

Фосфор встречается в почвах преимущественно в форме трудно-
растворимых солей с кальцием, железом и алюминием. Ввиду малой
воримости этих солей концентрация фосфатных ионов РО’*,
' Ц..РО» в почвенном растворе обычно очень незначительна,
л™тому растения вынуждены извлекать эти ионы и из нерастворимой
Р^У сплей. Более доступны кальциевые соли, менее доступны соли
ча5леза и алюминия. Растениями может быть использован ион РОГ,
родящийся в почве и в поглощенном состоянии, обычно также
Иасвязи с железом и алюминием.

• Сульфатный аннон БОГ в незасоленных почвах встречается в ма-
ых количествах и целиком находится в почвенном растворе.

’ Ион ортокремневой кислоты SiOJ" содержится в почвенном раст-
воре обычно в концентрации, значительно превышающей потребность
растения в кремнии.

г Ион двухвалентного железа Fe2+ в незаболоченных почвах встре-
чается в весьма малых количествах, но в отдельных микропорах почвы,
наполненных водой, восстановительные процессы, в том числе и вос-
становление железа, могут идти непрерывно даже при хорошей общей
аэрации почвы. Поэтому постоянное новообразование ионов Fe2‘,
требующегося для растений в очень малых количествах, в большей
части почв обеспечено. И только в некоторых почвах, особенно богатых
карбонатом кальция, который препятствует переходу железа в раствор,
может иметь место «железное голодание» растений, внешне проявляю-
щееся в виде хлороза, т. е. бледно-зеленой окраски. Это явление
иногда наблюдается, например, у сосновых насаждений, произрастаю-
щих на перегнойно-карбонатных почвах.

Таким образом, способность почвы обеспечивать растения тем
или иным зольным и азотным элементом зависит не от общего запаса
данного элемента в почве, а от присутствия определенных его соеди-
нений, которые могут усваиваться растениями, и наличия условий,
обеспечивающих возобновление этих усвояемых форм за счет других
соединений данного элемента.

Процесс усвоения растениями различных ионов представляет
собой не простое поглощение их, а поглощение обменное (Д. А. Са-
бинин и др.).

Обменное поглощение заключается в том, что, усваивая то или
иное количество катионов или анионов, растение отдает в обмен на них
эквивалентное количество других катионов или анионов. Такими ио-
нами являются чаще всего ионы П' и НСО;, которые образуются в ре-
зультате выделения корнями углекислоты. Растение может выделять
11 Другие ионы: например, катионы кальция и анионы некоторых орга-
нических кислот. Выделение органических кислот характерно, по-види-
**°МУ> для тех случаев, когда на корнях растений имеется микориза.

Сгстав золы растений зависит как от их биологических особенно-
сти, так и свойств и состава почвы и других причин. Однако можно
Сказать и на некоторые общие характерные черты, присущие составу

1ы растений, в частности древесных. В табл. 45 приведен состав
листьев и древесины трех древесных пород, состав золы двух
0бшЗЦ0В тРавя,,ист°й растительности и (для сравнения) состав трех
ляп ЗЦ°В Рыхлых пород. В последней графе таблицы даются молеку-
Рные отношения кремнезема, суммы полуторных окислов и суммы
оснований, т. е. трех важнейших групп окислов, входящих в состав
золы растений, почв и пород. Состав горных пород в таблице дан с
исключением из него кремнезема кварца, являющегося инертной ча-
стью пород.

Уже самые величины процентного содержания отдельных окис-
лов указывают на то, что зола растений по составу сильно отличается
от горных пород, но особенно отчетливо это различие подчеркивается
величинами молекулярных отношений.

Очень сильно зола растений обогащена фосфором и серой, содер-
жание которых в ней колеблется соответственно от 4,7 до 9,6 и от 0,7
до 5,2%, в то время как в горных породах содержание этих компонен-
тов лежит в пределах от 0,01 до 0,1%.

Зала растений также сильно обогащена основаниями (особенно
кальцием и калием), сумма которых во всех случаях занимает первое
место в ее составе, всегда значительно превосходит содержание крем-
незема и резко превосходит содержание полуторных окислов. В гор-
ных породах основания всегда стоят на последнем месте, значительно
уступая и полуторным окислам и тем более кремнезему. При этом ха-
рактерно преимущественное накопление СаО в древесных растениях,
а К2О — в травянистых. MgO накапливается, но в меньшей степени,
NasO в золе растений и в породах содержится примерно в одинаковых
количествах.

Содержание кремнезема в золе растений значительно, но все же
меньше, чем в горных породах. Окись железа ведет себя также. Окись
алюминия (в табл. 44 данных нет) поступает в растения в небольших
количествах и только в некоторых немногих видах растений, напри-
мер в плаунах, ее содержание может достигать десятков процентов
от веса золы.

Таким образом, растения, корневые системы которых могут
достигать разных слоев почвы, извлекают минеральные элементы из
этих слоев в совершенно ином соотношении, чем они содержатся в по-
следних. Растительные остатки, содержащие зольные элементы, рано
или поздно поступают на поверхность почвы или в ее верхние гори-
зонты. При разложении остатков минеральные элементы освобож-
даются. Тем самым растительность создает поток минеральных ве-
ществ из более или менее глубоких горизонтов почвы на ее поверх-
ность. Восходящая биологическая миграция зольных веществ — один
из существеннейших элементов почвообразовательного процесса. От-
личительная черта этого потока, связанная с избирательной поглоти-
тельной способностью растений, — преобладание в его составе осно-
ваний: СаО и К-О, высокое содержание Р2О5 и SO3 и низкое содержа-
ние полуторных окислов.

На фоне этой общей закономерности проступает влияние вида
растения на количество и состав золы. Различные растения, вырос-
шие на одной н той же почве, извлекают из нее зольные элементы
в разных соотношениях и разных количествах (табл. 45).

Значительная разница в количестве и соотношении извлекаемых
элементов показывает, что избирательная поглотительная способность
растений зависит от их вида.
Состав эолы древесных н травянистых растений и состав йескварцеиой части нескольких рыхлых
горных пород (в % от веса прокаленного вещества)
Количество (г) зольных элементов, извлеченных дубом,
ясенем, вязом и кленом одинакового возраста (48 лет),
выросшими на одной и той же почве (по данным Н. I). Ремезова
и К. М. Смирновой)

Порода	SIO,	СаО	МдО	К,о	P.O*	N
Дуб		124	2450	278	672	190	1350
Ясень		63	597	119	312	195	280
Вяз		80	«17	56	302	207	189
Клеи		24	191	15	67	56	53

Состав золы одной и той же древесной породы может изменяться 4
в зависимости от характера почвы, ио эта изменчивость выражена
значительно слабее (табл. 46).

Перейдем теперь к вопросу об общей величине круговорота золь-
ных элементов и азота в лесных насаждениях.

Абсолютные величины круговорота зольных веществ и азота
в древесных насаждениях различного состава и возраста приведены
в табл. 47.

Как видно из данных таблицы, значительная часть зольных ве-
ществ и азота, ежегодно потребляемых насаждением, ежегодно же
возвращается в почву с опадающими органами растении: листьями,
хвоей, мелкими ветвями и т. п. При этом если в молодых насаждениях
доля возврата составляет около 50%, то в старых возврат достигает 90
и более процентов от величины ежегодного потребления.

Таблица 46

Содержание и состав золы в листьях осины и хвое ели на различных почвах
Центрального лесного заповедника (Калининская область)

Почва	Содержа- ние золы (в % от веса су- хого ве- щества)	Состав золы (в % от ее веся)					
		SiO,	ALO14-  4-PetO,	МпО	СаО	М«О	Р,О,
Сильноподзолистая		Хг  3,02	оя ели  14,9	4,6	4,3	31,8	5,3	6.6
Подзол		3.44	22,4	5,2	3,5	20,6	1.9	7.5
ТорЛяпо-подзолисто-глеевая	2.93	16,0	7,2	1,7	15,7	5,1	7.2
Торфяно-глеевая		3,07	10,8	3,9	2,9	26,4	6,2	1.9
Слабоподзолистая 		Лист  6,02	ъя осин  14,9	J  7,0	1,5	45,4	5,3	2,0
Сильноподзолистая 		7,09	13,1	6.9	1.0	49.4	4,7	6.9
Подзол		8.47	12,6	3,1	2.1	55.5	5,8	3,7
Торфя но-подзолисто-глеевая	5,93	22,8	2,5	2,4	43,7	6,9	3,0

Примечание. Все почвы развиты на одной и той же материнской породе
легком покровном суглинка.
Потребность в зольных веществах и азоте у разных пород весьма
различна. Наибольшей потребностью в общем обладают широколист-
венные породы (в данном примере липа), несколько меньшей — «3
и значительно меньшей — сосна.

Растительные остатки, поступающие на поверхность почвы
как мы знаем, постепенно разлагаются. Зольные элементы, находя’
щиеся в этих остатках, переходят при этом в свободное состояние
в виде различных солей и других более или менее «подвижных» сое-

Рис. 59. Вегетационный опыт, демонстрирующий относи-
тельное плодородие разных горизонтов лесной подзолис-
той почвы (по Б. А. Ганжа):

I — горизонт Ао (лесная подстилка), 2 — горизонт Л, (гумусо-
вый). 3 — горизонт А, (подзолистый). 4 — горизонт В (иллю-
виальный), S — горизонт С (материнская порода — легкий по-
кровный суглинок)

динений, которые обладают более или менее значительной раствори-
мостью. Благодаря этому они являются наилучшим источником пита-
тельных веществ для растений, так как по своей доступности превос-
ходят соединения, в форме которых питательные вещества находятся
в материнской горной породе. Для доказательства этого положения
приведем в табл. 48 и на рис. 59 результаты опыта, имевшего целью
получить сравнительную характеристику плодородия различных го-
ризонтов подзолистой лесной почвы.

Из данных таблицы следует, что плодородие подстилки оказалось
наивысшим по сравнению с другими горизонтами. Плодородие ниж-
них горизонтов, начиная от подзолистого, оказалось совершенно
ничтожным. Плодородие подстилки само по себе уже настолько ве-
лико, что даже внесение полного минерального удобрения не увели-
чило полученного на ней урожая.

Более высокое плодородие лесной подстилки и гумусового гори-
зонта объясняется главным образом наличием в них значительного
количества органического вещества — органических остатков, жн-
урожай зеленой массы ячменя, полученный на разных горизонтах
леской среднеподзолистой почвы без удобрения н на лесной подстилке
с полным удобрением (по данным Б. А. Ганжи)

Условия опыта

Цо«'-ря
сосуло„.
вИвражс"-
ад
нс р»с- -

Горизонт

Урожай
на сосуд.

9

1	Ао (лесная подстилка)	Без удобрения 		18.8
	>	С полным минеральным удобрением 		18,2
2	Ai (гумусовый)  А, (подзолистый)	Без удобрения . . ... .	6,2
3			0,2
4	В (иллювиальный)	> ......	0,3
5	С (материнская порода —лег- кий покровный суглинок)	> 		0,5

вого населения и гумуса — и вследствие этого наибольшей активно-
стью указанных горизонтов, особенно лесной подстилки (рис. 60).
Данные рисунка говорят о том, что наибольшей интенсивностью дыха-
ния, ферментативной активностью, аммонифицирующей и нитрифи-
цирующей способностью характеризуется лесная подстилка, несколько
меньшей — гумусовый горизонт и ничтожной — подзолистый и иллю-
виальный. Следовательно, результаты наблюдений над биологической
активностью лесных подзолистых почв полностью совпадают с дан-
ными вегетационных опытов Б. А. Ганжи.

Таким образом, действительно, лесной опад представляет собой
как бы естественное удобрение, содержащее все необходимые для
насаждения питательные вещества в формах, легкоусвояемых для
древесных растений. Поэтому не удивительно, что лесная подстилка,
особенно ее нижние слои, обычно густо пронизана как корнями ра-
стений напочвенного покрова, так и древесных. Отсюда вытекает не-
необходимость бережного отношения к лесному опаду, недопустимость
его вывоза из леса, как это практикуется в некоторых местах, и мак-
симального использования лесной подстилки и гумусового горизонта
при создании лесных культур и воспособлении естественному возоб-
новлению.

Говоря о минеральном и азотном питании древесных растений,
нельзя пройти мимо одного весьма важного явления — существова-
ния микоризы, открытой в 1881 г. Ф. М. Каменским.

Микоризой, или грибокорнем, называют симбиотическое сожи-
тельство древесных растений с различными грибами, особенно с ги-
•^номицетами. Различают эктотрофную и эндотрофную микоризу.
“ первом случае гифы гриба располагаются в межклеточных проме-
жутках корней и образуют чехлик, покрывающий корень снаружи,
втором — проникают внутрь клеток корня и чехлика не образуют,
с ‘^,1КоРнзой обладает подавляющая часть древесных растений.

благотворное влияние на развитие древесных растений доказано
149 V

П

Гор. А,

№.0

Гор. А,

Рис. 60. Биологическая активность дерново-подзолис-
тых суглинистых почв на покровных суглинках.
I — под широколиственным лесом (дендросад). II —
под елово-широколнственным лесом (дсидросад), III—
под елово-широколиственным лесом на пермских
карбонатных суглинках (Кеклалннская роща):

/ — пнтеясявность выделения СО, в ме/ч кв 1 кг сухой
почвы. 3 — активность инвертазы и миллиграммах инвер-
тированного сахара на 1 е сухой почвы. 3 — активность
каталазы н миллилитрах О, при 5-мииутноЙ экспозиции
на 1 а сухой почвы. 4 — аммонификацноиная способность
до компостирования в миллиграммах аммиачного N па I кг
сухой почвы. 5 — нитрификациоииая способность до ком-

Гор .4. 4,
' г 249,1
/51,1

^5.7

 еа

га,t

□

Гор 3,

’ Z74J

916

5.4 IJ 5.2,.

• am tol)

почвы. 6 — амминификацвОШ*
аммиачного N на I кг сухой

постнрованкл о миллиграммах нитратного N на I кг сухоА

НЯЯ способность после компостировании в миллиграммах пп.-Яцнни1 и па < ~	 .

почвы. 7 — ннтрифнкацмонная способность после компостирования п миллиграммах ни-
тратного N на I кг сухой почвы

многочисленными наблюдениями, но сущность этого явления еще не
вполне ясна. Можно предположительно указать на следующие явле-
ния, связанные с наличием микоризы.

Гриб, усваивая различные питательные вещества, часть их от-
дает растению-хозяину. Установлено, что количество углекислоты,

2 4в
пяемой корнями, значительно больше у корней, обладающих
ВЫДС изой. Следовательно, микориза способствует усиленному появ-
МИК ю ионов Н* и НСОз, обмениваемых растением на ионы, поглощае-
•’ые им из почвы. Более того,
микоризные грибы способны,
Хвиднмому. выделять не только
Углекислоту, но и некоторые
nooc№ органические кислоты,
Значительно более сильные,
нем угольная, а также фер-

менты.

Далее, несмотря на то, что
развитие корневых волосков
микоризой подавляется, ее на-
личие значительно увеличивает
общую площадь поверхности
корней. Гифы гриба как бы слу-
жат добавочными корнями дере-
ва, оказывая благотворное влия-
ние и на усвоение растениями
влаги.

Особенно нелика, по-види-
мому, рать микоризы в питании
деревьев азотом. Гриб может
усваивать азот в форме амино-
кислот, в дальнейшем передавая
часть их растению-хозяину. Тем
самым уменьшается потребность
последнего в минеральных фор-
мах азота и облегчается его
конкуренция за азот с микро-
организмами. Весьма вероятно,
что аналогичную роль микориза
играет и в питании древесных
растений фосфором и другими
мементами.

Рис. 6!. Дубовые сеянцы: слева — без-
микоризный, справа — микоризный (по
А. В. Бараиею)

Экспериментально дока-
зано, что наличие микоризы спо-
собствует лучшему развитию
глянцев н саженцев древесных
пород (рис.

Отсутствие зародышей микоризы грибов в почве иногда бывает
Ричиной неудач при закладке питомников и посадке культур, осо-
нно на площадях, не бывших ранее под лесом, например при лесо-
Р зведении в степях. На это уже много лет назад указывал Г. II. Вы-
Пкиц. в таких случаях необходимо вносить под культуру лесную
ВУ. содержащую споры этих грибов.
ПРОДУКТИВНОСТЬ ЛЕСНЫХ НАСАЖДЕНИИ

Продуктивность различных насаждений и круговорот веществ
в них различны (табл. 49).

Сопоставление величин запасов биомассы показывает, какое влия-
ние на продуктивность оказывают почвенные и климатические условия
С переходом от северной тайги к средней и южной, а затем к лесостепи
(дубравы) и к тропикам биомасса значительно возрастает. Также
изменяются величины опада и валового и истинного прироста. Запас
лесной подстилки в хвойных лесах более или менее одинаков, а в лесо-
степи и в тропиках резко снижается. Круговорот азота и, в особенности
минеральных элементов (потребление, возврат и накопление в насажде^
ниях) растет от северных лесов к лесостепи и особенно резко к тропикам.

Плодородие почв в сельском хозяйстве оценивается по урожай-
ности сельскохозяйственных культур. В лесном хозяйстве оценка
плодородия лесных почв может быть произведена по различным пока-
зателям: по биологической продуктивности на единицу площади (I га),
приросту древесной массы в ж3, га в год, по общему запасу древесной
массы (общей продуктивностью) в .и3 га при нормальной полноте (1,0),
бонитету насаждения, как показателю продуктивности леса, завися-
щей от условий местопроизрастания, преимущественно от климата и
лесорастительных свойств почв. Бонитет устанавливается по средней
высоте и возрасту преобладающей породы главного яруса по спе-
циальной бонитировочной таблице. В лесоводстве приняты пять основ-
ных классов бонитета: J, II, HI, IV, V. Кроме того, выделяют еще и
дополнительные классы: 1а, 16, Va и т. д., придав, таким образом,
бонитетной шкале открытую форму.

Наивысшая продуктивность насаждений характеризуется пер-
выми классами (la, 16, I) бонитетов, низшая — пятыми (V, Va) Для
лесных участков, непокрытых лесом, бонитет устанавливается по со-
седним лесным участкам, произрастающим в одинаковых условиях,
или по данным прежнего лесоустройства, когда эти участки таксиро-
вались как покрытые лесом. Наконец, суждение о лесорастительных
свойствах почв может быть основано не только на изучении их состава
и свойств, но и на составе древостоя, составе и состоянии подроста,
подлеска, живого напочвенного покрова и составе растений-индика-
торов. Учет состава насаждения и его продуктивности и тщательный
анализ особенностей почв позволяет дать более правильную оценку
плодородия лесных почв.

В заключение настоящей главы рассмотрим приемы повышения
плодородия лесных почв. Остановимся сначала на повышении плодо-
родия почв, занятых естественными лесами.

Одним из наиболее эффективных мероприятий, направленных
на повышение плодородия лесных почв, является изменение состава
насаждения, в частности создание смешанных насаждений. Вводя
в хвойный, например еловый, лес лиственные породы, мы прежде
всего улучшаем условия разложения растительного опада. Он начи-
нает быстрее разлагаться, вследствие чего быстрее совершается воз-
врат минеральных веществ в почву.
Некоторые данные о продуктивности лесов различного типа и о круговороте веществ в иих
(по данным Л. Е. Родина и Н. И. Базилевич)

Степи умеренно* эасушли*  •Ые	Я	еч еч	1 s $ я я °	— — ©  S $ в
лажные ] ролине- | сине ; леса		§ §	S	S	'3	S  а ’Т	м	-	—	еч	ст>	ее  2	$	К	Й  ОС	—	—
Л ь				
3				
	§	£ &	25 150 1150  95  57 ад	1 § 2 «
ч				
ЮЖНОЙ тайги	1	£ 3	° g ’ й	8 2 В Я 0)	—  —•
« <=				
Ельник средне тайги	i	° 8	20 450 1350  63  51  12	§ = 5 8
«				
О X  Лес		£ £	2 £ § 3U 2	о с еч оо ei *3 ю
? S				
8				
ХИ южной тайги	§  еч	д» 19	•*Т ос g еч	—-	2 3? $ 2 еч
				
Сое»  •ермой тайги	г- g	1 8	I § § 1 $ ।	5 1 3 1
8				
Сфагно- вые лесные болота	о г— со	34  25	~	? 8 2	О © ОО — х- с© •? еч

в		• : • я I	а * -Я	' а ’ ?  l^s	: I -? 8  8ft.	.8 ft .		
о  о		ГТ, ц:га . ц!га . . . Ч/а»  < ТИЛКН, Ц1 змассе, кг	К ‘NOVBUO ‘woKxjdH	[	.» 2 г  К И	1  £ X-  §-.аж-
г		1 ₽? 8 § £	Cl.  с и	О 3	8 с и Х-Ч0ТЫ	
	В	з	со	е. е  е- с	х	в	к К 1 о	3 I § 5 рябрь) с	
<§	->	е	о	с-	,=  з-	с	о	Ы  Ж	»=	=	S		» S	| g ё |а опыте с	
	К	одни одни 1НЫН лес — 331	nude LTiad	s	а  1 2 у регулировать	
	3 с	S s Я ь « *	с S	пот воз	$ з чаях на ограни-	
	X LQ	ж ж о я та Ы Ш S п <		^иях и парках, на	
ПРОДУКТИВНОСТЬ ЛЕСНЫХ НАСАЖДЕНИЙ

Продуктивность различных насаждений и круговорот веществ
в них различны (табл. 49).

Сопоставление величин запасов биомассы показывает, какое влия-
ние на продуктивность оказывают почвенные и климатические условия.
С переходом от северной тайги к средней и южной, а затем к лесостепи
(дубравы) и к тропикам биомасса значительно возрастает. Также
изменяются величины опада и валового и истинного прироста. Запас
лесной подстилки в хвойных лесах более или менее одинаков, а в лесо-
степи и в тропиках резко снижается. Круговорот азота и, в особенности
минеральных элементов (потребление, возврат и накопление в насажде-
ниях) растет от северных лесов к лесостепи и особенно резко к тропикам.

Плодородие почв в сельском хозяйстве оценивается по урожай-
ности сельскохозяйственных культур. В лесном хозяйстве оценка
плодородия лесных почв может быть произведена по различным пока-
зателям: по биологической продуктивности на единицу площади (1 ео),
приросту' древесной массы в яг/еа в год, по общему запасу древесной
массы (общей продуктивностью) в лг‘ га при нормальной полноте (1,0),
бонитету насаждения, как показателю продуктивности леса, завися-
щей от условий местопроизрастания, преимущественно от климата и
лесорастительных свойств почв. Бонитет устанавливается по средней
высоте и возрасту преобладающей породы главного яруса по спе-
циальной бонитнровочной таблице. В лесоводстве приняты пять основ-
щых классов бонитета: I, 11, 111, IV, V. Кроме того, выделяют еще и
дополнительные классы: 1а, 16, Va и т. д., придав, таким образом,
бонитетной шкале открытую форму.

Наивысшая продуктивность насаждений характеризуется пер-
выми классами (1а, 16, 1) бонитетов, низшая — пятыми (V, Va) Для
лесных участков, непокрытых лесом, бонитет устанавливается по со-
седним лесным участкам, произрастающим в одинаковых условиях,
или по данным прежнего лесоустройства, когда эти участки таксиро-
вались как покрытые лесом. Наконец, суждение о лесорастительных
свойствах почв может быть основано не только на изучении их состава
и свойств, но и на составе древостоя, составе и состоянии подроста,
подлеска, живого напочвенного покрова и составе растений-индика-
торов. Учет состава насаждения и его продуктивности и тщательный
анализ особенностей почв позволяег дать более правильную оценку
плодородия лесных почв.

В заключение настоящей главы рассмотрим приемы повышения
плодородия лесных почв. Остановимся сначала на повышении плодо-
родия почв, занятых естественными лесами.

Одним из наиболее эффективных мероприятий, направленных
на повышение плодородия лесных почв, является изменение состава
насаждения, в частности создание смешанных насаждений. Вводя
в хвойный, например еловый, лес лиственные породы, мы прежде
всего улучшаем условия разложения растительного опада. Он начи-
нает быстрее разлагаться, вследствие чего быстрее совершается воз-
врат минеральных веществ в почву.


Некоторые дяиные о продуктивности лесов различного типа и о круговороте веществ в них
(по данным Л. Е. Родина и Н. И. Базилевич)
Ускорение разложения уменьшает кислотность подстилки, м
количество и мощность. Последнее обстоятельство улучшает газообмен
между почвой и атмосферой и улучшает кислородный режим. Если
введенные в еловое насаждение лиственные породы обладают глубо-
кой корневой системой, они способствуют разрыхлению нижних ее
горизонтов и, следовательно, улучшают водно-воздушный режим-
извлекая питательные вещества из глубоких горизонтов почвы, корни
переносят их в поверхностные горизонты, в которых главным образом
и коренится ель. Таким образом, лиственные породы улучшают усло-
вия питания ели и увеличивают ее продуктивность.

По мнению В. П. Тимофеева, особенного внимания заслуживает
липа. Листья липы отличаются высоким содержанием азота, фосфор*
и кальция, а по азоту лишь немногим уступают листьям серой ольхи.
Поэтому липа весьма благоприятно действует на почву, усиливает
разложение лесной подстилки, создавая благоприятные условия для
жизнедеятельности почвенных микроорганизмов и животных, осо-
бенно дождевых червей, и способствуя образованию мулля, повышает
плодородие почвы и положительно влияет на весь биогеоценоз. В ре-
зультате повышается устойчивость и продуктивность лесонасаждений,
средний ежегодный прирост насаждения возрастает до 8,5—9 м* га.

Другой почвоулучшающей лиственной породой широкого ареала
считается береза. Еще М. В. Ломоносовым было подмечено, что береза,
поселяющаяся в северных ельниках, обогащает почву гумусом и
улучшает ее лесорастительные свойства.

По исследованиям в лесах Марийской АССР весьма положительно
действует на почву ризосфера лещины, которая превосходит в этом
отношении дуб, липу, клен и ель (В. Н. Смирнов и Е. И. Иванова).

Из хвойных пород положительное влияние на почву и продуктив-
ность насаждений оказывает лиственница. На каменистых и песчаных
почвах быстрому обогащению почвы гумусом способствует можже-
вельник.

Для обогащения почвы азотом необходимо введение в насажде-
ния деревьев, кустарников и трав-азотособирателей: ольхи, белой и
желтой акации, ракитника, дрока, люпина и др. В сухих и свежих
борах полезным мероприятием может служить разбрасывание хво-
роста и мелких порубочных остатков от лесозаготовок или мер ухода
за лесом и вообще правильная очистка мест рубок в соответствии
с типами леса.

Реконструкция лесонасаждений — перевод малоценных и низ-
копроизводительных древостоев в высокоценные и высокопродуктив-
ные в соответствии с особенностями условий местопроизрастания —
может быть одной из мер повышения плодородия лесных почв, по-
скольку с продуктивностью насаждений и его составом связано воз-
действие корневых систем и опада на почву.

В лесах в той или иной мере заболоченных очень важны меры
по осушению почвы. Понижение уровня почвенно-грунтовых вод или
улучшение стока поверхностных вод облегчает доступ кислорода
в верхние слои почвы. Благодаря этому разложение растительных
остатков и накопившегося уже слоя торфа начинает идти быстрее, вы-
почвы, вызывает повышение бони-

Гдоя- чается большое количество минеральных питательных веществ
СБ°лелинений азота, резко улучшается снабжение кислородом корне-
" С° систем. В результате значительно повышается продуктивность
Осаждения (рис. 62).

н‘ д д. Дубах, обобщая многочисленные данные, пришел к выводу,
осушение лесных площадей с низкой продуктивностью, обуслов-
^ной избыточным увлажнением	...-.. х~"”

1,га насаждений на два-три, а
иногда и на четыре класса, спо-
собствует увеличению годового
прироста на несколько кубомет-
-да По имеющимся в литера-
туре данным в осушенных насаж-
дениях прирост достигает 4—4,5
и даже 6-Ю .и3 /га (В. Шума-

ков).

Эффективность осушения
зависит от характера почвы.
С. Э. Вомперский указывает,
что при зольности торфа, не
превышающей 2,5—3,0%, почвы
без химических удобрений не
пригодны для выращивания
сосны. Для елн соответствую-
щая минимальная зольность
торфа равна 5—6%. Следо-
вательно, эффективность осу-
шения может быть повышена
применением удобрений, а само
использование удобрений ока-
жется более рентабельным.

Из числа других приемов
повышения плодородия почвы
можно назвать перемешивание
подстилки с минеральными го-
ризонтами почвы, что способ-

Рис. 62. Поперечный разрез ствола ели,
росшей 74 года на болоте до осушения
н 22 года после осушения

ствует ее быстрому разложе-
нию. а следовательно, и уско-
ренной мобилизации содержа-
щихся в ней питательных веществ, улучшению кислородного режима,
уменьшению кислотности. По наблюдениям в Марийской республи-
ке. рыхление лесной подстилки в елово-широколиственном насаж-
дении усилило выделение в приземный слой воздуха углекислоты
0 152 В сР?АНем за вегетационный период (май — сентябрь) с
п’ г 4 с 1 м* на контроле (без рыхления) до 0,188 г!ч в опыте с
*е*>е^е|и,1ванием подстилки с гумусовым горизонтом.

Вазо •ДНЫЙ Рсжим в Условиях недостатка влаги можно регулировать
Ченн >*<ИВаНИеМ насажДсний. В некоторых особых случаях на огранн-
х площадях, например в питомниках, дендрариях и парках, на
семенных участках, можно прибегать и к более дорогим приемам-
внесению минеральных удобрений, известкованию, внесению золы
поливу н т. п.	'

Несколько иначе обстоит дело в тех случаях, когда нужно создать
насаждения на нелесных почвах, чаще всего в зоне степей и полупу.
стыни. В этих условиях самым важным является тщательный подбои
засухо-, соле- и солониеустойчивых пород деревьев и кустарников
Кроме того, приходится пользоваться многими приемами, прния!
тыми в сельском хозяйстве и прежде всего черным паром с целью На-
копления влаги и уничтожения сорной растительности и возможно
более глубокой вспашкой. В первые годы жизни насаждения сущест-
венное влияние на плодородие оказывает рыхление поверхности почвы
в целях сохранения влаги и борьбы с травянистой растительностью.

Специфическим приемом, о котором уже упоминалось, является
заражение почвы микоризными грибами.

В степной и полупустынной зонах нередки солонцеватые почвы и
солонцы. Солонцеватость можно устранить при помощи гипсования.
Большое значение в засушливых областях имеет снегозадержание и
задержание талых вод в первые годы существования насаждения
В особенно засушливых районах создание древесных насаждений
должно сопровождаться орошением.
ГЛАВА X

ФАКТОРЫ И УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ,
ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС

И ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПОЧВ

ФАКТОРЫ ПОЧВООКРАЗОВА1ГИЯ

В начале курса было дано определение почвообразовательному
процессу, как совокупности взаимно связанных явлений превраще-
ния и перемещения веществ и энергии, совершающихся в поверхност-
ных слоях земной коры, образующих почву. Там же было изложено
определение почвы, сформулированное В. В. Докучаевым, и основы
его учения о пяти факторах почвообразования: материнской горной
породе, климате, рельефе, живых организмах (растительных и живот-
ных) и возрасте страны.

Теперь, имея основные представления о составе и свойствах почвы
и протекающих в ней процессах, можно перейти к разбору сущности
почвообразовательного процесса.

- Почвообразовательный процесс, будучи совершенно самостоя-
тельным по своей природе, в то же время является звеном (почвенным
веном) более широкого процесса — круговорота вещества и энергии,
ротекакмщ-го в биосфере, т. е. в биогеоценозах и их системах. Связь
Ролвеса почвообразования с этим более широким процессом круго-
вещества и энергии выражается в том, что между почвой и
„ ‘*Мы'Ч1 природными телами происходит взаимный обмен веществом
приооГНе^’ сопРов<)Ждаемый преобразованием последних. К смежным
атмосжГЬ1М телам относятся: материнская горная порода (грунт),
вать и Ж1|вое вещество (живые организмы). Их мы и будем назы-
nocivn Кт°Рими почвообразования. Четвертым фактором является
чени'ё ‘1с,,Ио ,,в поверхность почвы лучистой энергии солнца и нзлу-
почвой в космическое пространство.

п®Мним ЯЯ Эти ФактоРы почвообразования, мы следуем наиболее
представлениям Докучаева, который в последних работах,
опубликованных в 1898—1899 гг., «факторами-почвообразователвмы
называл лишь климат, живые организмы и материнскую горную г-
роду. При этом представление о климате, как факторе почвообразорД
ния несколько уточняется и конкретизируется.

Кроме факторов почвообразования нами выделены еще рсловед!
почвообразования, к числу которых отнесены земное тяготение и релыЗ

Материнская горная порода. Материнской горной породой назы-
вается тот верхний слой (мощностью от нескольких сантиметров д0
нескольких метров) выходящей на поверхность горной породы, кото-
рый в процессе почвообразования превращается в почву.

Роль материнской горной породы как фактора почвообразования
двояка. Прежде всего верхние слои этой породы являются тем материа-
лом, из которого образуется основная часть почвенной массы. В этом
отношении влияние материнской породы на почвообразование должно
быть оценено с точки зрения гранулометрического, агрегатного, мине-
ралогического и химического ее состава.

От гранулометрического и агрегатного состава зависят физиче-
ские свойства почвы: водопроницаемость, воздухопроницаемости во-
доудерживающая способность, влагоемкость всех видов. Тем самым
гранулометрический и агрегатный состав в широких размерах оказы-
вают влияние на характер водного режима почвы, а значит, и на усло-
вия произрастания растений, на скорость передвижения веществ

в почве и т. д.

Минералогический и сопряженный с ним химический состав
породы влияет на химический состав почвы и на ход химических
процессов в ней. Например, наличие в породе кальцита (углекислого
кальция) обеспечивает поддержание щелочной реакции раствора и
нейтрализацию образующихся органических кислот. Растительность
будет развиваться по-разному в зависимости от того, насколько легко
выветриваются находящиеся в породе минералы и насколько, следо-
вательно, легкодоступными становятся питательные вещества н т. д.
От минералогического состава материнской породы зависит содержа-
ние, по крайней мере первоначальное, в почве питательных веществ:
калия, фосфора, серы, кальция и др.

Указанные свойства материнской горной породы как фактора
почвообразования проявляются в процессе становления почвы, т. с.
на той стадии почвообразовательного процесса, когда почва заново
формируется из материнской породы. По окончании этой стадии мате-
ринская порода не теряет значения как фактор почвообразования, но
ее роль делается иной. Она становится по отношению к почве подсти-
лающим телом (грунтом) и ее влияние на процесс почвообразования
на этой стадии заключается в обмене газами, влагой и растворенным»
в ней солями и тепловой энергией между нею и почвенной толщен-
Кроме того, присущие ей свойства могут оказывать влияние на про-
цессы, происходящие в почвенной толще. Например, водопронина
мость подстилающей породы может оказывать влияние на скоро™
передвижения влаги в почвенной толще, а следовательно, и на Р^.р
ее влажности. Распространенная почти на половине площади СлАд
многолетняя («вечная») мерзлота оказывает большое влияние на Ре*
 * пр<”1еСС0В’ пРотекающ,,х в почвах. подстилаемых такими грун-
Т>'М Климат. Фактор почвообразования, называемый обычно «кли-
, очень сложный. Для того чтобы разобраться в сущности его
’ в процессе почвообразования, расчленим его на два фактора:
'ЧаС|Стук> энергию Солнца и атмосферу.

л*4' q у чистая энергия Солнца. Лучистая энергия Солнца
^вставляет собой важнейший источник энергии для всех процессов,
Е£сходяшнх на земной поверхности, в том числе и для почвообра-
зования.

Количество лучистой энергии оценивается, как уже говорилось
выше, с помощью величины, не вполне точно именуемой «радиацион-
1М балансом». Под этим термином понимается разность между сум-
мой всех видов лучистой энергии (т. е. коротковолновой и длинновол-
новой), поступающих на поверхность почвы от Солнца и атмосферы,
и суммой энергии, излучаемой почвой. Энергия, соответствующая
радиационному балансу, расходуется На нагревание почвы, испарение
нз нее влаги и на так называемый турбулентный поток нагретого воз-
Кмв атмосферу.

В поступлении на земную поверхность лучистой энергии Солнца
наблюдаются суточный и годичный ритмы, которые вызывают такую
же ритмичность в различных природных процессах, в том числе и
в почвообразовании. Кроме того, необходимо учитывать еще одинна-
дцатилетнюю цикличность активности Солнца, которая имеет своим
следствием цикличность многих атмосферных явлений.

Участие лучистой энергии в процессе почвообразования может
быть прямым и косвенным. Так, тепловой режим почвы непосредст-
венно зависит от поступления на поверхность почвы лучистой энер-
гии. Важнейшее косвенное ее проявление — химическая энергия,
освобождающаяся при разложении органических остатков и пред-
ставляющая собой лучистую энергию солнца, превращенную в химиче-
скую зелеными растениями в процессе фотосинтеза. Косвенное дейст-
вие лучистой энергии осуществляется также через ее влияние на
атмосферу. Тепло, расходуемое на нагревание почвы, создает в по-
следней соответствующий температурный режим. Оно распростра-
няется в почве двумя системами волн: с суточным и годичным цик-
лами, причем каждый цикл состоит из двух полуциклов: нагревания
11 охлаждения (см. рис. 35, 37, 42). При этом средний годовой баланс
У®нла равен нулю — оно в конце концов целиком возвращается в ат-
нагревая ее. Расход тепла почвой на нагревание атмосфер-
®оздуха — один из видов обмена энергией между почвой и атмо-
ЧРерои Та доля тепла, которая расходуется на испарение почвенной
пц,/1’ в большей своей части превращается в скрытую теплоту йена-
обм('Я.И с В°ДЯНЫМ паром уходит тоже в атмосферу. Это другой вид
рас\ 'а энеРгие® между почвой и атмосферой. Некоторая часть тепла,
от и ?’ CNloro На испарение, затрачивается на отнятие жидкой влаги
сУщейРДЬ'Х частиц почвы. Процесс сопровождается возрастанием со-
g / силы последней, т. е. увеличением поверхностной энергии почвы.

J же форму энергии превращается и часть радиационной энергии,

9 Роде. Смирно!

257
улавливаемая листьями растений и расходуемая на транспирац^Д
следствием которой является десукция влаги растениями из гки^Н
В результате испарения влаги повышается концентрация почвенном]
раствора и возрастает его осмотическое давление. Так как наибодЯ
сильное иссушение имеет место в верхних горизонтах почвы, то J
градиент сосущей силы оказывается направленным вверх. Этим соал
даются условия для восходящего передвижения почвенного раствмВ
Атмосфера. Влияние атмосферы на ход почвообразователЗ
ного процесса очень велико. На первом месте должен быть указан
обмен влагой между почвой и атмосферой, интенсивность и ход котоЗ
рого определяется годовой суммой осадков, их распределением в те-
чение года и величиной суммарного испарения, зависящей болыце
всего от величины радиационного баланса, но также и от влажности
воздуха и скорости ветра. Напомним, что в величину суммарного
испарения входит испарение влаги осадков, задерживаемых раститель-
ным пологом, испарение с поверхности почвы и транспирация расти-
тельностью, которая практически равна величине десукцин.

Из сказанного следует, что совместным влиянием лучистой энер-
гии Солнца и атмосферы определяются типы водного и теплового ре-
жимов почвы или, как говорят, ее гидротермический режим. Послед-
ний, в свою очередь, влияет на скорость разложения и выщелачивания
органических остатков, скорость распада минералов, скорость и на-
правление передвижения веществ в почвенной толще и т. д.

Кроме того, атмосфера — источник кислорода для происходящих
в почве процессов окисления, дыхания корней и разложения органи-
ческих веществ, а также источник азота, его окислов, некоторых со-
лей и пыли.

Между атмосферой и почвой непрерывно происходит газообмен,
главным образом кислородом (из атмосферы в почву) и углекислотой
(из почвы в атмосферу), а также воздухообмен. Газообмен совершается
по преимуществу путем диффузии, а воздухообмен — вследствие дей-
ствия ветра, изменений температуры почвы, ее влажности, атмосфер-
ного давления и колебаний уровня грунтовых вод.

Живые организмы. Среди живых организмов особенно велика
н многообразна роль в почвообразовании высших зеленых растений
и микроорганизмов.

Часть лучистой энергии, поступающей на поверхность зеленых
органов, улавливается последними и используется для расщепления
молекул воды и дальнейшего построения органических соединений
с использованием углекислоты воздуха, в которых эта энергия и свя-
зывается, но уже в форме химической энергии. Этот процесс проис-
ходит вне почвы, но при отмирании растений целиком или отдельных
их органов (например, листьев, хвои, веток, корней) растительные
остатки поступают на поверхность почвы и в се толщу; входящие в их
состав органические соединения становятся составной частью почвы-
Этим путем в процесс почвообразования вовлекается углерод, содер-
жавшийся ранее в атмосфере в форме богатых химической энергией,
как это подчеркивал В. И. Вернадский, и легко разлагающихся
органических соединений.
I аК0 участие этой энергии в почвообразовании становится
жным лишь после того, как органические остатки начнут разла-
воз''0* ^UKpMpgaHU3MaMUt живущими в почве. В процессе разложе-
никает ряд новых органических соединений, в частности —
ни” Вт Некоторые из кислот довольно сильные. Они активно воздей-
К,К ют иа частицы минералов, вызывая их распад и переход в раствор
стВ' ктов этого распада. Последнему способствует то, что некоторые
П -нсют могут давать комплексные ноны с такими трудно раствори-
* компонентами, как полуторные окислы. В процессе разложения
“Превращения органических соединений, из которых состоят расти-
" льиые остатки, возникают также гумусовые вещества, образующие
Основную часть гумуса почвы. Микроорганизмы при соответствующих
гатовиях (недостаток кислорода) могут вызывать восстановление же-
леза и .марганца и способствовать таким образом увеличению подвиж-
ности этих элементов.

Некоторые микроорганизмы обладают способностью усваивать
элементарный азот из воздуха и тем самым вовлекать его в процесс
почвообразования. Наконец существуют, по-видимому, микроорга-
низмы, которые обладают способностью разлагать н растворять даже
такие стойкие минералы, как полевые шпаты и кварц.

Большую роль в превращениях растительных остатков играют
различные мелкие животные, живущие в почве. Поедая остатки, они
способствуют не только их разложению, но и тесному перемешиванию
и связыванию органических веществ с минеральной частью почвы.
В этом отношении особенно велика роль дождевых червей, затаски-
вающих в свои норки разлагающиеся листья.

Возвратимся теперь к вопросу об участии в почвообразовании
высших зеленых растений. Очень важной формой этого участия яв-
ляется усвоение корнями растений зольных веществ и азота из почвы.
Механизм их поглощения основан главным образом на обменных реак-
циях, с отдачей со стороны растений ионов Н4 и НСО,. В некоторых
случаях растения могут выделять и органические кислоты. В погло-
щении питательных веществ растениями особенно важна его избира-
тельность — биологическая сортировка (см. выше — табл. 44 и 45).
Она выражается в том, что в растения питательные вещества
поступают не в тех соотношениях, в которых они находятся в
почве в целом, или даже в почвенном растворе, а в соотноше-
ниях, определяемых биологическими особенностями растений. В ре-
зультате избирательности состав потока зольных элементов зависит
от вида растения, но во всех случаях он бывает обогащен фосфо-
окне CCP°fl' азотом, кальцием и калием и обеднен полуторными
в лп "екотоРая доля содержащихся в зеленых растениях, в частности
Рао*ВеС”иХ’ 30льных> элементов может поступать в почву и при жизни
ваю НН” Дождевые осадки, просачиваясь через кроны, выщелачи-
Эа из хвои и листьев кальций, магний калий и аммоний, которые
в поч постУпают в почву. По данным В. Н. Мины, таким образом
Ио>>Л°^ м°жет поступать 3—8 «г/га кальция и от 1 до 8 «г/га других
и°нов ежегодно,
6*
Высшие зеленые растения принимают участие и в передвижении
в почве влаги. Часть лучистой энергии, поступающей на поверхность
листьев, расходуется на испарение из них влаги (транспирацию),
в результате чего в листьях создается всасывающее давление. Послед.,
нее непосредственно передается по сплошным водяным нитям до корней
и далее до влаги, находящейся в почве. Возникает ток влаги из почвы
в растение, в результате которого уменьшается влажность почвы и
как следствие этого возрастает се сосущая сила (так же как и вслем
ствие прямого физического испарения влаги из почвы). Таким
образом, с помощью высших растении лучистая энергия солнца, пре*
образуясь в другие се виды, проникает в толщу почвы и создает там
градиент сосущей силы, направленный в ризосферу и вызывающий
соответствующее передвижение влаги в почве.

Таким образом, зеленые растения и микроорганизмы играют как
бы рать посредников в обмене веществами и энергией между почвой
и солнцем, почвой и атмосферой, поверхностными слоями почвы и
остальной ее толщей. Однако это посредничество отнюдь не является
пассивным, так как названный обмен сопровождается одновременным
преобразованием вещества и энергии. Растения создают и активно
поддерживают несколько взаимно связанных потоков вещества и
энергии: поток зольных веществ из глубоких слоев почвы на ее поверх-
ность и в ее верхние слои; поток органических веществ, синтезиро-
ванных из углерода атмосферы, почвенного азота и почвенной влаги,
направленной на поверхность почвы и в ее верхние "слои; поток угле-
кислоты, направленный из почвы в атмосферу; поток кислорода из
атмосферы в почву; поток влаги из глубоких слоев почвы в ризосферу;
поток влаги, направленный из почвы в атмосферу.

Все перечисленные явления необходимы для образования почвы
и они могут быть осуществлены только при участии высших зеленых
растений, обладающих способностью биологической сортировки золь-i
ных элементов и способностью фотосинтеза. Эти явления охватывают
самые существенные (по количеству и по качественным особенностям
стороны процесса почвообразования и имеют своим следствием воз-
никновение и развитие плодородия почвы.

Сказанным определяется ведущее положение биологического фак-
тора почвообразования среди других факторов. Самое существенное
в роли этого фактора заключается в том, что зеленые растения в соче-
тании с микроорганизмами вовлекают в процесс почвообразования
радиационную энергию Солнца и что зеленые растения создают восхо-'
дящий поток зольных веществ и азота, состав которого определяется
биологическими особенностями этих растений.

Тезис о ведущем значении биологического фактора ни в какой
мере не противоречит тезису Докучаева о равноценности всех факто-
ров почвообразования.

В самом процессе почвообразования — в том толковании этого
понятия, которое дано в начале настоящей главы, — главную, веду-
щую роль играет взаимодействие между почвой и растительностью,
как высшей, так и низшей, т. е. главным образом обмен веществами и
энергией между почвой и растительностью. Этот обмен, это взаимо-
действие является важнейшей составной частью процесса почвообра-
зования в любой почве, при любых условиях. Без этого обмена, без
этого взаимодействия почва образоваться не может. Но результат
этого обмена и взаимодействия, в смысле характера образующейся
почвы и особенностей присущих ей свойств, может быть различным
в зависимости от всей совокупности окружающих условий: клима-
тических, геологических, петрографических, гидрологических и пр.,
которые, как мы уже указывали, влияют на почвообразовательный
процесс как непосредственно, так и косвенно, например через свое
влияние на растительность. Именно в этом смысле и нужно понимать
принцип Докучаева о равноценности факторов почвообразования.

УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ

Кроме факторов почвообразования существуют еще условия поч-
вообразования: земное тяготение и рельеф.

Гравитационное поле Земли (которое можно без большой погреш-
ности считать постоянным по величине и направлению) создает по-
стоянно действующее стремление всех составных частей почвы и дру-
гих природных тел к нисходящему передвижению.

Рельеф вызывает перераспределение на поверхности почвы веще-
ства и энергии, влияя тем самым на величину влагооборота и тепло-
оборота почвы. Угол наклона поверхности почвы (экспозиция) оказы-
вает влияние на количество лучистой энергии, поступающей на еди-
ницу поверхности почвы, а следовательно, на величину ее теплообо-
рота, ее температурный режим, на скорость снеготаяния и т. д. Далее,
гравитационное поле Земли, действуя через рельеф, вызывает пере-
распределение влаги атмосферных осадков. Наклон поверхности
почвы является причиной разложения силы тяжести на две составляю-
щие: вертикальную и параллельную поверхности почвы. Последняя
действует на поступающую на нее массу воды и заставляет воду сте-
кать по уклону со скоростью, зависящей от его угла, причем количе-
ство влаги, поступающее в почву на выпуклых и повышенных элемен-
тах рельефа, уменьшается, а на вогнутых и пониженных элементах —
увеличивается.

Говоря о рельефе как условии почвообразования следует иметь
в виду рельеф не только внешний, но и внутренний, т. е. форму и
относительное положение в пространстве поверхностей различных
слоев почвы и грунта, что имеет значение для возникновения внутри-
почвенного и грунтового стока. Рельеф — внешний и внутренний —
и земное тяготение являются теми условиями, которые создают воз-
можность бокового передвижения веществ между смежными масси-
вами различных почв.

Участие факторов почвообразования в почвообразовательном
процессе может быть как прямым, так и косвенным. Прямое участие
того или иного фактора заключается в непосредственном обмене веще-
ством или энергией между данным природным телом и почвой. Кос-
венное участие фактора (природного тела) выражается в его влиянии
на обмен веществом или энергией между другими телами и почвой.
Выпадение дождя на поверхность почвы — пример прямого участия
в почвообразовании атмосферы. Задержание части осадков на кронах
деревьев — пример косвенного участия в почвообразовательном про-
цессе растительного покрова (биологического фактора).

Из всего сказанного выше видно, что почва и факторы почвооЯ
разования в данных условиях почвообразования образуют некоторое
единство, все части которого взаимно связаны друг с другом процсс-|
сами обмена веществами и энергией.

Любая территория на поверхности суши естественно распадается
на участки, которым присущи свой микроклимат, водный режим, I
почва, геологическое строение, растительность, животный мир, мир
микроорганизмов, гидрологические условия. Каждый участок отли-
чается своим особым типом обмена веществ и энергии внутри себя.
Перечисленные природные компоненты взаимодействуют и составляют
единый непрерывно развивающийся комплекс. Такие участки по пред-
ложению В. Н. Сукачева (1940 г.) именуют биогеоценозам и. Следова-
тельно, почвы мы должны рассматривать как компоненты соответст-1
вующих биогеоценозов.

В понятии биогеоценоза конкретизируется идея о единстве при-
роды, настоятельно проповедовавшаяся В. В. Докучаевым и лежащая
в основе материалистического понимания мира. Эта идея обязывает
в нашей практической деятельности, каков бы не был конкретный ее
объект — почва, лес или вода и т. д., — понимать и учитывать все без
исключения связи, существующие между компонентами биогеоценозов
и между биогеоценозами в целом, во избежание вредных результатов
такой деятельности. Конкретное изучение биогеоценозов помогает <
нам разобраться в этих связях и понять их существо.

До сих пор речь шла о естественном процессе почвообразования.
Он существенно изменяется в тех случаях, когда в него вмешивается
человек со своей хозяйственной деятельностью.

Влияние человека на почву начинается с того момента, когда сама
почва или произрастающая на ней растительность становятся средст-
вами производства. Воздействие человека на почву может быть очень
разнообразным. Вырубка леса, превращение его в луг или выгон,
пастьба скота, механическая обработка почвы, внесение в нее удобре-
ний или мелиорирующих веществ (известь, гипс), осушение почвы
или ее орошение — вот немногие примеры того разнообразного и
подчас весьма сильного воздействия на почву, которое может не только
повлиять на ход почвообразовательного процесса, но и в корне изме-»
нить его направление. .Мы уже указывали, что влияние человека тесно
связано с характером общественного строя, в силу чего этот фактор
нельзя ставить в один ряд с рассмотренными выше природными фак-
торами.

Влияние человека на почвообразование распространяется не
только на те территории, на которых почва непосредственно исполь-
зуется в сельском или ином виде хозяйства. Огромное и все возрастаю-
щее количество различных отходов в виде дыма и пыли, выбрасывае-
мых в воздух промышленными предприятиями, разносятся ветрами
на большие расстояния и попадают в почву непосредственно или вместе
атмосферными осадками. В результате этого в почву поступают хлор,
серная кислота, окислы азота, а за последние годы начали поступать
н различные радиоактивные вещества.

‘ Ни в числе факторов, ни в числе условий почвообразования,
нигде не говорилось о возрасте почвы, т. е. «факторе времени». Время
наряду с пространством является одной из основных форм существо-
вания любой материи. Процесс почвообразования, развиваясь во вре-
мени, имеет своим следствием развитие (эволюцию) почвы, которое
взаимно связано с развитием (эволюцией) других природных тел,
в особенности живых организмов.

ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС

Самостоятельность почвы как природного тела обязывает все без
исключения явления, происходящие в почве, рассматривать как сла-
гаемые процесса почвообразования. Они разнообразны по своей при-
роде, но протекают в тесной взаимной связи. Явления, охватывающие
наиболее важные стороны почвообразовательного процесса, можно
объединить в следующие группы.

I.	Распад первичных минералов.
Единственная, по-видимому, груп-
па необратимых процессов.

2.	Распад вторичных минералов.

3.	Биологическая аккумуляция в
почве органических и минераль-
ных соединений нз растительного
опада.

4.	Распад биологический органичес-
ких соединений.

5.	Разложение органо-минеральных
соединений.

6.	Обмен ионами между почвенным
раствором и твердой фазой почвы.

7.	Растворение и пептизация различ-
ных соединений.

8.	Нисходящее передвижение почвен-
ных растворов и вымывание рас-
творимых соединений.

9.	Увлажнение почвы.

•О Нагревание почвы (и оттаивание).

2.	Синтез вторичных минералов.

3.	Извлечение из почвы высшими рас-
тениями минеральных веществ и
азота.

4.	Синтез органических соединений,
в том числе гумификация.

5.	Синтез органо-минеральных соеди-
нений.

7.	Выпадение из раствора и коагуля-
ция различных соединений.

8.	Восходящее передвижение почвен-
ных растворов и засоление.

9.	Иссушение почвы.

10.	Охлаждение почвы (и замерзание).

Нетрудно видеть, что большая часть перечисленных явлений
протекает при прямом или косвенном участии живых организмов или
продуктов их жизнедеятельности. Однако эти явления всегда сосу-
ществуют и взаимодействуют с другими явлениями, протекающими
без участия организмов, но отнюдь не менее необходимыми для осу-
ществления почвообразовательного процесса в тех формах, в каких
мы наблюдаем его на земном шаре. В этом и заключается основная
особенность почвообразовательного процесса, отличающая его от дру-
гих природных процессов и позволяющая считать почву, в состав
которой входит как мертвая материя (органическая и минеральная),
так и живые организмы, «минерально-органическим образованием»
(Докучаев) или «биокосным телом» (Вернадский).
183.0

Каждая из перечил
лепных групп, Кр * 1
нервен, сахтонт из явда. 1
НИИ, противоположной
по своей природе и на-
правлению, Это обстоя- 
тельство является очень j
важным, так как ойа
приводит нас к пред. ’
ставленню о процессе
развития почвы как вза- '
нмной смене противо- i
положпых явлений (их
«борьбы»), Главные при-
чины этой смены — цик-
личность в развит»»
организмов и двойной
(суточный II годичный)
ритм в поступлении ча
поверхность Земли лу- 1
чистой энергии Солнца.
Кроме .’ионного ритма, 1
как мы уже указывали,
следует принимать во
внимание м ж иолетнююВ
цикличность акгивностя 1
Солнца, следствием ко-
торой является циклмЯ
ность в м чиголетнаМ
ходе различных атмос- <
ферных явлений (напри-
мер, в количестве атмос- ,
ферных осадков, темпе- 1
ратуре воздуха и т. Д-)- 1
Многолетняя циклич-
ность пока изучена еше
недостаточно, хотя она
имеет существенное зна- 1
чей не в почвообразова-
нии. В качестве примера
приведем цикличности
в изменениях глубины
уровня почвепио-груН- |
товых вод в Каменной!
Степи (рис. 63). Уровень |
грунтовых или точнее ,
почвенно-гру нговых воД
в колодце № 1, зало-
женном еще Докучаевым 1
11Я92 г испытывает отчетливо выраженные колебания с амплиту-
в ] коло 4 м и с длительностью цикла, близкой к II годам

Глубина почвенно-грунтовых вол в той точке, где расположен
1-Дрн № 1, меняется приблизительно от 1,5—2 м в годы высокого
коЛ°'ня до 5—6 м в годы низкого уровня. При этом почва переходит,
^°Ввстственяо, из категории черноземно-луговой в категорию лугово-
саО,Тю3емной. Соответствующим образом меняется и влагообеспечен-
че|’ растений и ход почвообразовательного процесса.

|0С рассмотренные выше группы основных явлений, слагающих про-
новообразования, совершаются во всех почвах без исключения
ыезависнмп от тнпа послеДних- Именно этим в сочетании с ведущим
вожением биологического фактора среди других факторов почво-
образования и биологических явлений в самом процессе почвообра-
зования и определяется единство почвообразовательного процесса в на-
шем понимании.

Тот факт, что процесс почвообразования слагается из противо-
положно направленных явлений, позволяет поставить вопрос о том,
не могут ли эти противоположные явления компенсировать друг друга
и не может ли процесс почвообразования в целом оказаться замкну-
тым и обратимым. Опыт и наблюдения показывают, что это не так.
По прошествии каждого годичного цикла в почве создается ряд необ-
ратимых количественных изменений. Эти изменения обычно очень
незначительны и их трудно уловить доступными нам методами. Но,
накапливаясь из года в год, они суммируются и в конце концов при-
водят к появлению таких качественных изменений, которые без труда
могут быть обнаружены Эго дает право говорить о том, что почвы
всегда находятся в состоянии изменения. Изменение может быть след-

ствием самого почвообразовательного процесса; иногда оно может
вызываться изменением факторов почвообразования, например кли-
мата или рельефа. Но во всех случаях изменение почвы влечет за собой
изменение связанных с нею природных тел, прежде всего раститель-
ности, а также состава грунтовых и иных вод, иногда рельефа и т. д.
Эго объясняется тем, что почва представляет собой один из компонен-
тов биогеоценоза, в котором все компоненты взаимно связаны. Изме-
нение одного из них неизбежно влечет за собой изменение и остальных.
Поэтому изменение почвы всегда бывает сопряжено с изменением того
биогеоценоза, в состав которого она входит.

В процессе своего изменения почвы проходят различные стадии,
последовательная смена которых устанавливается на основании появ-
ления новых качественных признаков. Такую смену стадий называют
Развитием, или эволюцией, почв. Ниже приводится в качестве при-
зера несколько эволюционных рядов почв:

засоленная почва — солонец — солодь;

перегнойно-карбонатная почва — подзолистая почва;
оподзоленная почва — серая лесная почва;

чернозем — выщелоченный чернозем — оподзолеиный чернозем;
бурая лесная почва — оподзоленная бурая лесная почва;

оподзоленная бурая лесная почва — бурая лесная почва
Скорость эволюции почв на разных стадиях развития может бьгпл
весьма различной: одни стадии могут быть кратковременными, другие
более длительными. Замедление развития создает неправильное пред?
ставление о том, что, достигнув определенной стадии, развитие почву
прекращается и она приобретает устойчивое, равновесное состояние
На самом же деле развитие никогда, ни при каких условиях остано-
виться не может.

Развитие почв во времени подводит нас к вопросу о возрасте
почв.

Во-первых, можно говорить об абсолютном возрасте некоторой
данной почвы, который в общем соответствует возрасту той поверх-
пости, на которой эта почва образовалась. Так, например, если речь
идет о почве, образовавшейся на поверхности морены, то ее возраст
должен отсчитываться от момента освобождения поверхности морены
от ледяного покрова. При этом предполагается, что поверхность мо-
рены немедленно начала заселяться живыми организмами. Но если
поверхность рассматриваемого участка подвергалась омолаживанию
в результате сильного смыва или погребения под свежим наносом, то
возраст данной поверхности, а также и образовавшейся на ней почвы
следует отсчитывать от момента омоложения поверхности, т. е. от
момента начала не прерывающегося уже далее процесса почвообразо-
вания. Почва за это время могла пройти в своем развитии ряд стадий
или задержаться на какой-то начальной стадии — это не влияет на
абсолютный возраст почвы. Нормальная денудация, которая проис-
ходит повсюду и является по сути дела нормальным элементом почво-
образовательного процесса, по этой причине тоже не учитывается при
установлении абсолютного возраста почвы.

Во-вторых, иногда говорят об относительном возрасте почвы,
под которым подразумевается степень ее развития, т. е. степень каче-
ственного изменения почвы в процессе ее развития. Такая постановка
вопроса и представление об относительном возрасте почвы имели бы
под собой основание только в том единственном случае, если бы все
почвы в своем развитии проходили бы одинаковые стадии. Тогда
можно было бы 'говорить о почвах относительно более старых или
более молодых, независимо от нх абсолютного возраста. Но, поскольку
на разных участках земной поверхности, нередко расположенных даже
в непосредственной близости друг от друга, почвы в своем развитии
проходят разные стадии, постольку представление об их относитель-
ном возрасте смысла не имеет.

Наконец, можно говорить о возрасте почвы, имея в виду общий
возраст почвообразовательного процесса на Земле, с учетом всей
геологической истории последней, начиная с момента появления на
суше растительных организмов, и сопряженной с этой историей эво-
люцией живых организмов и почвообразования.

В такой трактовке вопрос о возрасте почвы рассматривают
В. Р. Вильямс и И. П. Герасимов. Однако эта концепция осталась
неразработанной, в силу чего подробно она в данной книге не осве-
щается.
РАЗНООБРАЗИЕ ПОЧВ В ПРИРОДЕ

Рассмотрим вопрос о причинах разнообразия проявления форм
, почвообразовательного процесса на земном шаре. Причины
сД1111зак.иочакпся прежде всего в изменчивости факторов и условий
Кюбразования.

1 Если мы возьмем весь почвенный покров земного шара в целом,
^-относительно к тому, насколько широко распространены отдель-
ые типы, виды и разновидности почв, то должны будем констатиро-
” ть весьма большое разнообразие почв, зависящее от разнообразия
сочетаний различных горных пород, различных условий рельефа,
пазличного состава растительных формаций, различных климатиче-
ских условий и различной скорости и продолжительности процесса
почвообразования. Но если мы ограничимся рассмотрением только тех
почв, которые пользуются более или менее значительным распростра-
нением, то окажется, что все их разнообразие может быть сведено к от-
носительно небольшому' числу основных типов. Так, например, в пре-
делах СССР, если исключить горные области, можно встретить лишь
12—15 основных, т. е. широко распространенных типов почв.

Остановимся на вопросе о том, что такое тнп, подтип, вид, род и
разновидность почвы, т. е. на вопросе о содержании основных таксо-
номических единиц (таксонов), употребляемых в почвоведении. Опре-
деления таксономических единиц были разработаны Л. И. Прасо-
ловым.

Тип почвы, по Л. И. Прасолову, есть суммарное понятие, обоб-
щающее признаки и свойства большого ряда конкретных почв, свя-
занных единством происхождения и процессов превращения и пере-
движения (миграции) веществ.

Понятно «подтип» обособляет в «типе» группы почв, в которых
имеются отдельные признаки, свойственные другим типам. Например,
в типе подзолистых почв выделяются подтипы дерново-подзолистых,
глеево-подзолистых и др.

Понятие «вид» применяется для обозначения степени развития
почвообразовательного процесса. Например, почвы сильноподзоли-
стые, среднеподзолистые, слабоподзолистые и т. д.

Наконец, понятие «род» применяется для выявления признаков
почв, обязанных своим происхождением особенностям материнских
нород. Например, почвы на двучленных наносах, почвы на кварце-
вых песках и т. д.

Причина относительной ограниченности разнообразия наиболее
Распространенных типов почв кроется прежде всего в том, что и число
ч ”°вных, т. е. наиболее распространенных, наиболее часто встре-

*>Цихся вариантов (форм) каждого из факторов и условий почво-
расп30В,1НИя также относительно невелико. Во-вторых, и эти наиболее
в'- Ростраиенные варианты факторов почвообразования встречаются
лищИРО'1е не в любых возможных комбинациях, а главным образом
с дг>\ В 11екотоРых определенных сочетаниях, т. е. сопряжены друг
еши Г М> Продемонстрируем это на примере равнинных пространств

нопенской части СССР.'
Материнские горные породы представлены здесь наносами пре»
мущественно ферсналлнтного типа. Главные различия между ОС110Л
ними видами наносов заключаются в присутствии или отс\ tctbhw
в наносах карбоната кальция и растворимых солей (сульфатов и хдл.
рядов кальция, натрия и магния). По этому признаку все наносы могу*
быть подразделены на три важнейшие, наиболее распространенно»
группы: ферсиаллитные, карбонатноферсналлитные и хлоридно-суль-
фатно-карбонатно-фсрсиаллитные. Из них резко преобладают по оас-
пространению первые две группы.

Понятно, что в пределах каждой группы минералогический состав
пород может изменяться. Однако эти изменения ограничены, так как
число минералов, как первичных, так и вторичных, составляющих
основную массу пород, как известно, невелико, и разница в их соот-
ношениях резких принципиальных различий в свойства и состав
пород не вносит. Наиболее существенно различие в гранулометриче-
ском и минералогическом составе между песчаными и суглинистыми
породами.

Рельеф, при всем кажущемся разнообразии, представляет собой
многократное чередование небольшого числа одних и тех же форм
поверхностей: более или менее горизонтальных водоразделов, скло-
нов, среди которых преобладают пологие, и плоских речных и иных
террас.

Широко распространенных типов растительности также не так
много: моховая, хвойная лесная, лиственная лесная, травянистая
луговая, травянистая степная, травянистая сухих степей и полу-
пустыни. В пределах каждого типа мы опять-таки можем найти большое
разнообразие видового состава, но оно не влечет за собой резких,
принципиальных различий в обмене веществ между почвой и расти-
тельностью.

Наконец, климат, как известно, меняется, в общем, довольно
медленно и закономерно с изменением широты местности и с удале-
нием от океана. В пределах равнинных пространств СССР можно найти
довольно разнообразные сочетания климатических условий. Однако
при всем этом разнообразии водный режим почвенно-грунтовых толщ,
который является важнейшим проявлением непосредственного уча-
стия климата в почвообразовании, всегда будет принадлежать лишь
к одному из трех типов — промывному, непромывному или выпот-
ному, из которых пространственно резко преобладают первые два.
Что же касается теплового режима почв, то для него самым характер-
ным является постепенное повышение температуры почвы с севера
на юг.

Степень изменчивости различных факторов почвообразования в
пространстве различна. Наиболее медленно и постепенно изменяется
климат, наиболее «быстро» — рельеф. В пределах одной и той *е
климатической области можно встретить, например, целую серию
водоразделов, ряд северных склонов, ряд южных склонов, серию
участков, сложенных лёссами, или валунными суглинками, или пес-
ками и т. д. Материнские горные породы, в общем, также могут сме-
няться очень «быстро», значительно «быстрее», чем климат (их рас-
К^оление зависит прежде всего от геологической истории данной
**еСТ11аконец, растительность обладает значительной изменчивостью
С/ц-т-пянгтве. так как в большой мере зависит и от рельефа и от
в "янской породы. Но если говорить о преобладании основных
М»’еР растительности, то по мере продвижения с севера на юг и от
т"П°иа внутрь материка эти типы будут сменять друг друга постепенно.
0*в'так1>вы основные варианты важнейших факторов почвообразова-
а и их распространения. Посмотрим теперь, в каких сочетаниях эти
aZictoi’ij встречаются. Число этих сочетаний весьма невелико. Эго
адвиснг от того, что тот или иной тип материнских пород, раститель-
ности, грунтовых вод и т. д. в большинстве случаев сопрягается не
с любой формой другого фактора, а лишь с определенной или опре-
деленными немногими его вариантами, причем наиболее резко выяв-
ляется сопряженность всех факторов с климатическими условиями.
На такое сопряжение впервые указал Н. М. Сибирцев.

Так, например, если передвигаться с севера на юг, в направлении
уменьшения количества атмосферных осадков и увеличения сухости
климата, а следовательно, и испаряемости, то можно заметить также
смену областей, в которых резко преобладает промывной тип водного
режима, областями, где преобладает непромывной его тип, выпотной
имеет подчиненное значение (по степени распространения), а промыв-
ной — совсем незначительное.

Параллельно смене типов водного режима происходит и смена
преобладающих по распространению типов материнских пород. Если
в области господства водного режима промывного типа преобладают
породы ферсиаллитные, то южнее, в области господства водного ре-
жима непромывного типа, их сменяют породы ферсиаллитно-карбо-
натные, а еще южнее, где соответствующими условиями часто обеспе-
чивается создание водного режима выпотного типа, значительно
распространены породы хлоридно-сульфатно-карбонатно-ферсиаллит-
ного типа.

k Соответственно этому изменяется и характер грунтовых вод.
Если на севере преобладают воды слабо минерализованные, то южнее
»’х место заступают жесткие, богатые бикарбонатом кальция, а еще
южнее — содержащие хлориды и сульфаты. Так же закономерно сме-
няются и типы растительности: кустарничково-моховая растительность
тундры сменяется хвойными и далее смешанными лесами; с переходом
к области преобладания водного режима непромывного типа леса посте-
еино исчезают, уступают место травянистым формациям, которые
вне южнее сменяются пустынными.

Гаким образом, природные тела, являющиеся в то же время фак-
торами почвообразования, — материнские породы с грунтовыми во-

11 Растительность — обладают эональнсктыо. Эго значит, что
ini ’1ее Рас,,Р°страненные формы (наиболее распространенные типы)
т ,И 1 Размешаются на равнинных пространствах СССР зонами,
•полосами, сопряженными с климатическими зонами.

1 О1еН,И“ зональиости было установлено впервые В. В. Докучае-
Г** ДНако некоторые из его последователей переоценили этот факт
и возвели зональность в абсолютный закон, т. е. стали считать, чтОйЛ
географическая изменчивость природных тел управляется ' ТинствД
этим законом, а все явления, которые под него не подходят, являй»0
«исключениями». Такая точка зрения не верна.

Явление зональности существует. Оно представляет собой твепь.
установленный научный факт и свидетельствует о том, что роль к.ц?
мата в пространственной изменчивости природных тел и в нх геогрЗ
фическом размещении очень велика. Но наряду с этим существуй
ряд других фактов, которые указывают на то, что зональности м
представляет собой универсального закона. В зоне полупустыни при
наличии массивов кварцевых песков, конденсирующих влагу,
находим березовые и осиновые рощи, а среди них — настоящие сфег*1
новые болота с росянкой. В лесной зоне на южных склонах выходов
карбонатных пород встречаются чисто степные участки. На крайнем
севере мы можем встретить сульфатные солончаки, связанные с вы.
ходами гипсоносных пермских пород, и т. д.

Все эти примеры, число которых можно значительно увеличить,
свидетельствуют о том, что изменчивость материнских пород, расти,
дельности, типов водного режима, состава грунтовых вод и т. д. зави-
сит далеко не только от климатических условий. В целом географиче-
ское распространение рахчичных форм природных тел, а тем более
нх происхождение, зависят и от геологических условий и геологиче-
ской истории, тектонических явлений, истории развития раститель-
ного покрова и т. д., одним словом, от совокупности всех природных
условий.

Медленная изменчивость климата во времени породила у некото-
рых исследователей ошибочное представление о неизменности ланд-
шафтно-географических зон и как следствие — о неизменности поч-
венных зон и статичности, неизменности почв. Такие представления
в корне неверны. И почвы, и климат под влиянием рахтичных причин
изменяются и развиваются. Вследствие этого и климатические, а сле-
довательно, и почвенные зоны на поверхности земного шара могут
смещаться в различных направлениях. В течение одного только чет-
вертичного периода в истории развития Земли в разных частях зем-
ного шара имело место неоднократное смещение зон. Это смещение
в европейской части СССР после окончания последнего ледникового
периода шло, в общем, с юга на север. Но в отдельные моменты после-
ледникового периода оно совершалось и в обратном направлении.

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ПОЧВ И ИХ ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ
РАЗМЕЩЕНИЕ. ПОЧВЕННЫЕ ЗОНЫ

Выше было установлено, что число основных, т. е. широко Рас*
пространеиных типов или форм природных тел, являющихся факто-
рами почвообразования, а также форм рельефа очень невелико и что
в условиях равнинного рельефа они встречаются большей частью
в определенных сочетаниях, которые и имеют наибольшее распрост*
ранение и проявляют зональность, т. е. сопряженность с климато**
в размещении на земной поверхности. Следовательно, и число основ*
л_ почв отвечающих этим сочетаниям, должно быть также
.. ТИПОВ	„

яЫ' 1 н эти типы также должны в своем размещении по земной
„евс'.т11 ’ т(1 подчиняться зональности. Для проверки этого вывода
гоавР51 к почвенной карте. Если такая карта охватывает большую

НПО. в пределах которой климатические условия изменяются
^РГ' очно сильно, то можно установить тесную зависимость между
Мщением почв и изменением климата.

н3 Возьмем, например, почвенную карту СССР. Действительно,
о значительно распространенных почвенных типов на ней неве-
ч1кД0 Площади, занимаемые этими типами почв, вытянуты в широт-
’ "м направлении и соответствуют биоклиматическим зонам, что дает
' °нование называть их почвенно-географическими зонами. Таких зон
^пределах равнинной части СССР мы можем выделить семь. Эти зоны
с севера на юг сменяют одна другую в следующем порядке:

Почвенно-географические эоны

Ту «дрово-а рктичес кая

Лесная

Лесостепная

Степпа я

Полупустынная

Пустынная

Характерные (наиболее
распространенные) типы почв

Арктические и тундровые

Мерзлотно-таежные, подзолистые, дер-
ново-подзолистые, заболоченные и
болотные

Серые лесные, черноземы оподэолен-
ные, выщелоченные и типичные

Черноземы обыкновенные и южные,
темно- ка шта новые

Светло-каштановые, бурые полупус-
тынные, солонцеватые, солонцы.

Серо-бурые, пески, солончаки, такыры

Устанавливая существование почвенно-географических зон и
указывая характерные для них типы почв, нельзя забывать, что каж-
дый из этих типов в дайной зоне является лишь преобладающим по
занимаемой им площади, но отнюдь не пользуется исключительным
распространением. Так, например, в подзолистой зоне есть болота,
в лесостепной и в степной зоне, особенно в Западной Сибири, встре-
чаются солоди, в зоне каштановых почв имеются пятна солонцов и т. д.

Зональность в размещении наиболее распространенных типов
почв свидетельствует о большой роли климата и в почвообразовании
ив географическом размещении почв. Однако даже на почвенной карте
елкого масштаба можно заметить, что распределение почв связано
только с одним климатом. Границы зон на карте идут далеко не
мест-11ельно границам широтных климатических поясов; во многих
они извилисты, сами зоны нередко оказываются разорванными,
чип НС<?- 5ТН Факты нельзя объяснить только климатическими разлн-
сто1 ** ‘^Го Р^ультат проявления других факторов почвообразования,
Ма Же важных, как и климат, главным образом рельефа, состава
КромИНСКНХ ПОРОД н грунтовых вод, а отчасти и растительности.
ностн1 Т°.ГО’ СЩе Раз напоминаем, что установленные выше закономер-
Чести' |,аходящне отражение в зональном размещении на поверх-
Сятся 3ем,ЮГо шара основных типов почв (только основных!), отно-
преимущественно к равнинным пространствам, на которых
климатические условия в пространстве изменяются медленно и
степенно, а изменения в составе материнских пород и растительн
сопряжены с изменениями климата.

Совершенно иные условия в горных областях. Резко выраиЛ
ный рельеф, значительные абсолютные высоты и широкое распяк
странение на поверхности плотных коренных порол, как садочиЖ
так и кристаллических, наличие особой растительности — все
в совокупности создает условия почвообразования, сильно отличав
щиеся от тех, которые наблюдаются на равнинах. В горных облает»
могут создаваться такие сочетания условий почвообразования, кощ-
рые на равнинах неосуществимы. Поэтому уже заранее можно ир«Л
положить, что в горных областях могут встретиться такие типы почв
которых на равнинах нет. Исследования почвенного покрова горных
областей СССР — Крыма, Кавказа, Тянь-Шаня и других — под.

ностыо подтверждают это предположение.

Почвы, свойственные равнинным областям (подзолистые, серые
лесные, черноземы и т. п.), встречаются и в горных областях. Но
горные почвы этих типов (горноподзолистые, горностепные и т. п.)
отличаются от соответствующих почв равнинных областей некото-
рыми особенностями. Общая мощность почвенной толщи нередко бы-
вает очень небольшой из-за близкого залегания плотной породы, н
профили горных почв поэтому обычно бывают укороченными, сжатыми.
Гранулометрический состав часто отличается грубостью вследствие
примеси щебенки плотных пород. Грубость гранулометрического со-
става и сопряженная с ней высокая водопроницаемость в условиях
горных склонов способствует сильному развитию почвенного стом
(склоновой проточной верховодки).

Размещение в пространстве горных почв подчиняется также оп-
ределенной закономерности — вертикальной зональности. Суть вер-
тикальной зональности (рис. 64) заключается в том, что почвы отдель-

ных типов на склонах гор размещаются в виде полос или поясов,
сменяющих друг друга в вертикальном направлении. Эти полосы или
пояса называются вертикальными почвенными эонами. Чередование
их, как видно из данных рисунка, особенно на той его части, которая
относится к северному склону хребта, соответствует чередованию
горизонтальных почвенных зон на равнине при движении с юга на
север. У подножия хребта мы находим сероземы, распространенные
у побережья Каспийского моря. По мере подъема зона сероземов
сменяется зоной горностепных (черноземных и каштановых) почв,
за ними идет зона горнолесных серых почв под широколиственными — |
дубовыми и буковыми — лесами, далее — зона горнолесных под-
золистых почв под хвойными лесами. Еще выше древесная раститель-
ность исчезает, и начинаются субальпийские луга с горнолуговым^*
почвами, которые уже не имеют аналогов среди почв равнинных об-
ластей, а затем зона горнотундровых почв, лишь до известной степени
сходных с почвами полярных тундр. Еще выше преобладают обна-
женные поверхности скал, сменяющиеся зоной вечных льдов и снегов. 

Чередование вертикальных почвенных зон соответствует смене
климатических условий при движении снизу вверх. Как известно.
„пением абсолютной высоты местности понижается температура
с У*е’111сНВается количество осадков, т. е. климат меняется примерно
ь как и на равнине, при движении с юга на север, чем и объяс-

'1Т факт, что смена вертикальных почвенных зон, в общем,
ияется 0 т смене горизонтальных зон. Однако полной аналогии
c°°1W?T9Ti!Mh ДВуМЯ сменами нет. В зависимости от общих географи-
Я**1' условий, широты местности и т. д. типы вертикальной почвен-
Че</ юнальности могут быть различными (табл. 50).

‘:Э1 Таким образом, вертикальная почвенная зональность, так же
горизонтальная почвенная зональность, — убедительное дока-
каК ^0	SW'

	

1000

Вечные
cnett-

Сероземы





1 zooel



Обнаженные

WfQ'f  -

1ыс подзолистые
почвы________

Серые горнолесные почвы
ые почвы Сорнолесные
бурые почвы * 64

^ссуелтрземы



Черное
море

Рис.

64. Схематическое изображение вертикальных почвенных эон на северном и
южном склонах Большого Кавказа (составлено по данным С. А. Захарова)

Мтельство большого влияния климата на почвообразовательный про-
цесс, а следовательно, и на географическое распределение почв. Од-
нако, как и на равнинах, климат не является единственным фактором
географического распределения почв. Причем в горных странах это
°бстоятельство особенно очевидно. Каждый перегиб склона, каждая
смена материнской породы (а такие смены происходят в горных усло-
виях весьма часто) немедленно вызывают соответствующее изменение
характере почвообразования, а следовательно, и в распределении
J®*®- Поэтому вертикальная зональность, так же как и горизонталь-
”. проявляется в географическом распределении лишь преобладаю-
щих по распространению почвенных типов. Разница в том, что в гор-
чит СтРанах степень преобладания соответствующих типов почв зна-
п0Ч( мсньше- чем на равнинах. Другими словами, такие факторы
1%льн°0₽ааования. как климат« рельеф, материнская порода и расти-
Рельеф^ТЬ’ В ГОРНЫХ условиях более равноценны, чем при равнинном
ДелахаС|СП₽еДе’1ен,1е г,очв ,,а относительно небольших площадях, в пре-
которых общеклиматические условия могут считаться ненз-
Таблиц,

Некоторые типы почвенной вертикальной тональности гор СССР
(по В. М. Фридланду)

Типы вертикальной
почвенной зональности

Саянско-Забайкальский

Таежный

Уральско-Алтайский

Си хотэ-Али н ьскнй

Северотяпьшанский

Южнокрымскнй

Западнокавказский

Характеристика
почвенных эон

Распространение

Г ориокаштяновые
Горночерноземные
Горнолесные серые
Г ор ноподзолистые
Горнотуидровые

Горноподзо л и стые
Таежные мерзлотные
Подбуры
Горнотуидровые

Черноземы
Горнолесные серые
Горпоподзолистые
Горнолуговые
Гор нотун дровые

Бурые лесные
Горнотундровые

Сероземы малокарбонат-

ные

Г ориокаштяновые
Горные черноземы
Горнолесные
Горнолуговые

Горные коричневые
Бурые горнолесные
Горнолуговые

Красноземы и желтоземы
Бурые горнолесные
Горнолуговые

Хрпбет i'.|яну-<)лт, ВосгочтдД
Саян. части хребтов, окаАм
ляющих Селенги нскуп1Н
Нерчинскую котловины |

Сибирь; северная и - нтпаяД
пая часть Дальнего Восто.1
ка, Северный Урал, Хибин-
ские и Лоноэерские тундры

Алтай, Западный Саян, Юж-
ный и Средний Урал 1

И ): о not ioMHlJe склоны

Сихотэ-Алиня

Северный Тянь-Шань, Джуи<

гарскнй Алатау

Южные склоны К рымсКМ
гор

Западное Закавказье

Примечание. В графе «характеристика почвенных зон» первая (нижняя) ’она
представляет собой горизонтальную почвенную эону, в которой развит тот или иной ’"л
вертикальной почвенной зональности Например, «таежный» тип вертикальной чональеоетН
возникает в подзолистой горизонтальной почвенной зоне.

менными, зависит от других факторов почвообразования. В зависи-
мости от того, какой из этих факторов почвообразования оказывается
ведущим, формируются те или иные почвы.

На рис. 65 представлена почвенная карта с нанесенными на нее
горизонталями небольшого участка местности, покрытого лесом 11
имеющего около 3 км в длину и 1 км в ширину. Почвенный покр°в
этого участка кажется, на первый взгляд, весьма пестрым. Однак°
при внимательном рассмотрении карты можно уловить определении®
закономерности в размещении почв. Заметна отчетливая связь меЖДУ 
почвами и рельефом. Так, наиболее высокие точки при наличии боле®
или менее крутых склонов заняты слабоподзолнстыми почвами; не-
сколько более пологие склоны — среднеподзолистыми почвами, к°‘
50 0 90 ЮО

Г ’ Почвенная карта крупного масштаба лесного опытного участка. Высоты

условные:

г^адистыг',^Кра*2в* 'нглинм: I — слабонодюлнстые. 2 — среднеподзолистые. 3 — ciun.no-
I,) ’“РФоно-глесвые «Л“' 5 ~ торфянистые подзолы, 6 — торфя ио-подзолисто-глеезые.

«и г. н°и»ет11о г'..... . ~ ГЛСС1*ато-подэолистые, 9 — темноцистио-подзолнсто-глесиатыс.

Т •«•Релг,..,, , „ ссвые; на покровных суппях: It —слабоподзолистыс. /2 — подзолы.
торые при дальнейшем уменьшении угла наклона сменяются сначлЛ
сильноподзолистыми почвами, затем подзолами и, наконец, торЗЯ
нистыми подзолами; широкие плоские участки (внизу слева) заня^
торфяно-глеевыми почвами. Смысл этой закономерности заключаем
в том, что с уменьшением угла наклона поверхности уменьшаете?
поверхностный н почвенный сток, а следовательно, увеличинаепД
степень увлажнения почвы. Л с увеличением увлажнения сначаД
до известного предела, усиливается степень оподзоленпости почвЗ
затем появляется заболоченность, которая постепенно нарастаем
достигая крайней ее степени — образования торфяника.

Таким образом, здесь характер почвообразования связан в ос-
новном с характером водного режима, который в данном случае
в пределах одинаковых общеклиматических условий отчетливо од.
ределяется рельефом. Именно рельеф представляет собой то условие
почвообразования, которое, в широких пределах влияя на состав
растительности и непосредственно на почвообразовательный процесс^
в наибольшей степени обусловливает распределение преобладали
типов и видов почв. Описанное распределение почв возможно при од-
нородной материнской породе, например, легком покровном суглинке
сиаллитного типа. Если бы вместо этого суглинка материнской поро-
дой был какой-нибудь другой нанос того же сиаллитного типа, напри-
мер бескарбонатная морена или покровная глина, то хотя свойства
почв и нх состав были бы иными и границы площадей распространения
отдельных видов почв изменились бы, но все же общий характер поч-
венного покрова остался бы тем же, равно как сохранилась бы и ука-
занная выше связь между рельефом и характером почвообразования.

Другое дело, если бы в пределах этого же участка ш гречалисв
материнские породы другого типа, например карбонатные. В этом слу-
чае почвообразование пошло бы совершенно иначе, и развивались бЫЧ
на участке почвы иных типов, например, перегнойно-карбоиатные,
которые по всем своим свойствам резко отличаются от подзолистых.

Поскольку карбонатных пород на этом участке встречено не было,
мы не можем привести и точно такого примера на прилагаемой карте.
Но его можно заменить другим, близким. Условным знаком .Ne 9 на
карте обозначены так называемые темноцвстно-подзолисто-глесватые
почвы, которые по своим свойствам и произрастающей на них расти-
тельности резко отличаются от всех соседних почв. Эти почвы передКчД
имеют нейтральную и даже слабощелочную реакцию, содержат много
гумуса и обладают очень хорошей, прочной структурой, в то время
как подзолистые почвы отличаются кислой реакцией и плохой, не-
прочной структурой. Они встречаются в виде сравнительно небольших
пятен и на средних и на нижних частях склона, на крутых и на поло-
гих участках последних и т. д. Соответствующее исследование пока-
зало, что появление этих почв связано с приближением к поверхности |
грунтовых вод, берущих свое начало в карбонатной морене, подсти-
лающей покровный суглинок, и поэтому обогащенных бикарбонатом ]
кальция. Выходы же этих вод наблюдаются в тех случаях, когда I
в морене имеются линзы песка, по которым эти воды и подтекаю^
к покровному суглинку. Распределение темноцвстпоподзолисто-Глее*-|
и,,х почв, следовательно, зависит ие от рельефа, а от другого фактора
почвообразования — карбонатной подстилающей горной'породы, прн-
" гствие которой в свою очередь связано с геологической историей
мгстносги. Подстилающая порода непосредственного участия в почво-
образовании не принимает, но влияет на него через обмен влагой
межд) нсю и почвой ^от пример показывает, что на общем фоне
р обладающего влияния рельефа на распределение наиболее распро-
С1 раненных типов и видов почвы распределение менее распространен-
ных типов и видов зависит от других факторов почвообразования.

Из всего сказанного о географическом распределении почв можно
сделать окончательный вывод, что все факторы почвообразования
в их влиянии на распределение почв равноценны и что оно опреде-
ляется сочетанием всех факторов почвообразования. Вместе с тем
распределение тех типов и подтипов почв, которые имеют широкое
распространение, определяется преимущественно влиянием климата,
а в пределах одинаковых климатических условий — преимущественно
влиянием рельефа.
ЧАСТЬ ВТОРАЯ

ГЛАВНЕЙШИЕ ТИПЫ ПОЧВ
ПО ЗОНАМ1 *

ГЛАВА XI

ПОЧВЫ ТУНДРОВО-АРКТИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

Тундрово-арктическая зона * тянется неширокой полосой вдоль по-
бережья Северного Ледовитого океана к северу от полярного круга.
В нее входят также острова Ледовитого океана. В пределах СССР
она занимает около 180 млн. га 3, что составляет примерно 8% общей
площади Советского Союза. Кроме того, 170 млн.га занято горными
тундрами.

Тундрово-арктическую зону можно подразделить на следукяЯ
подзоны:

1)	арктических пустынь с несомкнутым и неравномерным рас-1
тигельным покровом из лишайников, мхов и кустарничков;

2)	арктической тундры, в которой наблюдается уже более сильное
покрытие растительностью, основу которой составляют мхи (деревьев
и сфагновых торфяников нет);

3)	типичной, или кустарниковой, тундры, где весьма распрост-
ранена кустарниковая растительность; сфагновые торфяники ветре-'
чаются редко;

4)	южной тундры, где появляется уже лесная растительность,,
но только по долинам рек; сфагновые торфяники распространены
широко;

5)	лесотундры, где древесная растительность встречается, и 1,а
водоразделах, а сфагновые торфяники достигают очень большого РаС*
пространения.

Климат зоны суровый: очень холодная зима, короткое холодное
лето. Средняя температура июля не превышает 10“ С, что и является
главной причиной отсутствия лесной растительности. Сплошной

1 В этой части описываются только почвы СССР.	_J

’ Условия почвообразования этой и других зон изложены в основном по раб?'
акад. Л. С. Берга «Ландшафтно-географические зоны СССР» и «Природа ОО
и коллективному труду «Почвенно-географическое районирование СССР»-

3 Площади, занимаемые различными почвами, здесь и далее даны но под'
там проф. Н. II. Розова.
И оттепелей) морозный период длится свыше 8 месяцев. Зимой
it. е *с3 ра нередко опускается до —40 С. Исключением является
т<**пеР;1Т'К(^ побережье, где благодаря влиянию Гольфстрима климат
.'V РМ‘Уqc.ukOB в тундре выпадает мало: от 200—300 мм в европей-
теплее сти СССР до 100 мм на северо-востоке азиатского материка,
ской 4 |а1Ьное количество осадков выпадает во второй половине лета,
'т5!альн.к- - в феврале - марте.

’ Вследствие малого количества зимних осадков, сильных ветров,

*^„их снег, и низких температур в этой зоне сплошь распро-
С1'В%на вечная мерзлота. Летом почва оттаивает только с поверх-
песчаные почвы — до глубины I—1,5 м, суглинистые — до
-IU-100 см. торфяники — до 35—40 см. Ниже этих глубин идет веч-
2ирзлы11 слой. Этот слой служит водоупором, поэтому в тундре
«блюдается постоянный застой влаги. Застою влаги способствует
также и малое испарение.

Рельеф тундры в западной части в основном равнинный. Местами
он прерывается возвышенностями, например Тиманским кряжем,
Уралом и др. На востоке тундра распространяется на возвышенности
Северо-Восточной Азии.

В качестве поверхностных горных пород встречаются кристал-
лические породы, например на Кольском полуострове, а также раз-
личные рыхлые наносы — отложения четвертичной морской транс-
грессии и отчасти ледниковые.

Растительность тундры отличается карликовым ростом, который
можно рассматривать как приспособление для уменьшения транс-
пирации.

В арктической тундре растительный покров несомкнутый. Здесь
произрастают мелкие кустарнички с примесью травянистых растений,
а также мхи и лишайники. Образования торфа почти не наблюдается.

Для кустарниковой тундры характерно несколько большее раз-
витие сфагновых мхов, которые наряду с другими растениями служат
материалом для образования торфа. Торф распространен здесь часто
в виде бугров 2—3 .м высотой. Из-за присутствия торфяных бугров
тУндру называют бугристой. Поверхность бугров обильно покрыта
морошкой Кроме морошки встречаются багульник, водяника, голу-
бика, брусника, подбел, болотный вереск, карликовая береза, карли-
ковые полярные ивы. Реже — заросли осок.

В лесотундре появляется древесная растительность, представлен-
д я к западу от Урала елью и березой, к востоку — лиственницей.
Н1ШВеСНаЯ Растительность расположена островами, а у северной гра-
УГн" Распространения — отдельными деревьями. Деревья имеют
^™стенный вид, стволы кривые (криволесье). По долинам рек дре-
ДоРаздетаСТИТеЛЬНОСТЬ пРоникает на севеР гораздо дальше, чем на во-

Лочвы зоны изучены слабо.

Веско т аРктической пустыни характерны скрытоглеевые, иногда
CKoHai ЬК° ОЖелсзненные почвы. Большая сухость климата (влага
возд- / В ЛЬД1?) По сравнению с тундрой, очень низкие температуры

У а и крайне слабое развитие растительности обусловили слабое
расчленение профиля на генетические горизонты. При лучшем рыИ
тип растительности на поверхности полигонов формируются аркт'1 * *"
ские дерновые почвы. Они примитивны, слабо развиты, слабо огл^4*'
с хорошей аэрацией по морозным трещинам.	,!Ь|>

Несколько лучше изучены почвы остальных подзон тундриД

Почвообразование осуществляется в условиях низких темпеп
тур, избытка влаги, малого количества растительности, а следо»!
тельно, и растительного опала. Высокая насыщенность почв пламк
объясняемая главным образом вечной мерзлотой, и малое испарив
обусловливают сильное развитие восстановительных процессов в по»
вах тундры. Восстановлению подвергаются главным образом смЯ
нения железа, следствием чего является оглеение почв, т. е образу'
ванне в них соединений закисного железа, которые входят в сост»а
особых глинных минералов, обладающих зеленоватой или голубиц
той окраской (более подробно об оглеенин см. в следующей главе)

Зеленоватая окраска свойственна почти всему профилю
почв, особенно широко распространенных в тундре. Только и верхней
части почвенной толщи имеется тонкий слой, также оглееиный, но
вместе с тем несколько окрашенный гумусом. Его мощность не пре-
вышает обычно 8 см. Содержание гумуса в нем очень невелико — 1—
3%. Никаких признаков выщелачивания, вымывания в глеевых поч-
вах не наблюдается, поэтому и реакция их обычно бывает слабокислс и
(pH гумусового горизонта около 5,5).

На более дренированных участках развиваются охристо-гмевые
почвы, в верхней части профиля которых имеются ржавые потеки н

пятнышки, свидетельствующие о некотором периодическом проник-
новении в почву кислорода. Последний вызывает окисление соедине-
ний железа у трещинок и ходов, по которым он проникает.

В понижениях рельефа в условиях особенно сильного увлажнения
развиваются торфяно-глеевые почвы, у которых сверху имеется торфя-
ной горизонт различной мощности, но не более 50 см. Под торфяным
горизонтом залегает глеевый горизонт.

Таким образом, для почв глеевой группы характерны господство
анаэробных процессов разложения органических остатков, приводя-
щих к образованию горизонта торфянистого или типа «мор», преобла-
дание в групповом составе гумуса фульвокислот и низкое содержание
гуминовых кислот, глееобразование, тиксотропность *. Микрофлора
тундровых почв, хотя и разнообразна, но мало активна. Поэтому
почвы обладают низкой биологической активностью.

В группе глеевых почв в последнее время выделяют два типа
почв: 1) гомогенно-глеевые и 2) глеево-дифференцированные (В. О. Тар-
гульян). В гомоген но-глеевых почвах под торфяннсто-грубогумуС’
ным горизонтом находится глеевый горизонт с оглеением, усилква»!
щимся книзу, до водоупорного мерзлого горизонта, залегаюшега
обычно на глубине 40—100 см. Эти почвы развиваются на суглииистЫ!

1 Способность некоторых сильноувлажненных почв под влиянием механически

воздействий разжижаться и переходить из вязко-пластичного состояния В жН“Ч

текучее, а затем через некоторое время возвращаться в прежнее состояние без умея

шения влажности.
f ,v каменистых породах и процессы морозного перемешивания
1 гЛ"1"1 nJ отчетлив0- Возможность вертикального или бокового про-
растворов исключается ввиду слабой водопроницаемости
айве*1"

почв	.

эГ Г вево-ДИфФеРенциРованные почвы приурочены к более теплым
Е/зоиы. В них сочетаются признаки оглеения с дифференциа-
чЗС7'Я пюфнля на элювиальный и иллювиальный горизонты. Типичным
в-Цителем их являются глеево-подзолистые почвы, оглеенные
П,’-ЛСС поверхности, либо в средней или нижней надмерзлотной части
•1,'\ц1Я Они формируются в условиях более глубокого залегания
п( role ней мерзлоты (1 — 1,5 м) или даже при ее отсутствии, когда
м,'°ннкает возможность некоторого нисходящего тока почвенного рас-

«до*

Кроме глеевых почв в тундре имеются почвы и неглеевого почво-
образования. Так, на песчаных породах в лесотундре образуются
Вмолистые почвы. Это объясняется тем, что пески оттаивают на зна-
чительно большую глубину (до 1,5 .м), чем глинистые и суглинистые
породы, и обладают большой водопроницаемостью. В результате
создаются условия для вымывания и выщелачивания, а следовательно,
и для формирования на песчаных породах подзолистых почв. О под-
золистых почвах и о процессе их образования подробно говорится
в еледуюшсй главе. Здесь отметим только характерные черты под-
эолистых почв тундры.

Подзолистые почвы тундры отличаются карликовостью, т. е.
очень малой мощностью всего профиля, которая измеряется лишь
8—10 см (горизонт Aj — I—2 см, горизонт At — 2—3 см, горизонт
В — до 5 см). Мощность нормальных подзолистых почв лесной зоны,
как правило, превышает 50 см. Органическое вещество имеет торфя-
нистый характер и содержание его в горизонте Aj достигает 6—7%,
Кислотность даже в горизонте Aj невелика (pH около 5—6). Там, где
условия для оттока влаги ухудшаются, подзолистые почвы тундры
Даже на песках переходят в подзол исто-глеевые (на глубине 10—15 см
в них наблюдаются признаки оглеения).
ГЛАВА XII

ПОЧВЫ ЛЕСНОЙ ЗОНЫ

Лесную зону принято делить на четыре подзоны: северотаежиую,
среднетаежную и южнотаежную и подзону широколиственных лесов'
Для первых двух подзон характерны хвойные леса (еловые, пихтовые'
лиственничные, кедровые, сосновые), для третьей — смешанные хвойной
широколиственные леса и для четвертой подзоны — широколиственные
леса.

Лесная зона, поданным Н. Н. Розова, занимает в СССР, за исклю-
чением горных областей, 755 млн. га. Половину этой зоны занимают
подзолистые почвы. Кроме них, большое распространение имеют
мерзлотно-таежные почвы, заболоченные почвы и торфяники. Под-
золистые почвы встречаются еще в горнолесных областях, где они за-
нимают около 200 млн. га.

УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ ЛЕСНОЙ ЗОНЫ

Климатические условия лесной зоны отличаются большим раз-
нообразием. Зимние температуры значительно ниже нуля и доходят
в Восточной Сибири до —40, —50° С. Средняя температура июля от
10 до 20° С. Количество осадков от 600 мм в западной части золы до
300 .ч.м и несколько меньше — на востоке (в бассейне средней .Пен111
до 150 мм). Максимум осадков падает преимущественно на июль-*
август.

Вследствие малоснежности зим с очень низкими температура4111
в восточной части зоны широко распространена многолетняя мер3'
лота, южная граница которой сейчас же за Енисеем круто спускаете*1
к югу и пересекает 50 параллель. Многолетняя мерзлота, однако, *
препятствует росту деревьев, которые имеют в этих случаях сбычЯЯ
поверхностную корневую систему. Летом почва оттаивает на 50—2001-*« ।
а на песках — даже до 250 см. Общая совокупность климатичесйЧ
условий зоны, в особенности же соотношение между суммами
ферных осадков и величинами испаряемости, обеспечивает устаВОРЛ®!
нне водного режима промывного типа.
Г ab зоны р предела?? европейской территории СССР на зна^н-
едсти ее носит следы ледникового периода. Поверхность пред-
Te.ib|l0H собой совокупность ледниковых форм: моренных равнин,
(1авляе1 ореННых всхолмлений, зандровых равнин, сложенных флю-
•^**еЧ,1С)|1альными отложениями, камовых холмов, озов и т. д. Из
ьп°гЛЙ110у'пных возвышенностей следует упомянуть массивы Хибин-
„[ела i'P-^ доВОЗерских тундр на Кольском полуострове, Тнманский
сК1,х Урал. з азиатской части СССР — Енисейский кряж, Средне-
*'-*' к<>с плоскогорье, расположенное к востоку от Енисея и дости-
500— 600 .и относительной высоты, горные системы Восточной
rllU|i Большую часть Западной Сибири занимает огромная Западно-
г биоская низменность с выровненным рельефом, плохо дренирован-
C q"ii поэтому сильно заболоченная.

ИЯЧ Поверхностные горные породы представлены главным образом
доносами ледникового, водноледникового и водного происхождения:
«лунные суглинки, суглинки флювиогляциального происхождения,
тенточные и безвалунные глины, зандровые пески (иногда перевеян-
ные ветром), камовые пески, древнеаллювиальные суглинки и пески,
лессовидные суглинки и др. Кристаллические породы выходят на по-
верхность в Карелин, на Урале и в Восточной Сибири. Иногда мате-
ринскими породами для почв служат древние осадочные породы, на-
пример пермские глины и мергели Предуралья и др.

В зоне преобладает лесная растительность. Второе место занимают
батога и, наконец, совсем небольшое значение имеют луга.

Лесная растительность в северной и среднетаежной подзонах
представлена, как было уже сказано, преимущественно хвойными ле-
сами. В европейской части СССР из хвойных пород преобладают ель
и сосна, на северо-востоке — сибирская пихта и сибирская листвен-
ница. В Сибири распространены ель, сосна, сибирская и даурская
лиственница, пихта и кедр.

Еловые леса подразделяются на несколько типов:

1)	ельникн-зеленомошники, в моховом покрове которых преоб-
ладают зеленые мхи. В зависимости от преобладания в напочвенном
покрове соответствующего растения ельники-зеленомошникн под-
разделяются на кисличники, черничники, брусничники;

2)	ельники-долгомошникп, занимающие более влажные места,
ем предыдущий тип; в моховом покрове их преобладают кукушкин
• ей (rolytrichurn commune), для травяного покрова характерен лес-
®врезаХВОЩ ^uise,lirn sijlvaticum); к ели обычно примешивается
п \ю ельники сфагновые, занимающие еще более влажные места;
Н11КовОв°М ПОКРОВС преобладают сфагновые мхи, а в травяно-кустар-
ишва °М ~ багУ-тьник, голубика, иногда осоки; к ели обычно прнме-
Г ~‘ся в значительном количестве береза, иногда сосна;

нЫМ11 *Равя><ые ельники, занимающие места, увлажненные проточ-
тцем ,?'<х^КИми грунтовыми водами; характеризуются слабым разви-
ЖенияЧ°ХйВог° покрова и обильным — травяного; в этих местополо-
ЧеРему' и Меется Г)огато развитый кустарниковый ярус из смородины,
• жимолости и др.; нередко встречается черная ольха.
В европейской части СССР второе место после ели занимает «Л
которая, будучи значительно менее требовательной, чем ель
няется последней на пески, скалы и заболоченные простру!*1'
Сосновые леса (боры) подразделяются на следующие типы:

1)	бор-зеленомошник с моховым покровом из зеленых
(Hypnum, Hylocomium и др.); этот тип в свою очередь подразделяя
на бор-кисличник, бор-черничник, бор-брусничник;

2)	бор-долгомошннк с моховым покровом из кукушкин* льна.

3)	бор сфагновый с моховым покровом из сфагновых мхов, мЯ
зующих часто мощный слой торфа;

4)	бор травяной с густым травяным покровом;

5)	бор кустарниковый с хорошо развитым подлеском;

6)	бор лишайниковый с покровом из лишайников: оленьего де
(Cladonia rangifenna) и исландского мха (Cetraria islandica).^ а

Кроме коренных типов еловых и сосновых насаждений, значц.
тельно распространены производные типы, преимущественно пред,
ставленные березовыми и осиновыми насаждениями, возникающие
на местах вырубок и гарей.

В Западной Сибири в пределах тайги различают три по-
лосы:

1) елово-лиственничную, в которой преобладают леса из ели и
лиственницы с примесью кедра и березы; 2) идущую южнее ее тайгу
кедрово-болотную и, наконец, 3) урманно-болотную с огромными сфаг-
новыми болотами, среди которых на сухих участках растут густые
хвойные леса (урман, или чернь) из пихты с примесью елн и кедра.
Лиственницы мало. Напочвенный покров из зеленых мхов. В травя-
ном покрове — кислица, черника, брусника и др. Подлесок — из
бузины, рябины и липы.

В Восточной Сибири преобладает даурская лиственница, хорошо
приспособленная к существованию в условиях вечной мерзлоты.
На более влажных местах, на плохо дренированных супесчаных и
суглинистых подзолистых почвах расположена сырая лиственничная
тайга, в которой развивается сплошной моховой покров; в травяном
покрове — багульник. На более сухих местах, где почвы, развившиеся
из карбонатных лёссовидных суглинках, напоминают серые лесные
почвы, произрастает брусничная лиственничная тайга.

Подзона смешанных лесов по составу лесов может быть разделена
на две части: 1) елово-дубовую, переходящую на востоке за р. Ветлу*
гой в дубово-пихтово-еловую, и 2) грабо-елово-дубовую, занимающую
юго-западную часть подзоны.

Наиболее характерная порода подзоны смешанных лесов — ДУ°*
отличающийся требовательностью к почве и светолюбием. У северной
границы своего распространения он встречается на подзолистых г°4'
вах с карбонатными материнскими породами или в поймах Обычные
спутники дуба — клен остролистный, вяз, ильм, ясень, липа; в по**
леске — лещина.

В самой южной части лесной зоны можно выделить еще полосу
чистых широколиственных лесов, от которых ныне остались отдельные
небольшие участки, например Тульские засеки.
I асной зоне, за исключением Восточной Сибири, довольно

В с11ространены болота. Болотами называются такие участки
1дпр°к° Р на которых поверхностные слои земной коры всегда или
vt<THoCT ’бо;]ЬШей части года насыщены влагой. Обилие влаги визы-
Е геЧ носе темпе особой влаголюбивой моховой или травянистой рас-
Т,ГС;-Ь га в'лесной 30,10 Разл|,чаются пойменные, находящиеся в пой-
LneK и суходольные, образующиеся на водораздельных простран-
на ,10 ’ на высоких речных террасах. Суходольные луга не являются
Г3«гтоягельным естественным типом растительности. Их появление
1,1 ано с деятельностью человека, и развиваются они на местах вы-
^бок гарей и т. п. Для сохранения таких лугов требуется постоян-
₽'^скашивание травы, а с нею и поросли древесных пород, в против-
случае они снова превращаются в леса. В известной мере то же
Ножет быть сказано и о пойменных лугах, так как для многих пойм
Едедонной растительностью является лесная.

ПОЧВЫ ЛЕСНОЙ ЗОНЫ

Выше уже говорилось, что наиболее
эоне почвы подзолистого типа.

Почвы подзолистого

Названы они так потому, что после

распространены в лесной

типа

распашки их поверхность

приобретает грязновато-белесый цвет — как бы цвет золы.

Эти почвы являются продуктом почвообразовательного процесса,
для которого характерно разрушение в верхних слоях почвы всех
минералов, кроме кварца, и вымывание продуктов этого разрушения
в более глубокие горизонты, а отчасти и в грунтовые воды.

Морфологическое строение подзолистых почв. Профиль полностью
развитой подзолистой почвы, находящейся под лесом, имеет следую-
щее строение.

Горизонт Ао — лесная подстилка. Состоит из растительных ос-
татков: листьев, хвои, веток, сучьев, шишек и др., находящихся на
различных стадиях разложения. Мощность лесной подстилки может
удаться от нескольких миллиметров до 10—15 см. Более мощные
одстилки приобретают уже торфянистый характер. В тех случаях,
пво13 СЛ°® 1,одстилки 1—2 см, она состоит преимущественно из опада
По?Шлого года и не поддается расчленению на горизонты. Если же
веТ5ГИЛка более или менее мощная (5—10 см), она расчленяется на
олько подгоризонтов, чаще всего на три.

шихс ОДГоРизо,1т А.' (или L) представляет собой слой слабо разложив-
прЙзн 00131X00 бурого цвета, полностью сохранивших присущие им
аки: форму, прочность и т. п.

татки °ДГОРНЭОНТ (илн светло-бурого цвета. Растительные ос-
нЫе э ”аходятся D состоянии интенсивного разложения. Более проч-
раз.1а‘ *IC,HTU сохранили внешний вид, но утратили прочность, легко
"Ываются и растираются, более нежные, например листья,
исчезли почти полностью. Характерно обилие грибного мицелия Я
торий в виде белых и желтых нитей густо пронизывает этот сл5Я

Подгоризоит Ai" (или Н) от темно-бурого до черного цвета эЗ
листой консистенции. Форменных элементов уже не сохранило!
за исключением наиболее прочных: шишек и их чешуек, ктсков
и пр. Иногда имеет мелкокомковатую структуру, но чаще
порошковидным. При большой мощности лесной подстилки в и ,
особенно в нижних слоях, в изобилии встречаются корни ра стене
как напочвенного покрова, так и древесных. Горизонт лесной под
стилки резко отделяется от нижележащих горизонтов.

Горизонт А| — гумусовый. Состоит из минеральных частиц 
гумуса (обычно 2—4%, иногда до 8—10%), вследствие чего окрашен
в серый цвет разных оттенков. Мощность горизонта колеблется от
нескольких сантиметров до 8—10, реже до 15—20 см. Структура в су-
глинистых и глинистых почвах мелкокомковатая, иногда пластинча-
тая, как правило, непрочная. Сложение рыхлое. По окраске обычно
довольно резко отделяется от нижележащего горизонта. В нем распо-
ложена большая часть корней древесной растительности. Почвы с хо-
рошо развитым гумусовым горизонтом называются дерново-подзо-
листыми, а без него — подзолами.

Горизонт А, — подзолистый. Для него характерна очень светлая

окраска, в песчаных подзолистых почвах переходящая нередко в со-
вершенно белую. Мощность горизонта обычно не превышает 25 см.
Структура при глинистом и суглинистом гранулометрическом составе
пластинчатая или листоватая. Нередко содержит рудяковые зерна —
стяжения — из гидроокиси железа с примесью гумуса и глинистых
частиц; диаметр зерен колеблется от одного до нескольких миллимет-
ров. В нижележащий горизонт переходит при песчаном грануломет-
рическом составе обычно довольно резко, а при суглинистом и гли-
нистом — постепенно.

Горизонт А2В — пестроокрашенный переходный от А2 к В гори-
зонт, в котором участки As и В горизонтов чередуются. Участки гори-
зонта В, окрашенные в бурые или красновато-бурые тона, отделяются
суживающимися книзу языками, затеками, карманами или клиньями,
которые представляют собой как бы отростки горизонта А3. Книзу
они постепенно сходят на нет и достигают иногда глубины 60—70 о*-
Языки горизонта А, чаще всего вытягиваются вдоль трещин между
структурными отдельностями. Переходный горизонт встречается очень
часто при глинистом и суглинистом составе материнской породы й
обычно отсутствует при песчаном. Общая мощность его может варьи-
ровать от 10—12 до 30— 50 ем.

Горизонт В — иллювиальный. Окрашен в бурый, красно-буры»’-
ржаво-бурый, кофейно-бурый, ржавый, а в некоторых песчаных поч-
вах — в буро-черный цвет, обладает наибольшей во всем профиле
плотностью. При глинистом и суглинистом гранулометрическом с°*
ставе имеет многогранную (ореховатую) структуру, которая книзу
переходит в призматическую. В нижележащий горизонт — в мате-
ринскую породу — переходит настолько постепенно, что установи1*
границу можно только прощупывая ножом его плотность. При песча-
I анУ-|’ОметРическ0'1 составе этот горизонт нередко представляет
чрм ГР iotho сцементированный слой, иногда почти водонепроницае-
'"^Горизонт С — материнская порода. Имеет окраску и другие
Г 1 свойственные породе, чаще всего тому или иному наносу.
прИ1 Некоторые из описанных горизонтов в различных подтипах под-
Р --Лт. п почв могут быть плохо развиты или совсем отсутствовать.
Вх,'|,1р_а11улОметрический состав подзолистых почв. Вследствие нсклю-
.-тельного разнообразия пород, встречающихся в зоне, грануломет-
аеский состав подзолистых почв также весьма разнообразен. Вместе
Р тем подзолистые почвы в целом отличаются некоторыми особенно-
стями гранулометрического состава, которые являются следствием
подзолообразовательного процесса.

^Сопоставим гранулометрический состав почвенных горизонтов
с гранулометрическим составом материнской породы в лесной под-
золистой почве, образовавшейся на пылеватой ленточной глине
(табл. 51).

Таблица 51

Гранулометрический состав сильноподэолистой почвы на ленточной глине
(% от веса сухой почвы)

Горвюит	Глубина взятия образца, ел	Размер частиц, мм					
		1-ода	О.'Л-О.(6	О.ОЬ—0,<>1	0,01—0.001	0.001 —0,0002	<0.0002
А,	5-10	9,8	0.2	21.6	55,9	5.5	1.0
А-	15-20	«,1	8.1	21.3	55,2	5,0	1.0
А.В	25-30	U	8.7	16,8	543	9,7	6.0
В	40—15	2.2	3.2	15.8	40,8	18,2	19.8
С	«0-90	0,0	0,2	6,5	67,3	13,7	13,1

Из

гранулометрический

состав

что

отличается от состава материн-

— данных таблицы следует,
почвенных горизонтов значительно
ской породы.

В горизонтах А, и Аг содержание частиц меньше 0,001 леи, т. е.
фракции ила, по сравнению с материнской породой резко снижено,
нее (»°n?HUe частици исчезли почти нацело, а содержание частиц круп-
в v мм — повышено. В горизонте В содержание илистой фракции
Pq-zI0*'' а также коллоидных частиц по сравнению с материнской по-
ПР* больше. Такое соотношение в гранулометрическом составе от-
Сд "Ых гоР,13онтов характерно для подзолистых почв, и мы можем
Или об|11НЙ ьывод, что в процессе образования подзолистой почвы,
г.1и’ ак пРи,1ято говорить, в процессе подзолообразования, на су-
Д1 и д Ых 11 глинистых породах минеральные коллоиды в горизонтах
’’остью' 1 'НОстыо, а близкие к ним по размерам частицы почти пол-
Частцц Гп.СЧС’ают- вследствие относительного накопления крупных
•1егкнм РцНУ,1ОМетрический состав горизонтов А| и А. становится более
то же время в горизонте В содержание илистых частиц,
в частности коллоидных, увеличивается, в силу чего грануломйЯ
скин состав этого горизонта делается более тяжелым. ”

При подзолообразовании на песчаных породах гранулометпЛ
ский состав в верхних горизонтах изменяется незначительно посп4’
нению с материнской породой.	t,)afc

Химический состав подзолистых почв. Ознакомление с xhmJ
ским составом и физико-химическими свойствами подзолистых*2}
мы начнем с состава и свойств лесных подстилок.	' 144

Материалом для образования подстилок служат растнтелью*
остатки. По происхождению преобладающих остатков можно выдели!
шесть основных типов подстилок: лиственные, хвойно-лнствен'нн»
хвойные, зеленомоховые, долгомошпиковые, сфагновые. Эти осповл^.
типы по различным признакам могут быть подразделены и более дробно

Химический состав растительных остатков, образующих под
стилки разных типов, также неодинаков. Так, например, в остаткам
дуба и некоторых кустарничков из семейства вересковых много ду.
бильных веществ. Однако основная масса растительных остатков
всех типов состоит из клетчатки, гемицеллюлоз и лигнина, и они
имеют поэтому много общего.

Общим свойством, характеризующим все растительные остатки.

независимо от нх происхождения, является присущая им всем кис
лотность. Так, поданным А. П. Проневича, даже свежий осенний опад
различных растений обладает кислой реакцией. Хвоя ели имеет |ис-
лотность (pH) 4,3, хвоя сосны — 5,1, листва березы — 5,7, клена —
6,1, ольхи — 6,4.

Кислотность опада находится в обратной зависимости от содер-
жания в нем кальция (значительная часть которого является обмея-
ной), т. е. чем выше содержание кальция, тем меньше кислотность

В процессе разложения растительных Остатков, как известно,
образуется ряд кислот, как растворимых, так и нерастворимых в воле.
Поэтому мы вправе ожидать, что нижние слои подстилок, которьк
дольше подвергались разложению и выщелачиванию, будут обладал
более кислой реакцией, чем верхние. Убедиться в этом можно, озна
комившись с данными Н. Н. Степанова, относящимися к Московской
области (табт. 52).

Из данных таблицы видно, что с глубиной кислотность лодсти*
лок увеличивается как по величине pH, так и по содержанию обмен
ного водорода и по величинам ненасыщенности. Одновременно с ГЛ)'
биной уменьшается содержание обменного кальция.

Второй вывод, который можно сделать из данных таблицы» ка‘
сается влияния состава насаждения: под еловыми насаждения»»
кислотность во всех слоях подстилки выше, чем под лиственны»»’

а содержание обменного кальция, наоборот, ниже.

Третий вывод относится к влиянию подстилок на верхние м»***
ральные горизонты. Более кислым — хвойным — подстилкам сося
ветствуют и более высокие величины кислотности и более 11113*д<
величины содержания обменного кальция в горизонтах А, и А»
нению с подстилками лиственных насаждений. Наибольшей ве~
чины кислотность подстилок достигает при мертвом хвойном покр^Ч
 м лотиость, содержание обменного кальция и обменного водорода ^"пень нс нас ы шеи нос тн в лесных подстилках и верхних горизонтах и	, лесных почв под разными насаждениями (по Н. Н. Степанову)								
	pH «одно»		Содержание обмен- ного кальция. мс-экв на 100 г сухой почвы		Содержание обмен- ного иодорода, мг-акв на 1<*> а сухой почпы		Степень ненасы- щенности. %	
		листвен- ные	еловые	.листвен • ные	еловые	листвен- ные	еловые	листвен- ные
к,	5.44	6,30	39,5	67,5	8,0	5,0	17	7
	4.93	5,42	32,0	79,5	17,5	4,0	35	5
Ац	4,61	5.35	22,0	50,0	15,5	4,0	40	8
А* д’	4Д5	5,09	35	55	8.5	45	69	3
А1	4,84	5,14	0.5	1.5	4.0	45	85	70
А,	4,84	5.11	0,5	1.5	4.0	45	82	63
в	5,Ю	5,05	25	4,0	4,0	85	62	69

менее высокой — под зелеными мхами и еще менее высокой — под
травянистым растительным покровом.

В гл. IV мы уже указывали, что кислотность подстилок зависит
от состава насаждения, с одной стороны, и от состава почвы, с дру-
гой стороны, причем, по данным Б. Д. Зайцева, оказалось, что при
прочих равных условиях наиболее кислые подстилки образуются
под еловыми насаждениями, менее кислые — под сосновыми и еще

менее кислые— под лиственными.

В целом состав и свойства подстилок, в том числе и их кислот-
ность, зависят от состава растительных остатков и условий их разло-
жения, т. е. комплекса тесно переплетающихся друг с другом и вза-
имно друг от друга зависящих факторов. Отмеченные выше законо-
мерности указывают на значение отдельных наиболее важных факто-
ров, но не нужно думать, что ими все разнообразие факторов исчер-
пывается

Лесные подстилки — источник водорастворимых органических
соединений, обладающих обычно кислой реакцией.

Сводные вытяжки из лесных подстилок могут иметь pH от 3 до 4,
причем эта величина уменьшается при переходе от верхних слоев
ный Кис-чотность увеличивается) подстилок к нижним. Приближен-
ия расчет показывает, что степень диссоциации кислот, содержа-
ся в подстилках, может достигать 10 ‘—10 *. Это говорит о том,
кислоты довольно сильные.

гу\п . Та®л‘ приведен состав обменных катионов, pH, содержание
* Со " н‘1исто^ Фракции в двух почвах подзолистого типа.

горнзон°СТавЛЯЯ’ как и Раньше’ материнскую породу и почвенные
сыще,'щТЬ,\мы пРежде всего видим, что породы почти полностью на-
ft Пор()1 основаниями: кальцием и магнием, содержание которых
Чем in i 'aX’ естестве*,но, зависит от нх гранулометрического состава:
иых кати содеРжанне илистой фракции, тем выше содержание обмсн-

,ОНов и тем выше емкость обмена. Наименьшее содержание

₽ОДс' Смирнов

289

L ОСНований, равно как и наименьшая величина обменной
’	II наблюдается в горизонтах Л2, что объясняется наимень-

спЧ?^шржа1'ием илистой фракции — главного носителя обменной
а"'41 - i ciu в этом же горизонте. Этому, казалось бы, противоречит
сносвоН в горизонте At содержание илистой фракции обычно та-
то *аК как и в горизонте Аг, в то время как емкость обмена в горн-
>ое 0 д часто во много раз выше. Повышенная емкость объясняется
I аннем в горизонте А, гумуса в количестве нескольких процен-
с 1С(’ т0 время как в горизонте А2 содержание его измеряется, как
пГ’„по десятыми долями процента. Гумус, обладающий коллонд-
П| * и свойствами, и увеличивает емкость обмена горизонта А, до ве-
Евдн превышающих емкость не только горизонта Аг, но нередко
я материнской породы.

Наиболее высокая обменная кислотность наблюдается в верхних
горизонтах (иногда более 90%). Книзу она обычно уменьшается при
пяноврсменном увеличении содержания обменных оснований, и в ма-
теринской породе обменной кислотности мы не находим. Исключе-
нием из этого правила является торфянистый песчаный подзол. В нем
наблюдается увеличение обменной кислотности в горизонте В, в ко-
тором одновременно увеличивается и содержание гумуса. В этом слу-
чае мы имеем дело с гумусово-иллювиальным горизонтом, о котором
уже говорилось выше и в котором накапливаются комплексные соеди-
нения глинозема с фульвокислотами. Эти соединения имеют кислую
реакцию, чем и объясняется увеличение обменной кислотности гори-
зонта.

Таким образом, для почв подзолистого типа характерно умень-
шение емкости обмена минеральной части в горизонтах Ах и А2, кото-
рое в первом из них компенсируется (иногда с большим избытком),
накоплением гумуса, обладающего высокой обменной способностью.
В горизонте В иногда имеет место некоторое увеличение емкости
обмена по сравнению с материнской породой. Обменные основания
(обычно кальций и магний) в верхних горизонтах замещаются обмен-
ными ионами алюминия и водорода. Сказанное об изменении отдель-
НЫх признаков по профилям почв подзолистого типа иллюстрирует
рис. 66.

Данные о валовом химическом составе тех же двух почв приве-
дены в табл. 54.

0 Наибольшее содержание гумуса (не считая подстилок, данные
оно<ПО*,ЫХ В та®лице ие приведены) наблюдается в горизонте А,, где
оно ?°стигает нескольких процентов. При переходе к горизонту А2
далее К° Падает — до нескольких десятых долей процента — и затем
jSJX* книзу продолжает постепенно уменьшаться. Исключением,
нллюв Навшимся выше, является песчаный подзол с гумусово-
8 гор	ГОР113ОНТОМ- Здесь наблюдается накопление гумуса

стигат,0^ В’ КОТ()Р°с в данной почве доходит до 4%, но может до-
3»?	« и более.

8 Подзол1,чески связанная вода в наименьшем количестве содержится
стигаЙ ’ Истом горизонте А2. Книзу содержание ее увеличивается, до-
аксимума в горизонте В, и к горизонту Сенова немного умень-
шается. Такое распределение химически связанной воды объясни,-,1
тем, что она является компонентом глинистых минералов, соста^И
щих основную массу илистой фракции почвы. Поскольку эта фракиЯ
как мы видели выше, в горизонтах А| и А, почти полностью отс*”'
вует, а в горизонте В, наоборот, накапливается, естественно, чтеу
содержание химически связанной воды наименьшее в горизонте ?
и наибольшее в горизонте В. Повышенное содержание химически rj
данной воды в горизонте А! может быть связано с накоплением гунД!
или органо-минеральных соединений.

Содержание кремнезема во всех случаях наибольшее в горизои
тах Л, и Аг, между которыми существенной разницы в этом othi>T

Гу нус и CfyfZ О	Ю

Сунна частиц I,	'

<0/001 нн О % % .... У ,-------------

Рис. 66. Распределение гумуса, илистой фракции, pH и обмен-
ных катионов в профилях двух почв подзолистого типа

нин ие наблюдается. Книзу оно уменьшается сначала довольно ptffl
потом более постепенно и достигает минимального значения в мате-
ринской породе.

Содержание всех остальных окислов изменяется в обратном по-
рядке. Меньше всего их в горизонтах А, и Аг, книзу их содержав
возрастает, достигая наибольшего значения в гори u-и . и толчИ
содержание глинозема, окиси железа и окиси магния в горизонте б
часто бывает несколько выше, чем в горизонте С.

Таким образом, результатом подзолообразовательного проивЧИ
является обогащение горизонтов А, и А. кремнеземом и обеднеяО
их всеми остальными окисламп и обогащение горизонта В полутор'Я
ними окисламп, а иногда и окисью магния. Так как кремнезем в 9ТЯ']1
почвы извне не поступает, то очевидно, что накопление кремнезв* I
в гумусовом и в подзолистом горизонтах является относительны**^
Это значит, что содержание его возрастает потому, что в то время кал
все остальные окислы выщелачиваются из почвы, кремнезем либо над
выщелачивается вовсе, либо выщелачивается значительно медленн^Д
чем все остальные окислы, т. е. является окислом, наименее подвнжЯ
ным в процессе подзолообразования.
Валовой химический состав (а % or веса прокаленной — безводной н бсмумусной— почвы)
двух почв подзолистого типа (Лснинградскан обл.)
Для выяснения причины малой подвижности кремнезема при Л
золообразовании нужно отдельно рассмотреть поведение квав
кремнезема, связанного в тех или иных силикатах и алюмосилиьа* 1
содержащихся в почве Результаты соответствующего анализа пг» '
нительно к тем же почвам приведены в табл. 55.	и -!*'

1 аб л"Иа J5

Содержание свободного кремнезема (кварца» и связанного кремнс1ема
(% от веса безводной и безгумусной почвы) в двух подзолисты* почва*

Горизонт

Глубина взятия
образна, см

СипбодныА кремле*
зем (кварц)

Торфянистый подзол с гумусово-иллювиальным горизонтом на озоном песке

А,
В
С

20 25
60-65

90 -100

77.09

65,23

67,56

13.73

22,21

19,71

90,82
•ч7,46
87,27

Сизбнопойзознстая почва на ленточной глине

А,	5—10	44,73	30,85	1 \о8
В	40—45	28.75	37.84	г>6,59
С	80—90	26,56	38,69	66,25

Из данных таблицы видно, что содержание связанного креюй^
зема, т. е. входящего в состав различных минералов, наппимер поле-
вых шпатов, глинистых минералов и т. п , в горизонтах Aj и А, ока-
зывается также пониженным по сравнению с его содержанием в l ire
ринской породе и только содержание кварца в этих горизонтах значи-
тельно повышается. Из этого следует, что связанный кремнезем также
выщелачивается в процессе подзолообразования, в то время как квЦШ
относительно накапливается.

В горизонте В в некоторых случаях (сильноподзолистая почва
на ленточной глине) наблюдается незначительный вынос свя-анноГО
кремнезема и столь же незначительное накопление кварца. В других
(песчаный подзол) — в горизонте В наблюдается уменьшение содер-
жания кварца и увеличение содержания связанного кремнезеШ^И
сравнению с материнской породой. Эго указывает на то, что кремне
зем также может вмываться в горизонт В и задерживаться в нем,
вследствие чего относительное содержание кварца уменьшается-

В материнской породе, как известно, почти все окислы содержатся
не в свободном виде, а входят в состав различных нерастворимы*
в воде минералов. Поэтому, когда мы констатируем передвиженн®;
того или иного окисла в почвенном профиле, мы можем из этого заклЮ*
чнть, что минералы, в состав которых входил этот окисел, преДВар^Д
тельно разрушены На основании приведенных выше данных можН ‘
сделать окончательный вывод о том, что в процессе подзолообразования
все минералы, за исключением кварца х, в верхних горизонтах почВЧ

1 По новейшим данным и кварц может разрушаться микроорга»
несравненно медленнее, чем другие минералы.
А,) разрушаются, причем продукты их распада — отдельные
(Ai 11 , -- выщелачиваются.

<’Ь:кр',которыс из окислов, например SiO2, А12О3, Fe2O3, MgO, а иногда
Ею могут частично вмываться в горизонт В и накапливаться там
с ’ ественно в форме новообразующихся различных глинистых
П^е1'палов Железо часто накапливается в форме свободной гидроокиси.
и1Не*огорых случаях (подзолы с гумусово-иллювиальным горизонтом)
Ушлите В может накапливаться и гумус обычно в связи с гидро-
в -ью А1 или Одновременно с выносом из горизонта А, всех окис-
ей IL нем происходит относительное накопление кварца и абсолютное
Кропление гумуса, с которым также связано накопление обменных
КХаний, а иногда фосфора и серы (см. табл. 54, песчаный подзол,
^котором в верхнем горизонте наблюдается резко повышенное содер-
жание Р»ОЬ и SOg).

В горизонте Аг (подзолистом) одновременно с выносом из него
всех окислов происходит только относительное накопление кварца
и совершенно незначительное — гумуса. В горизонте В (иллювиаль-
ном) на фоне небольшого распада первичных минералов часто имеет
место новообразование и накопление глинистых минералов, лимо-
нита и иногда накопление гумуса.

Образование подзолистых почв. Все указанные явления объяс-
няются во-первых, воздействием на материнскую горную породу
продуктов разложения растительных остатков и живых растений,
а во-вторых, промывным водным режимом почв подзолистого типа.

Мы, знаем, что растения, извлекая из почвы катионы оснований,
обменивают нх на катионы водорода, выделяемые корнями. Катионы
водорода в одних случаях могут иметь своим источником углекислоту,
образующуюся в процессе дыхания корней, а в других — органиче-
ские кислоты. Последнее, по-вндимому, имеет место преимущественно
У древесных растений, причем органические кислоты выделяются не
самими корнями, а микоризой.

Другим источником водородных ионов служат различные водо-
растворимые органические кислоты, образующиеся в подстилке в ре-
зультате разложения органических остатков.

тпил/0^111'0 велнка кислотообразующая деятельность плесневых
из рода Penicillium, как это было показано Т. В. Аристовской.

ми п .С1оты с просачивающимися водами вмываются в верхние слон
.,.ве^а,1|‘н°й толщи и начинают воздействовать на частицы различ-
ив минералов.

фудЬвал11Ч11е В почвеипых растворах различных кислот, в том числе
ной °Кислот н низкомолекулярных кислот жирного ряда (муравьи-
нрямХеЛеВО"’ ябл‘>чной, лимонной, янтарной и др.), было доказано
нова/ ^наблюдениями в природе (И. С. Кауричев и Е. М. Поздру-
пр|'.с\т- наРУжено было также, что в составе почвенных растворов
Ванн‘м/,Т У101 Жел«о и алюминий в форме комплексных ионов с наз-
кислотами.

Исходнт 1стадии воздействия кислот на почвенные частицы про-
Ua Щ'ктк/ VCHCHHC ,,онов обменных оснований кальция и магния
синем почв грубого механического состава, в которых
обменных катионов почти нет). На второй стадии постепенно nJ
шаются сами минеральные частицы. В разрушении могут прин/’И)
непосредственное участие, как это было показано опытами Н. Пи
мезова, а в новейшее время особенно убедительно полтнёп~д1
Т. В. Аристовскон, некоторые микроорганизмы. Кислоты, разГ|Лв|‘
минеральные частицы, одновременно переводят в растворимое сос1
ние гидроокиси железа и алюминия, не позволяя им образов!*0*’
вокруг частиц защитные оболочки, которые могли бы воспре^Э
вовать дальнейшему разрушению частиц минералов.

Естественно, что разрушение в наибольшей степени затрагвЛ
самые мелкие частицы, в силу чего происходит обеднение верхи»
горизонтов прежде всего наиболее топкими частицами — колдпЗ
ными и близкими к ним по размерам. Продукты разрушения мию
ральных частиц различные окислы — переходят в раствор: основ»,
ния кальция, магния, калия, натрия — в виде солей угольной кислоть
и органических кислот; кремнезем — отчасти в форме псевдокрЭ
иевой кислоты |Si (ОН),), отчасти в форме золя.

Судьба алюминия и железа, как уже говорилось, была подробно
изучена И. С. Кауричевым и Е. М. Ноздруновой. I (сследовав Состав
почвенных растворов и лизиметрических вод, а также проведя ряд
лабораторных опытов, они установили следующее. В почвенных рас-
творах подзолистых и болотно-подзолистых почв всегда присутству|и
воднорастворимые соединения алюминия и железа в форме комплекс-
ных алюмо- и железо-органических ионов, в форме комплексных
золей и в форме хелатных комплексов. Эти соединения, и в особенности
хелатные комплексы, обладают большой устойчивостью и могут обес-
печить миграцию железа и алюминия вплоть до грунтовых вод и рек.
Во всех случаях алюминий и железо могут входить как в анионы, так
и в катионы, но преимущественно — в первые. Железо может входить
в комплексы как в двухвалентной форме, так и в трехвалентной. Вре-
менное избыточное увлажнение почвы повышает растворимость и же-
леза, и алюминия.

Кроме того, в анаэробных условиях железо в почвенных раство-
рах может встречаться в форме ионов Fe 2+.

Следует напомнить, что временное избыточное увлажнение почв
подзолистого типа представляет собой обычное явление, характерно*
для водного режима подзолистых почв. Возникает оно всегда весне»
во время снеготаяния и после него. Этому способствуют особенности
физических свойств подзолистых почв, о которых говорилось BU1U*
(стр. 195). Соотношение водопроницаемости горизонтов Ao, An J4
и В таково, что при концентрированном поступлении снеговых воД
(а иногда осенью, или реже летом, и дождевых) в толще горизонтов Аи
А, и А2 возникает временный водоносный горизонт — почвенная вер-
ховодка. Благодаря полному насыщению этих горизонтов влагой в нм,
возникает временный восстановительный режим, благодаря когор°*ч
происходит восстановление железа (и марганца). Ионы двухвалентно**!
железа переходят в раствор, образуя бикарбонат железа Fe (НСОЯ
и комплексные соединения различного характера с органически»Ч
кислотами, также растворимые в воде. Таким образом железо мо>*4
'-«ться и3 почвы, а при подсыхании почвы снова окисляться и
рьг'1Ь|£1Цть ° осадок в Ф°Рме гидроокиси. Эти явления временного пе-
геРеХ°^нения и восстановления играют большую роль в образова-
ЙЕролистых почв.

Апатит__первичный минерал, важный источник фосфорной кис-

разрушается довольно легко. Однако освобождающаяся при
тгтЫ ^форная кислота обладает весьма малой подвижностью. Эго
/Г°'1 няется тем, что, во-первых, она очень быстро и полно усваивается
организмами, в том числе микробами, и во-вторых, очень
’’’•'чо образует труднорастворимые соединения с гидроокисью железа
1 1ЮМИИПЯ В раствор она поэтому переходит лишь в очень малых
" инчествах, в формах главным образом органических соединений,
в* Все перечисленные водорастворимые продукты вымываются из
верхних горизонтов в нижние, причем в верхних горизонтах нака-
ливается остаточный кварц. Часть этих продуктов удаляется из
почвенной толщи совсем — в грунтовые воды и далее в реки и моря,
другая часть выпадает из раствора в почвенной толще, образуя го-
ризонт вмывания, или иллювиальный. Это в первую очередь наибо-
лее трудноподвижные соединения — полуторные окислы. Вследствие
разложения органических кислот, в комплексе с которыми они мигри-
руют в почвенной толще, комплексные ионы могут распадаться, при-
чем полуторные окислы выпадают из раствора.

Соединения закисного железа могут окисляться, причем железо
нередко выпадает в форме свободной гидроокиси. Глинозем же, как
правило, соединяется с кремнеземом, окисью магния или калия, что
приводит к новообразованию в горизонте В вторичных алюмосилика-
тов, т. е. глинных минералов типа монтмориллонита, вермикулита
или иллита, в состав которых может входить и железо, и к обогаще-
нию этого горизонта илистыми частицами и коллоидами. В новооб-
разовании глинистых минералов большую роль, вероятно, играет
также трансформация первичных слюд.

Фосфор, по указанным выше причинам, если и вымывается, то
в небольшой степени.

Такова одна сторона подзолообразовательного процесса. Другая
его сторона заключается в биологической аккумуляции веществ, ко-
торая представляет собой совокупность явлений, во многих отноше-
ниях по своему характеру и направлений) противоположных только
410 рассмотренным.

Известно, что всякая растительность в том числе и лесная, из-
кает из почвы зольные элементы питания и азот. При этом соот-
ношение элементов, извлекаемых растениями из почвы, определяе-
а избирательной способностью последних, значительно отличается
Отношения как в материнской горной породе, так и в тех или
tn почвенных горизонтах. В составе зольных элементов, извлекае-
ь--- Растениями, по сравнению с составом почвы повышается содер-
пониж °СИОВани** кальция и калия, а также фосфора, серы и азота и
содержание кремнезема и полуторных окислов (см. табл. 44).
стично|ЛЫ1Ые элементы, извлекаемые древесными растениями, ча-
закрепляются на более или менее длительный срок в древесине
стволов и ветвей, частично же ежегодно возвращаются в почву с Л
весным опадом (см. табл. 47). Рано или поздно, по мере отмцг?₽?
стволов, возвращается и та часть зольных элементов и азота, кот
задерживается в древесине. Таким образом, древесная растител^
создает непрерывный поток зольных элементов из более или у?*
глубоких слоев почвы на ее поверхность.

Высокое содержание в составе золы оснований также прт^В
вляет собой явленно, по своему характеру противоположное обпм
ванню кислот, характерному для оподзоливания, так как основана
содержащиеся в растительных остатках, нейтрализуют значительную
часть этих кислот.	’’

Таким образом, наблюдающаяся в лесу биологическая мигращ.»
зольных веществ и азота имеет своим следствием, во-первых, носхп.
дящее передвижение из различных слоев почвы на ее поверхность
различных минеральных веществ, среди которых преобладают важные
элементы пищи растений и в том числе основания. Во-вторых, вы<х>.
кое содержание последних способствует нейтрализации образующихся
при разложении растительных остатков органических кислот и тем
самым ослаблению процесса оподзоливания. В-третьих, элемешы

пищи, содержащиеся в растительных остатках, накапливаются н
концентрируются в поверхностных горизонтах почвы, в особенности
в подстилке, откуда они снова могут быть извлечены растениями.
Таким образом, в целом биологическая миграция зольных элементов

и азота является процессом, противоположным оподзоливанию.

 Следовательно, существенными элементами подзолообразования
являются два противоположных процесса: собственно оподзоливания
и биологической миграции и биологического накопления зольных
элементов.

* В процессе подзолообразования, как и во всяком другом про-
цессе почвообразования, решающую роль играет растительность
Продукты распада органических остатков, возникающие в резуль-
тате жизнедеятельности микроорганизмов, вызывают разложение
минеральных частиц. Этому способствуют и корневые выделения дре-
весной растительности. Одновременно последняя создает восходящи'!
поток биологической миграции зольных веществ.

Существенное значение также имеет гидротермический режим,
который обусловливает водный режим промывного типа. Периоды
наиболее интенсивного промывания почвенной толщи приходятся
на те сезоны года (ранняя весна и поздняя осень), когда биологиче-
ское поглощение зольных элементов не происходит совсем или проис-
ходит очень слабо. Благодаря этому и становится возможным вымы*
ванне из почвы некоторого количества минеральных окислов.

Решающая роль в процессе подзолообразования растительности^
позволяет уже заранее предположить, что степень развития этого про-
цесса должна зависеть от состава растительности. И действительно,
как показывают наблюдения и обширный лесоводственный опыт, Р®,
личные древесные породы обладают различным оподзоливающим Дсй*
ствием. Из числа пород, более или менее широко представленных
в лесной зоне СССР, наиболее сильным оподзоливающим влиянием
у , еЛЬ1 под которой легче всего образуется гумус типа «мор»
 о^^рая имеет поверхностную корневую систему. Более слабое
f’^viHBHiouiee действие оказывает сосна. Возможно, что разница
^^ИЕаоливаюшем влиянии этих двух пород заключается в том, что
г "потребляет меньшее количество зольных веществ и в сосновых
£°с1,а значительно выше освещенность, которая способствует более
'*Cn!)oMV разложению опада и препятствует образованию гумуса
I^HEfniop». Вще слабее оподзоливающее действие лиственных пород
и в особенности широколиственных.

|Р*^иа интенсивность оподзоливания влияет и напочвенный расти-
Ккиый покров. Наиболее сильным оподзоливающим действием об-

,е lator мхи. .1 из них — кукушкин лен и сфагновые мхи Травяной
опад которого содержит много золы и быстро разлагается,
оподзоливания не вызывает.

I Накопление гумуса может быть обусловлено двумя причинами,
I ма которые в свое время указывал В. В. Докучаев. Во-первых, в верх-
нюю часть профиля с просачивающейся влагой поступают раствори-

| MUe органические соединения из лесной подстилки, часть к<лорых
I может в верхних слоях минеральной толщи переходить в нераствори-
мое состояние. Во-вторых, гумус, накапливающийся в верхней части
горизонта А|, может иметь своим источником разлагающиеся корне-
вые остатки. Большее значение имеет, вероятно, второй источник,
т. е. корневые остатки, и при этом особенно корневые остатки травя-
нистой растительности.

Размеры накопления гумуса, или, как еще говорят, степень раз-
вития дернового процесса, о чем судят по мощности горизонта А,,
по содержанию в нем гумуса, по величине емкости обмена и по сте-
пени насыщенности основаниями, зависит от ряда причин. Важней-
шая из них — состав напочвенного растительного покрова. Под мо-
ховым покровом накопление гумуса бывает всегда гораздо меныннм,
чем под травяным, или отсутствует вовсе. Поэтому все, что способ-
ствует развитию травяного покрова, будет способствовать и накопле-
нию гумуса. К числу таких факторов относится изреженность дре-
весного полога, его состав; в лиственных, особенно в широколиствен-
ных насаждениях, дерновый процесс всегда выражен лучше, чем
в хвойных, тем более темнохвойных.

Далее, накоплению гумуса способствует высокое содержание кадь-
ц,,я в материнской породе и в почве. Поэтому на карбонатных поро-
I Дах мы находим почвы с особенно хорошо выраженным гумусовым го-
ризонтом. При прочих равных условиях на глинистых и суглинистых
I	Дерновый процесс выражен лучше, чем на песчаных и супес-

Ю>^Т° объясняе|ся тем, что породы более тяжелого грануломет-
в ни К°ГО СОСТава> богаче кальцием, а высокое содержание илистых
Ные'Х Част,|ц способствует закреплению гумуса. Гумус дает очень проч-
nun »СОсдинсн,,я с глинистыми минералами, в особенности с монтмо-
РИЛлонитом Н вермикулитом.

объяснВИСИМОСТЬ нако,1ле11,1я гумуса от рассмотренных факторов
сгае1 яет ” тот факт, что степень развития дернового процесса нара-
иределах лесной зоны в общем с севера на юг: в этом же на-
правлении нарастают содержание кальция в породах и степень -
стия трав в напочвенном растительном покрове. Нанлучнмго
тия в пределах лесной зоны дерновый процесс достигает в пщЯ
травянистых широколиственных лесов, вытянутых полосой
южной границе.	*

Подводя итоги всему сказанному о процессе образованиями
золистых почв, напомним еще раз о том, что он слагается из д?3'
взаимно связанных главных процессов: процесса собственно опЛ
ливания и процесса биологической аккумуляции. По своей суиадиЯ
эти процессы в значительной мере противоположны один дру^Я
Суть процесса оподзоливания заключается в распаде почти всех
иералов и выносе его продуктов из верхних почвенных горизощЗ
а частично и вообще из почвенной толщи. Основа процесса биолог^
ческой аккумуляции — восходящее перемещение минеральных окис-
лов из нижних слоев почвенно-грунтовой толщи в верхние слои почвьь
накопление в последних зольных элементов, азота и гумуса. В зави-
симости от интенсивности, с которой идет каждый из этих
эффект накопления питательных веществ и гумуса будет различным
Все что повышает массу минеральных веществ, принимающих \ча
стне в биологической миграции, и все что повышает скорость разло-
жения опада, будет тормозить оподзоливание и усиливать процесс
биологической аккумуляции.

К числу факторов, усиливающих биологическую аккумуляцию,
относятся богатство материнской породы, ее карбонатность, свобод-
ный отток поверхностной влаги, участие в древостое лиственных,
особенно широколиственных пород с глубокими корневыми систе-
мами, хороший доступ воздуха и света и, наконец, участие в напоч-
венном покрове травянистых растений. Преобладание хвойных, осо-
бенно темнохвойных пород с поверхностными корневыми системами,
застой поверхностной влаги, мертвый напочвенный покров — вле-
кут за собой ослабление процесса биологической аккумуляции и уси-

ление оподзоливания, а следовательно, и ухудшение плодородия почвы.

Выше было изложено наиболее широко распространенное совре-
менное представление о сущности подзолообразовательного процесса.
В последние двадцать лет начала распространяться иная точка зрения
на сущность той части этого процесса, которую называют оподзоли-
ванием. Согласно этой точке зрения, при образовании подзолистых
почв суглинистого и глинистого гранулометрического состава Рас‘
пада глинистых минералов в верхних слоях почвы и выноса из них
продуктов этого распада не происходит. Почвы образуются путем
простого вымывания из верхних слоев почвы в нижние илистых ча-
стиц, без предварительного их распада. Эти частицы накапливаются
на некоторой глубине, образуя иллювиально-глинистый горизонт В-
Такой процесс называется лессиважем или иллимеризацией, а обра-
зующиеся этим путем почвы — псевдоподзол истым и, или почвой
*лессивё». Эти почвы по морфологическому облику близки к настоя*
щим подзолистым почвам. Отличаются псевдоподзол истые 11оЧВ1’*3
просто подзолистых неизменностью по профилю состава илисто
фракции и наличием «ориентированной глины», т. е. пластинок глииы>
► их определенную ориентацию, указывающую на их пере-
в почвенном профиле. Следует указать, что предположение
дгИ;il0BaiiHH подзолистых почв путем вымывания илистых частиц
об ‘^‘ррвые высказано К. Д. Глинкой в начале текущего столетия.
би--0 ° позднее он от этой точки зрения отказался.

^Оценивая критически представление о слссснваже», следует при-
I Ута нет оснований отрицать возможность передвижения неко-
з»,аТЬ’ количества ила по трещинам, корневым ходам и т. д. Однако

Ерное поперечное сечение таких трещин и корневых ходов ннч-
С' ш) в СИЛУ чего объяснить образование иллювиальных горизон-
в*со’ значительным накоплением нла только за счет передвижения
™-1еи«?го по трещинам и ходам нельзя. Допустить же сплошное,
капитальное» передвижение илистых частиц через всю массу почвы,
все ее поровое пространство также нельзя, так как эти частицы
конце концов вызовут закупорку тонких пор почвы и прекращение
их передвижения. Кроме того, существуют подзолистые почвы без
горизонтов накопления ила и существуют подзолистые почвы с нако-
плением ила, но без одновременного обогащения иллювиального го-
ризонта окислами алюминия и железа, которое неизбежно должно
иметь место при вмывании в горизонт В неизменных илистых частиц.
В таких почвах, а их встречается очень много, формирование под-

золистого профиля может происходить только после предварительного

распада илистых частиц, сопровождаемого всегда выветриванием, и
более крупных частиц первичных минералов (полевых шпатов и др.).
Обогащение горизонтов В илом в этих случаях происходит либо пу-
тем оглиннвания почвенной массы на месте за счет выветривания пер-
вичных минералов или трансформации слюд или за счет новообразова-

ния глинистых минералов из продуктов выветривания, поступающих
из верхних горизонтов почвы.

Подразделение подзолистых почв. В лесной зоне, занимающей
около половины равнинной территории СССР, климатические усло-
вия и сопряженная с ними растительность, а также и другие факторы
и условия почвообразования изменяются в очень широких пределах.
Естественно, что и характер и свойства подзолистых почв должны
сильно меняться в пределах лесной зоны.

Климат лесной зоны изменяется с севера на юг и с запада на вос-
«*. С севера на юг в общем возрастает температура и уменьшается
ЗДичество осадков. В почвах эти изменения отражаются в уменьше-
и с севера па юг средней влажности почвы, кислотности, увеличе-
на содержания гумуса, обменных оснований и т. д. Основываясь
^’тих изменениях, можно выделить в пределах лесной зоны три поч-
соо-в геогРаФических подзоны: подзону глеево-подзолистых почв,
Ве7<.]етствУЮ1Чую северной тайге, подзону подзолистых почв, соот-
ПОча вУЮи1УЮ подзоне средней тайги, и подзону дерново-подзолистых
•чесов н^ггветствУюи1УЮ южной тайге. В паюсе шнрокатиственных
рые 1С.СгРеЧаются как дер ново-подзат истые почвы, так и светло-се-

Вы1')Ые’ котоРые подробно освещены в следующей главе.

почв: Слсннь,м подзонам соответствуют три подтипа подзатистых
&леево-подзолистые, подзолистые и дерново-подзолистые. Од-
,.ж__ ..u.wvniHBi

в особенности материнской
ных подтипов

fl

№

.. ll’F /(I.



нако, благодаря изменчивости других факторов почвообраэоВа л
в ncoAo--”-—	д породы, строгой приуроченности

к соответствующим подзонам не существуй, и

ЗОНЫ суть ЛИШЬ ПОЛОСЫ препМ
дающего распрос:	

ствующих подтипов.

Кроме указанных подтипов цмН
сопряженных со сменой
почвообразования с севера на
в и лсляь	1’ацна.н

ных* подтипов, связанных с нзм-
пнем условий почвообразования <пр«1
имущественно термических) с западц
на восток.

По характеру почвообраз\кмвдх
пород и наличию черт реликтовое
почвообразования подтипы ползаЯН
тых почв делят на роды. Выделяются
обычные, остаточно-карбонатные,
контактно-гмеватые, иллювиалыю-
железистые, иллювиально-гумусовые,
псевдофибровые (на песках), со вто-
рым гумусовым горизонтом (остав-
шимся от предыдущей стадии ра
тня) и другие роды.

По степени подзолнстости разли-
чают виды (рис. 67):

а)	слабоподзолистые	.кминоЯ

горизонт А, отсутствует, но на
границе между горизонтом А, Я В
имеются отчетливо выраженные свет-
лые пятна, т. е. горизонт А, разор*
ванный, не сплошной; горизонт 81
выражен довольно плохо;	I

б)	среднеподзолистые — горизонт
Аг выражен хорошо, но мощность^
его меньше, чем горизонта А,
зонт В выражен хорошо;

в)	си льноподзолистые — г<-’ 11‘

зонт А» выражен очень резко,
ность его превышает мощность
зонта А,, который, однако, такН
В выражен большей частью резКОЯ
г выражен очень резко, горизонт А»
выражен большей частью резко.	Н

подзолнстости могут встречаться на всех ма* (
_г....^.,..а породах; подзолы на суглинистых и глинистых порОДАд
встречаются редко. Однако так называемые глеево-подзолистые почвы»
встречающиеся в подзоне северной тайги, не имеют гумусового гор«Д
Жй

i, '.А

1

Шй

V

г)

Рнс. 67. Морфология профилей почв
разной степени подзолистости:
а — слабоподхолистой. 6 — средиепод-
зол негой. а — сильпоподэолнстой. е —
подзола

.,; гори-

выражен хорошо; горизонт
г) подзолы — горизонт А

отсутствует, горизонт В
Первые три степени
теринскнх породах; —

ПРГП/о’"---

[ ^яются по сугн дела даже при суглинистом гранулометриче-
_______подзолами. Наиболее ярко подзолы выражены на песках
йод. | s1' я на супесях. Песчаные и супесчаные подзолы могут быть под-
по характеру их иллювиального горизонта на подзолы
Р*^&11зистым иллювиальным горизонтом и подзолы с глнноземно-
с *е’1(|гТО.Гумусовым иллювиальным горизонтом.

*еЛ<\казанному выше подразделению по морфологическим прнзна-
К-Хутветствуст изменение и физико-химических свойств почв.
ьа' Учением степени подзолистости увеличивается степень нена-
С \1йН0Сти, степень выноса различных веществ из верхних горизон-
те почв и т. д.

По глубине оподзоливания, начиная от важней границы лесной

подгилки, различают следующие почвы:

|Г Поверхностно-подзол истые...............

К^лкоподзо.1 истые..................  .	.

Неглубокоподзолнстые..................

гаубокоподзол истые...................

до 5 см

« 20 «

« 30 <

более 30 «

По содержанию гумуса в горизонте At (для дерново-подзолистых

почв| различают почвы:
I Ммогумусныс ....
L Ожднегумусныс . . .

Высокого мусные . . .

да 3 %
от 3 до 5 «
свыше 5 «

Распространение почв различной степени оподзоленности в при-
роде подчинено определенным закономерностям. При однородной
материнской породе наибольшее влияние на степень оподзоленности
оказывает рельеф, действующий как на состав растительности, так
и на передвижение влаги. На более крутых склонах, особенно на
их верхних частях, где имеются наилучшие условия для стока влаги,
мы находим обычно слабоподзолистые почвы. С уменьшением угла
наклона, когда увлажнение делается более сильным и продолжитель-
ным и поэтому появляется соответствующая растительность, степень
оподзоленности увеличивается вплоть до подзолов, которые обычно
и бывают расположены на почти горизонтальных, но еще не заболочен-
ных участках поверхности.

Существует также определенное соответствие между почвами раз-
личной степени оподзоленности и произрастающей на них растптель-
‘Юстью, т. е. типом леса.

с пл а ВеДем в кач<х'тве примера данные о связи между почвами,
КМйои стороны, и составом и продуктивностью насаждения, с дру-
и ’ полученные в Центральном лесном заповеднике. Эту связь можно
по и ,),>азить D В|’Де следующих параллельных рядов, характеризующих
и типы насаждений.

। ( . Почвы

вых vu^alHCTb,e почвы возвышен-
участков

си^1№ТЫе почвы верхних
СКЛОНОВ

Типы и бонитет насаждений

I.	Сложный ельник 1-а бонитета. При-
месь широколиственных порох из
которых ясень и вяз — в первом
ярусе

2.	Сложный ельник 1 бонитета. Те
же широколиственные породы, но
только во втором ярусе
3.	Силыюподэалистые почвы средних
частей склонов

4.	Подзол нижней части склона

3.	Ельник кисличник I—J] g_j

Hi широколиственных гюроддИ
леске только липа	h Wfc,

4.	Ельник черничник II— III
В подлеске рябина

Из сопоставления следует, что
почв состав насаждения становится
ние — менее производительным.

по мерс усиления оподзолщ^Ц
менее сложным, а само нацЗ

Лесорастительные и агрономические свойства подзолистых
ПОЧ|

Оценивая сказанное выше о химическом и гранулометрическом сосгХ
и свойствах подзолистых почв, можно прийти к выводу, что мион.
особенности в составе и свойствах этих почв неблагоприятные
произрастающих на них растений. Эго вымывание зольных вещеДД
образование горизонта <мор», кислотность, разрушение значительна*,
части коллоидных и илистых частиц и т. д. Посмотрим, как оЗИ
жаются эти явления на плодородии почвы.

Плодородие почвы в первую очередь определяется ее способностью
обеспечивать растения пищей, кислородом почвенного воздуя и вла
гой. Поэтому ответ на поставленный вопрос будет различным в зави-
симости от того, о какой растительности идет речь — естественно^ дре-
весной или сельскохозяйственных культурах.

Начнем с лесораститсльных свойств подзолистых почв и, прежде
всего, рассмотрим вопрос об их способности обеспечивать насаждения
влагой и воздухом.

Вопрос об обеспеченности древесных насаждений в лесной зоне
влагой не является острым, так как годовая сумма осадков, их распре-
деление по сезонам и соотношение их суммы с величиной испаряемости
в подавляющее большинство лет полностью обеспечивают потребность
насаждений во влаге. Кроме того, хотя структура в подзолистых поч
вах и не обладает прочностью, но под лесной растительностью она не
разрушается, что повышает влагоудержнвающую способность почв.
Благодаря своему структурному состоянию подзолистые лесные почвы,
развитые на материнских породах суглинистого и глинистого состава,
обладают достаточно хорошо выраженной способностью удерживать
влагу, необходимую для снабжения деревьев, а вместе с тем обеспечи-

вать их корневые системы и достаточным притоком воздуха.

Подзолистые почвы песчаного механического состава, как пра-
вило, бесструктурны. Водоудерживающая способность песков нич-
тожна, поэтому древесные насаждения на песках обладают высокой
продуктивностью лишь при более или менее близком залегании грун*
товых вод или же при неглубоком подстилании песков влагоемкими
суглинистыми или глинистыми отложениями (табл. 56).

Если песчаная толща обладает большой мощностью, а грунтовые
воды залегают глубоко, например при дюнном рельефе насаждения от'
личаются пониженной продуктивностью вследствие недостатка влаги*]

Образование в процессе оподзоливания песчаных почв нллювналь'
ного горизонта или псевдофибр (тонких прослоек, сцементированным
окисламп железа или глинозема) вызывает повышение водоуДеР*Ч
вающей способности почв и, следовательно, улучшение снабжении
Таблица 56

Зависимость роста сосны крымской от глубины подстилания
песков более тяжелыми породами (по А. Гаелю)

Глубина залегания тяжелой породы, см	Высота, м	Диаметр, см	Бонитет
До 300 подстилания нет ....	7	12	V
150, супесь		8	13	IV
100, супесь 		12,5	16	1П
80. суглинок		15	20	и
80 — 70, лёсс		19	24	I
40 — 35, лёсс		21	28	1а

I насаждений влагой, т. е. повышает один из элементов плодородия.
Но сильное оподзоливание песчаных почв и образование в горизонте
Вортштейна приводит к резкому ухудшению лесорастительных свойств.

Вымывание зольных веществ в процессе подзолообразования из
почвенной толщи несомненно неблагоприятно .тля обеспеченности
насаждении питательными веществами. Однако насаждения высоких
| Нйктов встречаются на сильноподзолистых почвах. Дело в том, что
те окислы, абсолютная потеря которых в процессе оподзоливания
особенно велика, например SiOlt А12О3 и Fe2Oa, потребляются древес-
ными растениями в относительно небольших количествах, в то время
как содержание их в почвах, даже в верхних горизонтах сильноопод-

золенных почв, велико.

Менее удовлетворительно обстоит дело с основаниями, главным
образом с основаниями кальция и калия, потребность в которых у
древесных насаждений очень велика. В большинстве случаев свыше
половины всей золы состоит из окислов этих двух элементов. В про-
цессе подзолообразования вымываются значительные количества этих
элементов, при этом в первую очередь наиболее доступные формы их
соединений — обменные ионы. Однако древесные насаждения ока-
зываются способными обеспечить себя и этими элементами, воздей-
ствуя биологическим и биохимическим путем на разложение различ-
НЫХ РеРв,1Ч,,ых и вторичных минералов.

№. О^ФвР накапливается в верхних горизонтах путем биологической
исрации. Его слабая вымываемость, как уже говорилось, обусловлена

ЧТО, переходя в легкоподвижное состояние, он быстро усваивается
Рсанизмамн, в том числе микроорганизмами, а кроме того, легко
труднорастворнмые соединения с гидроокисями железа и
Р^МИния. Последнее обстоятельство понижает его доступность для
,,,|й. Однако для древесных растений это, возможно, имеет мень-
пО11-11а ,е1,Ие, ,,ОСКОЛЬКУ эти труднорастворимые соединения фосфора
иск ,1К>ТСЯ воздействию микоризы, которая и обеспечивает фосфор-
I ОбТаН-,е дРевесных растении.

точнь' 111111 за,1ас азота в большинстве случаев может считаться доста-
°кис io ТеМ ®олее- что °н постоянно пополняется за счет поступления
I в азота с атмосферными осадками и за счет деятельности микро-
организмов-азотфиксаторов. Но в некоторых случаях, особеннД
бедных гумусом песчаных подзолистых почвах, обеспеченность on**
оказывается недостаточной. Следует еще раз напомнить, что микп^Н
принимает, по-видимому. участие и в азотном питании дрсвесныХ^^Н
ний, делая доступными для них органические соединения азота.

Таковы условия азотного и зольного питания древесных растем
на подзолистых почвах. Можно ли эти условия улучшить и тем^^Н
повысить продуктивность насаждений? Ответ на этот вопрос дод22
быть дан положительный.	hl

Сельское хозяйство располагает целой системой мероприятий ц.
повышению плодородия подзолистых почв. Большая часть этих м^Н
прнятий на лесных площадях неприменима отчасти по техпичеЗН
причинам, отчасти — по экономическим, но отдельные мероприятии
все же применяются с успехом и в лесном хозяйстве. Например, посев
люпина на песчаных почвах в междурядьях при культуре сосны
Обогащая почву азотом, люпин значительно повышает продуктивнойi
культур. По исследованиям Б. Д. Жилкина, в Белоруссии в 35-летних
культурах сосны с люпином запас древесной массы (в сосняке вере-
щатниковом) составил 230 .и3 га, а на контроле (без люпина) — 143
(увеличение на 61 %), урожай семян сосны возрос в 13 раз против Аов-
тратя, улучшилось также качество древесины. В более влажных усло-
виях на песках и супесях рекомендуется введение в сосняки в качестве
подлеска серой апьхн. В Латвии примесь к сосновым культурам
ольхи повышала прирост сосны в высоту на 35—50%.

Были также удачные опыты известкования лесных подзолистых
почв, которое широко применяется в сельском хозяйстве.

По данным С. А. Пронченко, девятилетнее известкование ело-
вого насаждения в Подмосковном лесхозе сильно изменило свойства
почвы в лучшую сторону. Кислотность ее уменьшилась, увеличилось
количество обменного кальция, легкоподвижной фосфорной кислоты,
легкоподвижных соединений азота. Мертвый напочвенный покров
сменился обильным травяным, в составе которого появились формы,
указывающие на высокое плодородие почв. Значительно увеличилось
количество кустарников. Текущий прирост по диаметру возрос вдвое,
составив за 10 лет 2,4 см при 1,2 см на неизвесткованной площади-
Запас древесины на известкованной площади за 10 лет увеличился
дополнительно на 88 .и3. Таким образом, известкование почвы да-10
совершенно отчетливый лесорастительный эф(|>ект.

В лесном хозяйстве более экономически доступным способом^
улучшения реакции почв является внесение вместо извести золы.
На песчаных почвах, например в питомниках, древесных школах,
плантациях, на семенных участках и т. д. вместо извести или зол>|
целесообразно вносить глинистый мергель, лучше совместно с орга-
ническими удобрениями.

В последние годы как у нас, так и за рубежом, все более широки
стали применять в питомниках, культурах и взрослых насаждения»
и другие удобрения — органические, минеральные, мнкроудобренЗД
и бактериальные препараты. В большинстве случаев они оказывай^
положительное влияние на выращивание посадочного материала, Ч
306
lecHWX культур /состояние приспевающих и спелых наса-
&“г лоруссии, по данным К. Евсиевнч, улучшился рост сосновых
типе сосняк-брусничник) и увеличился годичный прирост
ь*’1!’Т' оге при запашке торфа (35—40 т/га) до 131,5—153,4%, при
цо 0blC' о1нолетнего люпина — 164,4—171,6% и при удобрении
’^р К действ, веществ на I га— 171,6%.

'‘‘"Опыты с удобрением лесных почв в Финляндии, Бельгии, Данни,
^^КдРУГ1,х гранах показывают, что древесные' породы наиболее
Ж отзываются. особенно на песках, на азотные удобрения в высо-
Р 1Кд03е. Так, прирост хвойных пород увеличивается в 2—3 раза.
К И Определение степени нуждаемости древесных пород в том или
им элементе пищи, время и дозы внесения удобрений, в какой период
lEmifl насаждений экономически выгоднее вносить удобрения —
£ вопросы остаются далеко еще не разработанными. Вместе с тем
проведение почвенных исследований, выяснение состояния насаждений
«химический анализ листвы или хвои позволяют давать более или
менее обоснованный прогноз о потребности насаждений в том или ином
химическом элементе и вероятной отзывчивости на него растения при
его внесении в почву.

Хороший прием улучшения лесорастительных свойств почв — рых-
ление подстилки и перемешивание ее с минеральными слоями почвы.
Он улучшает кислородный режим, способствует быстрой минерализа-
ции подстилки, а следовательно, возврату в почву содержащихся в
ней питательных веществ.

Одним из возможных приемов улучшения лесорастительных свойств
почв являются рубки ухода за лесом с одновременными мерами ухода
за почвой. Проведенные исследования в сосняках, ельниках,
дубняках, осинниках как у нас, так и за рубежом показали, что сами
рубки ухода влияют на микроклимат, изменение состава живого
напочвенного покрова за счет большего участия трав, активизируют
процессы разложения подстилки и поступивших порубочных остатков,
несколько увеличивают содержание в почве гумуса и питательных
веществ, усиливают физиологические процессы у оставшейся более
Ценной части древостоя вследствие предоставления отдельным деревьям
большей площади питания и усиления биохимических процессов в
почве. Однако рубки не смогут существенно повлиять на ход почвооб-
разовательного процесса, если не будут сопровождаться проведением
заихюсвязанных мер ухода за лесом и почвой, внесением удобрений,
Рулением подстилки и ее перемешиванием с минеральной частью
£2“ы> разбрасыванием мелких порубочных остатков и т. д. Сходные
вровп*>ИЯтн’1 1,0 Улучшению лесорастительных свойств почв следует
ЭТ^Яить при выборочных и постепенных рубках леса.

наиболее доступный и эффективный прием повышения плодоро-
ннй ^)дзолистых почв и продуктивности растущих на них насажде-
частн Изме"ение состава последних. Применительно к хвойным, в
Дешп 411 темнохв°йным, насаждениям наилучший эффект дает вве-
с 'Иственных пород (широколиственных, березы) или кустарников
I У кой корневой системой. Этот прием увеличивает мощность
корнеобитаемого слоя, из которого растения черпают зольные вецц^Н
Тем самым усиливается поток зольных веществ переносимых в прп^Н
биологической миграции из нижних горизонтов в верхние; опад
венных пород понижает кислотность подстилки, ускоряет разлоД
всей массы органических остатков и мобилизацию : '-чаютЯ*
в них питательных веществ; снижение кислотности усиливает н»т
фикационный процесс, и т. д. Глубокие корневые системы нерех^Н
вают вымываемые зольные вещества, уменьшая их потери. |

В главе о плодородии почв говорилось о том, что при
смешанных насаждений особенно заслуживает внимания ввеэдЯ
в качестве примеси к главным породам липы, березы, клена, огиУ
ника, рябины и особенно азотонакопнтелен — ольхи, акации, ракНт'
ника, дрока и др. Из хвойных пород в качестве почвоулучшающей
породы желательно введение лиственницы, как ценнейшей и быспИ
растущей породы, способной к возрасту спелости дать запас древесиц»
до 600 мЧга и больше.

Таким образом, создание смешанных насаждений является мош.
ным орудием повышения плодородия лесных подзолистых почв
В основе этого приема, как мы видим, лежат биологические факторы^
Улучшение подзолистых почв созданием смешанных насаждений с

участием почвоулучшающих древесных и кустарниковых пород а
комплексе с мерами ухода за почвой может повысить продуктивность
насаждений на 1—2 класса бонитета (И. С. Мелехов).

Рассмотрим вкратце вопрос о плодородии подзолистых почв при-
менительно к условиям сельского хозяйства. При распашке вышедших
из-под леса подзолистых почв непрочная естественная структура их
сейчас же разрушается. Разрушение структуры ведет к развитию
неблагоприятных физических явлений: заплыванию почв во влажном
состоянии и образованию корки в сухом, вследствие чего снабжение
растений влагой и воздухом резко ухудшается. Влагоемкость и водо-
проницаемость таких почв также понижены, а значительная часть
поглощенной ими воды теряется на сток и испарение. Даже при
незначительных уклонах подзолистые почвы легко подвергаются
смыву. Кроме того, подзолистые почвы не могут обеспечить сельскохо-
зяйственные растения необходимым количеством питательных веществ*
Высокая кислотность подзолистых почв обусловливает плохие условия
азотного питания, а также появление в почвенном растворе алюминия
и марганца в количествах, вредных для сельскохозяйственных культур-1

Чтобы использовать подзолистые почвы в сельском хозяйстве,
необходима целая система мероприятий для поднятия нх плодородия.
И прежде всего — правильная обработка, направленная на постелен»
ное создание глубокого пахотного слоя; введение севооборотов, вклюа
чающих посев многолетних трав, с целью оструктуривания почвы <
обогащения ее азотом и органическим веществом, улучшения водвогв
и воздушного режима; известкование, как мера борьбы с кислотносТм“,|
мера улучшения азотного режима и подавления вредного влияния алК*
миния и марганца; внесение удобрений органических (навоз) и минЧ
ральных; органические удобрения служат не только источником ЛИГИ
тельных веществ (преимущественно азота), но и средством улучшение
Ж ,,1V свойств почвы и обогащения ее гумусом, а минеральные —
шком фосфора, азота и калия.

,,сТГй результате применения описанных мероприятий подзолистые
? резко меняют свой вид. Подзолистый горизонт исчезает, его
1,04 v’яег мощный пахотный слой, содержание гумуса и мощность
,аМе1')вого горизонта возрастают, кислотность падает, содержание
5ь2нных оснований и питательных веществ увеличивается. Пахотный
становится структурным. Такне почвы называют окультурен-
!£» дерново-подзолистыми.

ДЕРНОВО-КАРБОНАТНЫЕ ПОЧВЫ

В пределах лесной зоны встречаются выходы на поверхность раз-
личных карбонатных пород: известняков, мергелей, мела и т. п.
Почвообразование на таких породах идет совершенно иначе, чем на
^карбонатных породах сиаллитного типа.

Вследствие большого содержания в породе углекислого кальция
органические кислоты, образующиеся при разложении растительных
остатков, сразу же, на месте своего образования, нейтрализуются.
Многие из этих кислот, например гуминовая, образуют нерастворимые
в воде кальциевые соли. Эго способствует значительному накоплению
насыщенного кальцием гумуса. А так как реакция среды благодаря
наличию углекислого кальция все время остается слабощелочной,
оподзоливания почвы не происходит. Почвы такого типа называются
дерново карбонатными. В Польше их называют рендзинами. Строение
профиля дерново-карбонатных почв очень простое: под лесной под-
стилкой обычно небольшой мощности залегает гумусовый горизонт тол-
щиной 15—20 см, а иногда более. Цвет его черный, иногда со слабым
сероватым оттенком или черновато-бурый. Гумусовый горизонт обла-
дает хорошо выраженной прочной зернистой структурой и всегда
содержит обломки нижележащей карбонатной породы, вследствие чего
почва при действии на нее соляной кислотой выделяет углекислый газ,
или, как говорят, вскипает с кислотой с самой поверхности.

Гумусовый горизонт имеет обычно суглинистый или глинистый
механический состав и образуется за счет постепенного накопления
глинисты^ частиц, всегда находящихся в известняке, при постепенном
Растворении и выщелачивании углекислого кальция. Под гумусовым
горизонтом залегает щебень карбонатной породы, пересыпанный час-
тицами гумусового горизонта.

Дерново-карбонатные почвы отличаются высоким содержанием
•Умуса (до 10—12% в гумусовом горизонте), слабощелочной реакцией
VW гумусового горизонта 7,5—8,0, книзу возрастает до 8,4%), высо-
BeZ емкостью обмена (до 50—60 мг лее). Они богаты питательными
сполл8ами’ имеют хорошую структуру и высокую нитрификационную
Однако, залегая на плотных породах и будучи поэтому
реЛ{ Влагоемкимн, они нередко обладают неблагоприятным водным
пРияти>М $ таких случаях на них появляется сосна. При более благо-
Ляетс НЫХ УСЛ0ВИях увлажнения на дерново-карбонатных почвах посе-
Г**':я ель с большой примесью широколиственных пород (дуба, ясеня,
клена, липы и др.) и обильным травянистым покровом. Наличие ЛИ
кислого кальция в почвах понижает усвояемость железа, в сиду!1*’
у растений, произрастающих на этих почвах, иногда появляется хдоЯ
Дерново-карбонатные почвы могут существовать в опис^Я

состоянии до тех пор, пока в гумусовом горизонте имеется углекод
кальций в форме обломков породы. Однако, вследствие водного pe^2J
промывного типа углекислый кальций (соль, хотя и трудно, но Все
растворимая в воде) постепенно выщелачивается из верхних горн^
тон. При этом, как уже сказано, в них накапливаются в качестДдУ1'
точного продукта глинистые и иные частицы, входившие как прц£Я
в состав известняков.

С момента, когда накопившаяся глинистая толща достигнет мощ
пости 20 40 с.м и окажется при этом полностью лишенной углекислоте
кальция, характер почвообразования меняется. Органнческие^^|
лоты, образующиеся при разложении растительных остатков,
не будут нейтрализоваться полностью, реакция становится кислой
и почва начинает оподзоливаться.

В процессе оподзоливания дериово-карбон атной почвы можно
выделить ряд хорошо выраженных стадий. Первая стадия - образо-
вание выщелоченной рендзины, в которой углекислый кальций из
гумусового горизонта выщелочен полностью. Реакция гумусового
горизонта из слабощелочной становится нейтральной (pH-7,0), содер-
жание гумуса падает до 7—8%, емкость обмена уменьшается до 30—
40 мг-экв, гумусовый горизонт приобретает сероватый оттенок, под
гумусовым горизонтом появляется выщелоченный горизонт бурого
суглинка мощностью до 10 см.

Вторая стадия — образование оподзоленной рендзины. Мощность
гумусового горизонта остается прежней, но он приобретает более
светлую, обычно буровато-серую окраску, под ним появляется неболь-
шой мощности подзолистый горизонт А», окрашенный в палевый цвет.
Под подзолистым горизонтом начинает развиваться иллювиальный,
всегда очень тяжелого механического состава, темно-шоколадного
цвета, с хорошо выраженной ореховатой структурой. Линия вскипания
(г. е. верхняя граница содержания карбонатов) опускается до 40— 50см
Содержание гумуса в верхнем горизонте падает до 5—6%, pH
до 6,0, емкость обмена до 25—30 мг-экв, обменная кислотность если

и появляется, то совершенно незначительная.

Третья стадия — образование уже дерново-подзолистой почвы,
степень оподзоленностн которой с течением времени постепенно воз-
растает. Такие дерново-подзолистые почвы, особенно на ранних ста-
диях своего развития, отличаются от дерново-подзолистых почв, Н®
проходивших стадии дерново-карбонатной почвы, пониженной киС<
лотностыо, повышенным содержанием гумуса, повышенной мощности®
гумусового горизонта, более темной его окраской, палевой окраской
подзолистого горизонта, резко выраженной ореховатой структур®!
горизонта В, его коричневатой или шоколадной окраской и т. Д- I

Если на карбонатной породе почвы развиваются в условиях пО^И
шейного увлажнения, в них появляются некоторые признаки, сВ(,я‘
ственные заболоченным почвам, и прежде всего оглеение. Такие почвы
В называть (Зерчово-карЬонатно-глсеаями, или перегнойно-карбо-
гр,,11ЯГ,|Лш.им- Они обычно встречаются на нижних частях склонов
м‘ ^ 'стовин близкого залегания карбонатной породы (известняка,
пР’ .'J н др.). Эти почвы, так же как и дерново-карбонатные, могут
м ^ ^ащаться в выщелоченные, а затем и оподзоленные дерново-
Сатно-глеевыс почвы.

>:3’ Описанный выше ряд почв — дерново-карбонатная, дерново-
||<г.9тнзя выщелоченная и дерново-карбонатная оподзоленная —
ма*\сгав.1яет собой пример эволюции почвы во времени. Эволюция,
Соцессе которой свойства почвы изменяются очень резко, совер-
^2ся в данном случае при относительном постоянстве всех внешних
Ш’1ОВИЙ почвообразования — рельефа, климата, гидротермического
1м(има и т. д. — и является естественным следствием самого почвооб-
разовательного процесса.

Перегнойно-карбонатные почвы обладают высоким потенциальным
плодородием, эффект которого однако сдерживается неблагоприятным
рутным режимом. Наиболее целесообразно использовать эти почвы
ап^гозтзние сосновых и сосново-лиственничных светлых лесов. Лист-
венница (сибирская, Сукачева) — быстрорастущая почвоулучшающая
порода. На карбонатных почвах запас древесины достигает 700 м3 /га.
Ажурная крона и сбрасываемая на зиму хвоя лиственницы способствуют
более полному поступлению в почву атмосферных осадков.

Перегнойно-карбонатно-глеевые почвы с проточными грунтовыми
водами лучше использовать под елово-ольховые, ольхово-ясеневые или
другие ценные насаждения в зависимости от физико-географических
условий.

Подзолисто-болотные и болотные почвы

Под заболачиванием понимается совокупность явлений, возникаю-
щих в почвах в тех случаях, когда они подвергаются постоянному или
периодически длительному избыточному увлажнению. Избыточное
увлажнение — это такое состояние почвы, когда среднее содержание
в ней влаги за вегетационный период превышает 70—80% полной
влагоемкости. Оно влечет за собой поселение соответствующей влаго-
любивой растительности, которая нередко обладает способностью
Усиливать накопление влаги. Этой способностью обладают, например,
сфагновые мхи, некоторые виды осок.

^Избыточное содержание влаги в почве имеет своим прямым след-
«гмосл Мадос содсРжа,,ие в ней воздуха и затруднение его обмена с
₽Ч*рным воздухом. В силу этого содержание в почвенном воздухе,
в®"^°вательно, и в почвенном растворе, кислорода резко уменьшает-

’ °иЧем Мы Уже говорили в гл. V.

Раст» i4,106 количество кислорода в почвенном воздухе и почвенном
Te.ii ч')рС аызывает замедление окислительных процессов и, следова-
пРоиех’< п,,оцессов разложения органических остатков. В результате
одна цП 111 11ак°пление органического вещества. Его накопление —
В Углов Наиб°лее характерных черт почвообразовательного процесса
них избыточного увлажнения. Размер накопления в зависи-
мости от степени заболоченности может быть весьма разлнчп^|
начиная от небольшого увеличения содержания гумуса и некотоп/'
увеличения мощности гумусового горизонта, и кончая пакопцЛЭ
многометровых толщ торфа.	е>|

Недостаток кислорода в почвенном воздухе и в почвенном раствор
приводит к тому, что органические соединения в процессе микробной!
разложения начинают окисляться за счет кислорода, связанного*^
минеральными соединениями, способными восстанавливаться. ЭД
соединения главным образом окисного, трехвалентного железа
гораздо меныпей мере — соединения марганца.

Явления восстановления — вторая характерная черта почво-
образования в условиях избыточного увлажнения. Соединения окис-
ного железа, восстанавливаясь, переходят в соединения двухвалент-
ного, закисного железа. Судьба последних в зависимости от харак-
тера водного режима может быть различной. Если избыточное увлаж-
нение — явление периодическое, причем продолжительность периодов
невелика, как это имеет место во многих подзолистых почвах, то
закисное железо, образовавшееся во время этого периода, по прошест-
вии его, вследствие улучшившегося доступа кислорода, снова окис-
ляется. Происходит это следующим образом. Первым соединением,
которое образуется при восстановлении железа, бывает двууглекислое
железо Ре(НСОя)2, которое в присутствии углекислоты обладает
довольно хорошей растворимостью в воде. В природных водах концен-
трация его может достигать многих десятков миллиграммов в I л.
Входя в соприкосновение со свободным кислородом по окончании
восстановительного периода, двууглекислое железо окисляется с
образованием гидроокиси железа:

4Fe(IICO,)2 + О2 4- 2I LO = 4Fe(OH), + 8СО,

Ярко-оранжевые верхние слои иллювиальных горизонтов подзолистых
почв имеют часто именно это происхождение. Этими же явлениями
объясняется образование различных ржавых пятен и примазок в слабо-
заболоченных почвах.

Несомненно, что в восстановлении и окислении соединений железа,
а также марганца большое участие принимают различные микроорга-
низмы. На это указывал еще Г. Н. Высоцкий. В последние годы роль
микроорганизмов в окислительных и восстановительных процессах
была подробно изучена Т. В. Аристовской.	, .

В тех случаях когда избыточное увлажнение представляет соо^Ц
явление длительное, или тем более постоянное, почвообразованн
идет иначе. Ионы двухвалентного железа, появляющиеся в почвеннвЧ
растворе, остаются в нем длительное время и успевают вступить в реак
цию с кремнеземом и глиноземом, образуя вторичные алюмоферросИ^
каты. Эти глинистые минералы имеют зеленоватую или
окраску в отличие от минералов, содержащих окисное железо и оо» ,
дающих окраской буроватых или красноватых тонов.	с.

Процесс образования глинистых минералов, содержащих за
ное железо, называют оглеением, а соответствующие почвенные 11 >иа.
зонты, в которых накапливаются эти минералы, — глеевыми И
I буквой g. Они легко определяются морфологически по присущей
йЯК>те1'е11Оватой, голубоватой, иногда сизой окраске. Если нзбыточ-
"М -влажнение не слишком длительно, сплошной глеевый горизонт мо-
н не образоваться, а вместо этого в почвенном разрезе появляются

*еТ отдельные раскисленные пятна. Такие горизонты называют
или раскисленными и обозначают обычной для них буквой
6vKBoii g внизу. Например, В* обозначает иллювиальный горизонт
" пятнами оглеения.

J Оглеение почвы вызывает изменение некоторых ее физических
-войстн и прежде всего разрушение структуры и уменьшение пористо-
ти Структурная глина в процессе оглеения сплывается в сплошную
массу, лишь кое-где пронизанную тонкими ходами, оставшимися от
сгнивших корешков растений. Одновременно происходит более плот-
ная «упаковка» почвенных частиц, что ведет к увеличению объемного
веса и уменьшению пористости вплоть до предельно малой ее вели-
чины—26%. Уменьшение пористости влечет за собой уменьшение
водопроницаемости. Таким образом, процесс оглеения, вызванный
избыточным увлажнением, способен прогрессивно развиваться.

Почвы поверхностного заболачивания

Заболачивание проявляется по-разному, в зависимости от про-
исхождения и химического состава вызывающей его влаги. Различают
поверхностное (водами атмосферных осадков) заболачивание и забола-
чивание грунтовыми водами (пресными, жесткими и железистыми).

Поверхностное заболачивание происходит лишь при очень тяже-
лых (суглинистых и глинистых) материнских породах, обладающих
малой водопроницаемостью. В этом случае избыточная влага, не
израсходованная на испарение и десукцию, может удаляться только
поверхностным или почвенным стоком. Если уклон местности недо-
статочно велик, чтобы возник сток, влага будет застаиваться в верхних
горизонтах почвы или даже на ее поверхности на более или менее
длительные промежутки времени. Возникает поверхностное забола-
чивание.

Первым следствием поверхностного застоя влаги является замед-
ленное разложение органического вещества, следовательно, повыше-
Ние содержания гумуса в горизонте А! и увеличение мощности этого
горизонта. Вместо обычных для суглинистых почв 4—8% гумуса в
ризоше А, его содержание возрастает до 15—20%. Увеличивается
акжеобменная кислотность. Мощность подстилки на этой стадии забо-
Осо2^*а”ия возрастает еще незначительно. В верхних горизонтах,
и?"н"0 в горизонте А», возникает некоторая глееватость, проявляю-
ддСн в потере структуры и появлении зеленоватого или свинцового

*ка- 1 акая почва называется перегнойно-глееваточшдзолиспюй. Это
стадия поверхностного заболачивания.

fajQ Рн более сильном увлажнении замедляется разложение
более С1ЬИЫ^ остатков- слагающих лесную подстилку. Она становится
«ня 'ЮЩ|,С)н и вследствие замедленного разложения, а также поселе-

I аголюбнвых растений, например кукушкина льна или сфагно-
вых мхов, приобретает торфянистый характер. Поселению мхо» _1
собствует микрорельеф, в понижениях которого образуются ncnHCrirj'
чески высыхающие лужи. Одновременно с появлением торфяни
горизонта начинает уменьшаться и постепенно исчезает горизонт Т0
усиливается оглеенность верхних горизонтов, которая при этом .?
пространяется и вглубь. Образуется так называемая торфЯНи£*'
или пюрфяно-подэо.шето-глеевая почва (если торфянистый п>рнзо2Я
мощное! и не превосходит 20 см, используется приставка «торфяннстп?
если он превышает эту величину — «торфяно»).	' л

Следующей стадией заболачивания является образование
фяно-глеевой почвы. Оглеение достигает такой степени, что npoMbnutS
почвы прекращается, и она длительно находится в состоянии наем™?
ння влагой. Вследствие этого прекращается и оподзоливание почвы
поскольку обязательным условием для него является хотя бы периоди-
ческое промывание. Минеральные горизонты оглеиваются на большую
глубину, а на поверхности накапливается толща торфа, т. е. весь
почвенный профиль состоит из двух горизонтов: торфяного и глеевого

Мощность торфяного горизонта не должна превышать 50 см
Если мощность торфяного горизонта больше этой величины, таксе
образование называют торфяником. Торфяник, образовавшийся за
счег атмосферного увлажнения, относится всегда к типу верховых.

.Морфологическое определение степени заболоченности подтвер-
ждается данными, характеризующими содержание в почве закисного
железа.

В табл. 57 приведены данные, характеризующие содержание
закисного железа в трех почвах: подзолистой без признаков забот
чивания, которая берегся для сравнения, торфянисто глеевой и тор-
фяно-глеевой. Закисное и окисное железо определялось как валовое,
так и в вытяжке нормальной серной кислотой. В водных вытяжках
железа обнаружено не было.

Данные таблицы показывают, что в подзолистой почве валовое
содержание закисного железа очень невелико, растворимого в серной
кислоте нет, за исключением самого верхнего горизонта, в котором
наблюдается небольшое его количество.

В торфянисто-глеевой почве, в нижней части глеевого горизонта,
обнаруживаем довольно значительное количество валового закисного
железа и повышенные количества растворимого в серной кислоте.
Однако оно еще значительно уступает окисному железу.

В торфяно-глеевой почве много и валового, и растворимого закис-
ного железа. Содержание их в нижних горизонтах уже значительно
превышает содержание соответствующих форм окисного железа. Таким
образом, действительно, с увеличением степени заболоченности 11

оглеенности растет и содержание закисного железа в почвах.

Мы рассмотрели постепенный ход заболачивания почв, обуслов*
ленного только поверхностным застоем влаги. Однако в природе чисто
поверхностное заболачивание наблюдается не так часто. Обычно в неМ
участвуют и грунтовые воды или, точнее, почвенно-грунтовые, кото*
рые образуются за счет просачивания в почвенно-грунтовую
влаги атмосферных осадков и накопления ее над водоупором. ЦЛ
Г tf

тяжелом

Глубина
пэя гия
обритца.

Т,
в'
ч
к

Таблица 57

Содержание закисного и окисного железа в почвах поверхностного
Vувлажнения различных степеней заболоченности на покровном
суглинке (по А. А. Завалишину)

Содержание за- киси <я о железа (Fe*-). мг на 100 г ипчпы	Содержание окне иого железа (Fe1'). мг на 100 / почвы. Вы тяжка нормаль- ным раствором серной кислоты	Валовое содержание железа. % от веса сухой почвы	
ВЫ ТЯЖ К >7 НОР* мяльным раство- ром серной кислоты		лакясное  (Рв«-)	окисное (Fc’r)

Л,А,
А»
А,В
В
ВС
с

Почла сильноподэолистая

0-5	10,38	178,2	0,02
12-17	Следы	——	0,14
22-27	0,0	193,8	—
50-55	0,0	367.7	0.06
95-100	0,0	272,8	ода
170-175	0,0	325,3	0.11)

0,79

1,50

3,44

3,53

Торфяные то-г мевая почва с гумусово-иллювиальным горизонтом

Tj	0-10	16.7	155,2	0.06	0,56
т,	15—2,5	11,1	96,9	——	—
В,	38-43	—	97.2	0,09	1,78
ct	70-80	11,0	139,1	0.23	2,29
	150-160	133,3	38,9	0,88	1,37

0-40

35-45
90-100
110-1'20
120-130

170-180

Торфяно-глеевая почва

17.7	91,6
0.0	95,6
147,0	121,6
120,2	13,1
56,1	6,4
103,0	6,5

0,05

0,05

1,40

0,29

0.59

0,47

____ гранулометрическом составе просачивание происходит глав-
ным образом по «водяным трещинам», т. е. по тонким щелям, разде-
ляющим структурные отдельности. Такое заболачивание может быть
ф’звано поверхностно-грунтовым. Оно было обстоятельно изучено
р Зейдельманом (1966). Зайдельман выделяет следующие степени
««оолачивания почв.

ELJ- Дерново-подзолистые глубокооглеенные. Пятна оглеения на
>Q«Lp,lc более 1 м. Верховодка в перегнойно-аккумулятивном гори-
, в середине вегетационного периода появляется только в очень
^•Жные годы.

вгорох ^еРновоп°ДЗолнстые глееватые. Крупные пятна оглеения во
лисп'-' ПолУметР°вом слое. Отчетливый сизоватый оттенок подзо-
Бмков 3 В° влажные годы — и гумусового горизонта. Крупные орт-
перц0 ^PHa в горизонтах At и А,. В середине вегетационного
пРос.1ежц80 Влажные годы первый горизонт почвенной верховодки
аается на глубине 30—40 см и второй — на глубине 70—
80 см. Обе верховодки временные. В сухие годы верховодка namJ
гается не ближе 120—130 см от поверхности.	СПоМ|

3. Дерново-глеевые почвы. Оглеенне всего профиля. В ryMvcJ
горизонте железисто-марганцевые конкреции размером 1—Зел R008’**
дине вегетационного периода первый горизонт почвенной верхо^Т*'
находится на глубине 30—40 см, второй — на глубине 60—so "**
Иногда оба горизонта смыкаются. Нижняя верховодка можетбы»Я
постоянной.	ь>

Почвы грунтового заболачивания

Заболачивание пресными грунтовыми водами. Заболачпвани*
пресными грунтовыми водами происходит преимущественно при лепЗ
по гранулометрическому составу породах (при глинистых и суглини.
стых породах грунтовые воды, проходя через них, заметнообогащакугсх
кальцием) и при такой близости грунтовых вод к поверхности, что
влага, капиллярно поднимающаяся к верхним почвенным горизонтам
обеспечивает постоянное или хотя бы периодическое избыточное увлаж-
нение почв. Средняя за вегетационный период глубина грунтовых вод
в таких случаях не превышает нескольких дециметров. Если эта глу-
бина приближается к метру, заметного заболачпвани уже, как правила»
не наблюдается.

Заболачивание пресными грунтовыми водами приурочено обычно
к плоским равнинам, сложенным легкими по гранулометрическому
составу породами, подстилаемыми на некоторой глубине водонепро-
ницаемой толщей. Грунтовые воды, а точнее почвенно-грунтовые,
поскольку они находятся в постоянной взаимной связи с почвой, об-
разуются за счет просачивания атмосферных осадков. Выровненность
местности препятствует их стоку, а бедность материнских пород
обусловливает ничтожную концентрацию солей. На почвах, связанных

с почвенно-грунтовыми водами, поселяется преимущественно сосна —
порода, отличающаяся низкими величинами транспирации. Вслед-
ствие этого и величина десукции мала, что также способствует накопле-

нию влаги.

Заболачивание при увлажнении пресными грунтовыми водам®
начинается снизу и выражается прежде всего в оглеении материнской
породы, а затем и горизонта В. Оглеенне последнего может быть W
сплошным, пятнистым. При этом обычно горизонт В не железистым
а железисто-гумусный или глиноземно-гумусный. Первым признакам!,
оглеения горизонтов С и В отвечает появление на поверхности поЧ^д
небольшого слоя торфа мощностью 8—12 см. Горизонт Ai
отсутствует, и почва представляет собой торфянистый подзол»

чающий первой стадии заболачивания.

На следующей стадии заболачивания появляется торфянисто^
глеевый подзол, который отличается от торфянистого подзола хороНЧ
выраженным сплошным оглеением горизонта С. и уменьшением
ности горизонта А», причем окраска этого горизонта становится rp<R
но-серой вследствие накопления в нем некоторого количества гумУ^Я
Значительное накопление гумуса отмечается в горизонте В, когорьии
.я очень плотным. Дальнейшее усиление заболачивания при-
С1вП°в’ ^разованию торфяно-глеевой почвы, профиль которой состоит
•^|ГГ.Х горизонтов: торфяного, мощностью до 50 см и глеевого. Иногда
В? 1В- ,рфЯны.м горизонтом может залегать гумусово-иллювиальный
Гьиюй мощности. Горизонты А, и А, отсутствуют. Торфяно-глеевая
^^Кволюиминирует далее в верховой торфяник

|’’чеП1менение степеней увлажнения отчетливо наблюдается обычно на
к болотам, причем чем ниже по склону, тем увлажнение силь-
Вейлу этого и описанные выше почвы на таких склонах последо-
*тЛЬНо сменяют друг друга, образуя так называемые почвенно-
Е^орфологическне ряды (поскольку определенный почвенный ряд

тыа

Рис. 68. Схематический почвенно-геоморфологический профиль в лесной
зоне на переходе от суходола к болоту

связан со сменой элементов рельефа или геоморфологических условий).
Такой ряд, характерный для лесной зоны, схематически изображен
на рис. 68.

Верхняя часть склона не заболочена и на ней развиты подзолистые
Почвы: наверху среднеподзолистая, ниже, ио мере некоторого нараста-
ния влажности, появляется сначала сильноподзолнстая почва, а затем
Подзол. При дальнейшем усилении увлажнения появляются при-
акн заболачивания в виде торфянистого горизонта небольшой мощ-
К”**! оглсения в нижней части профиля и образования гумусово-
5®0виалын>го горизонта. Подзол сменяется торфянистым подзолом.
’ ДО гНИ Ь П° СКЛОНУ мощность торфа нарастает, оглеенне поднимается
Появ°РИ1°НТа В' а мощность подзолистого горизонта уменьшается,
выкт‘1ЯеТСЯ 10РФ™°-глеевый подзол. Еще ниже подзолистый горизонт
^Ю1Ш|Н11ВаС1СЯ‘ гУмУcoвo'ИJ,лювиaль,^ы,’, горизонт смыкается с тор-
гори,/’ П0ЧНа становится торфяно-глеевой с гумусово-иллювиальным
снач j,lroM- Наконец, выклинивается и этот последний, и появляется

Ес ГоРфяно-глеевая почва, а затем торфяник.

**Рак1еп поВеРХНость обладает хорошо развитым микрорельефом, т. е.
Г Ризуется чередованием на небольшом расстоянии небольших
депрессий и возвышений, относительное превышение которых Д
ряется несколькими дециметрами, развивается пестрый почве"1'’*
покров. Повышенные участки, например, могут быть заняты подзо l l'U|i
а пониженные, в которых грунтовые воды ближе к поверхноеиЯ
торфянистыми подзолами. В других случаях на повышенных ме" ?
могут преобладать торфянистые подзолы, а на пониженных — ТОп^Я
глеевые почвы н т. д.

Почвенные покровы, характеризующиеся мозаичностью,
ловленной микрорельефом, принято называть почтенными кол,. 'С'
сами. В лесной зоне они встречаются особенно часто на плоских п2
чаных равнинах с почвами, развивающимися в условиях грунтоЗ|
увлажнения пресными водами.	1

Заболачивание жесткими грунтовыми водами. Жесткие грунтовые
воды характеризуются высоким содержанием двууглекислого кадь,
ция CafHCO.,),. Они образуются, как правило, не за счет просмиванид
через почву влаги атмосферных осадков, а притекают издалека. Про-
ходя на своем пути через толщи различных пород, обогащаются каль-
цием. Наиболее легко и быстро это обогащение совершается в тех слу-
чаях, когда породы содержат углекислый кальций в свободном состоя-
нии (известняки, мергели, карбонатная морена, лёссы и т. п.).

В местах, где водоносный слой приближается к поверхности, а это
имеет место обычно на склонах, чаще всего на их нижних частях, труп-
товые воды капиллярно увлажняют почвенные горизонты. Их влияние
на почвообразование не ограничивается одним только избыточным
увлажнением. Поднимаясь капиллярно в почвенные слои, эти воды
в периоды отсутствия атмосферных осадков испаряются непосредст-
венно в атмосферу чисто физически или через растения; содержащийся
в них бикарбонат кальция выпадает из раствора и накапливается в
почвах. Для таких почв характерны высокое содержание гумуса и
высокая емкость обмена.

Накоплению гумуса благоприятствует, с одной стороны, избыточ-
ное увлажнение, подавляющее окислительные процессы, с другой —
наличие бикарбоната кальция в растворе или даже карбоната кальция
в твердом виде, которое способствует образованию нерастворимых и
устойчивых соединений гумуса, например кальциевых солей гумино-
вых кислот и подобных им гуминовых соединений. Присутствие бикар-
боната или карбоната кальция, т. е. гидролитически-щелочных солей
с летучим ангидридом кислоты (СО4), служит причиной того, что раз-
личные органические кислоты, образующиеся в процессе разложен»*
растительных остатков, нейтрализуются до конца с образованием
нейтральных солей. Поэтому реакция гумусового горизонта бывает
обычно нейтральной, а при длительном отсутствии атмосферных осям
ков может быть даже слабощелочной. Вследствие насыщенности гумм
кальцием гумусовый горизонт имеет прекрасно выраженную прочную
зернистую структуру, напоминающую структуру чернозема.

Степень оподзоленности описанных почв зависит от глубины зале-
гания грунтовых вод. При достаточно глубоком их залегании 11Л
хотя бы при периодическом их опускании, когда почва получает в**'
можность промываться атмосферными осадками и, следователь»0.
г ^.„икаться. образуется темноцветно- или дерново-подэолисто-
о”0’14\1, .да). Ее профиль состоит из очень темного, во влажном состоя-
,ерШенно черного, гумусового горизонта, мощность которого,
«и' С Тег 15—20 см, а иногда и более; подзолистого горизонта, имею-
•>'* т,1^лычно грязноватую окраску, обусловленную наличием гумуса;
||*Г0 виалыюго горизонта, нередко окрашенного в ярко-ржавый цвет
,к1'11 ~гвие периодической смены окислительных и восстановительных
®1’ Материнская порода бывает в той или иной степени оглеена.
•С При более близком залегании грунтовых вод мощность подзолис-
горизонта становится меньше, вплоть до полного его исчезновения,
EuutBoe развитие получает глеевый горизонт и совершенно исчезает
ГН’пювиальный. Лесная подстилка при этом может приобретать не-
юлько торфянистый характер, сохраняя, однако, нейтральную реак-
Ejq Такая почва называется ^темноцветно-глеевой или дерново-гле-

При еще более сильном увлажнении на поверхности начинает
формироваться слой органического вещества, отличающийся от торфа
и подстилок сильной степенью разложения входящих в его состав
растительных остатков, темно-бурый, мажущийся, называемый ило-
ватым горизонтом. Почва с иловатым горизонтом именуется гире-
гнойно- или иловато-глеевой. Профиль такой почвы состоит из илова-
того горизонта мощностью 10—15 см и глеевого горизонта, верхние
10—15 см которого бывают окрашены вмытым гумусом. Иловато-
глеевые почвы встречаются под черноольховыми древостоями.

Таким образом, почвы, развивающиеся при увлажнении жест кими
грунтовыми водами, также образуют ряд, обусловленный в природе
определенной сменой гидрологических и геоморфологических ус-
ловий.

Важнейшее отличие описанных почв от почв, заболоченных прес-
ными грунтовыми водами, заключается в накоплении органического
вещества в форме гумуса, а не торфа, и реакции, близком к нейтраль-
ной. С почвами этого ряда связано появление многих растений, которые
в других условиях в пределах подзолистой зоны не встречаются или
встречаются еще только на почвах, развитых на карбонатных мате-
ринских породах. К числу таких растений относятся из древесных
°°Род ясень, черная ольха, из кустарников — смородина, из травя-
нистых растений — аконит, недотрога, крапива и некоторые другие,
очвы этого ряда занимают обычно сравнительно небольшие площади
частях склонов, и только иловато-глеевые почвы под черно-
ОДанниками могут занимать обширные депрессии.

^^иболачивание железистыми грунтовыми водами. Эгот случай
^₽®**чивания наблюдается в тех местах, где к поверхности подходят
ИЦуовые воды, содержащие растворимые соединения железа, чаще
иоднп 8 $°РМе бикарбоната Ее(НСО3)г. Обычно это наблюдается у
иа по*8” песчаных массивов того или иного размера, особенно если
*)стныеРХН0СТ1* чассивов имеются заболоченные участки. Поверх-
ЧеРез .Впди' обогащенные органическим веществом, фильтруясь
Наприх|е ЧаН^Ю ТОЛЩУ’ вызывают восстановление соединений железа,

Г Р пленочек лимонита, находящихся на поверхностях песчи-
нок, и переход железа в раствор в форме бикарбоната. Приблиз^И
у подножья массива к поверхности, грунтовые воды вступают в соп*4,
косновение с кислородом воздуха, вследствие чего железо окисл« Рй’
и выпадает из раствора в форме гидроокиси.

Если выходы вод обильны, в этом месте часто образуется торф^Л
пропитанный гп цюокисыо железа. Возникает так называемый „
денелый торф. Если же выход вод небольшой, не вызывающий резк^
заболачивания, то гидроокисью железа пропитывается минералы^0
порода, чаще всего песок, и образуется оруденелая почва. Цементаций
такой почвы гидроокисью железа может достигать очень большой
пени, и это дает основание называть эти почвы <чугуннымш^Л

При малом содержании железа в водах и при малом количестве
последних образуются дерново-охристые и торфяно-охристы* почвы
у которых соответственно дерновый и торфяной горизонты равномерно
пропитаны гидроокисью железа.

Выходы железистых вод в подзолистой зоне — нс редкость. Они
легко обнаруживаются по выпадению ярко-ржавых хлопьев гидро
окиси железа. Но площади почв, увлажненных железистыми водами,
обычно незначительны.

Болота и их типы

При особенно сильном избыточном увлажнении возникают раз
личного рода болота, на которых образуются торфяные почвы.
симостн от условий происхождения, условий залегания и
растительности болота принято делить на три типа: верховые, низин-
ные и переходные.

Верховые болота. Эти болота чаще всего образуются на
водоразделах, увлажняются водами атмосферных осадков и поэтом)
очень бедны минеральными веществами. Растительность пре.к । авлена
главным образом сфагновыми мхами, различными кустарничками из
семейства вересковых и нередко карликовой сосной или болотными
формами обычной сосны, а иногда березы. Такне болота могут обра-
зоваться как путем зарастания водоемов, так и заболачивания суш»-
На них образуются торфяные почны верховых болот.

11 и з и и н ы е болот а. Эти болота образуются в понижения!
и увлажняются минерализованными, часто жесткими, грунтовыМ^^И
почвенными водами. В зависимости от состава растительноеin раз-1*!
чают болота: а) травяные, покрытые осоками, тростником, rixuuni”»
и др.; б) гипновые, где преобладают мхи из рода Нурпит; в) леснь*«
занятые олыпатниками, древостоями из черной ольхи. На них обр •
зуются торфяные почвы низинных болот.	1

Переходные болота. Эта группа представляет cwfl
совокупность форм, переходных между двумя предыдущими. Ч’
них различают болота: а) травяные переходные, где наряду с трав
стой растительностью встречаются сфагновые мхи. б) лесные ,|с1’е
ные с древостоями из ели, березы и обильным развитием мхов, и
числе сфагновых. Переходные болота питаются слабомннерадизо^и
ными водами.
caot'i, лаже низинные, богатые минеральными питательными
Егвамп’ сами по себе, как правило, малопродуктивны, так как
₽гИ1С‘'гВ‘_ н^лагоприя1ными для произрастания растений свойствами,
Тыми с избыточным увлажнением. Однако во многих случаях
с»яза"'т быть превращены в весьма продуктивные площади, глав-
ен" *•?'зом Путем осушения. Так, например, по наблюдениям В И.Ле-
яь1чо ’Р д хангельской области, увеличение объемного прироста в
в ,На J лесу после осушения составляло от 16 до 30 дм* в среднем за

<табл*

Таблица 58

Объемный периодический прирост в лесу до и после осушения
(по В. И. Левину)

Среди***  от осуши- тельной ««««•“  м	Средни А возраст моделей, лет	Прирост по пятилетия периодам. Ли*						
		до осуше- ния	после осушения					
			I91J- 1917 ГТ.	I9IS-  1922 гг.	1923- 1927 гг.	I9OT- 19Ж2 гг.	1 МТ- 1947 гг.	среднее за пяти- летие
		1907- 1912 гг.						
10,3	124	9,4	16.1	21,0	31,0	36,0	44,0	29,6
50.1	114	8,6	10,0	17,3	22.8	26,6	31,9	' 21,7
124,0	116	8,2	7.0	14,2	19.2	1 7,3	21,9	15,9

Данные таблицы

свидетельствуют о том, что

прирост после осу-

шення в течение 25 лет прогрессивно возрастал. Вместе с тем отчетливо
видно влияние осушительной канавы: чем ближе к ней, тем раньше
началось увеличение прироста и тем большего размера он достиг.
Однако эффективность осушения зависит от запаса питательных
веществ в торфяной почве. Этот запас должен быть не ниже определен-
ного предела — более низкого для сосны и более высокого для ели.
В противном случае осушение не эффективно (см. стр. 253).

Почвы различного типа и различных степеней заболачивания
развиваются при соответствующих природных условиях, вызывающих
избыточное увлажнение. Но заболачивание может быть вызвано и
Другими причинами, из которых весьма важной является обезлесение
больших площадей в результате сплошных рубок, а также лесных
пожаров.

Известно, что лесукция древесными растениями составляет важ-
*"Шую расходную статью водного баланса подзолистых почв, дости-
™°Щую по меньшей мере 30—40 “ообщего расхода влаги. В результате
Рубки или сгорания леса этот расход становится равным нулю,
^ЭДный баланс почвы резко нарушается. На склонах прекращение
Укции может быть компенсировано увеличением поверхностного
на ровных местах оно лишь отчасти компенсируется увелнче-
«‘ниеТ!^^“СПа₽!"И_Я1в силу чего создается избыточное увлаж-
почвы и она начинает заболачиваться.

чеци ^ние заболачивания лесосек впервые обстоятельно было изу-
и ц * ""Нинградской области А. Л. Кощеевым, В. Л. Буренковым
ные ж ‘ ‘'*альчевской под руководством И. В. Тюрина. Позднее подоб-
Исследовання были проведены в Московской области Л. П. Ма-

11 Сы«рна.
ляновым. собравшим большой материал по водному режиму
лесосек н смежных участков леса. Особенно обширные исследод^И
по этому вопросу были выполнены Л. Л. Кощеевым.

Заболачивание почв на лесосеках и гарях может быть поверх^
ным или поверхностно-грунтовым при глинистом и СУГЛИНИСТОМ CnZvM
материнских пород и глубоком залегании грун. ; и rpvJ?*'

W/m /ш* ЗЛу/w Сентябрь пядрь вым при близком залегани

“	почвенно'-грунтовых вод, yJ?

____________АхП вень КОТОРЫХ 11:1 •f’c'Aceitti1
з'| У )	41 поднимается вследствие nJ.

I < ТиАб	крашения десукпии (рис &

Я?	- !	11 70).

Под лесом уровень груц.
товых вод после кратковре-
менных повышений во время
выпадения осадков быстро
понижается в результате от-

*

Относительная Олажность, 7,

<20 20-00 40-60 60-10 80-30 30 100

Рис. 69. Динамика влажности почвы в елово-
сосновом лесу с покровом из брусники (а) и на
шестилетней вырубке (б) (по А. П. Малянову)

coca влаги древесной расти-
тельностью. На вырубке эти
воды стоят значительно выше
и испытывают лишь неболь-
шие колебания. Нередко Грун-
товые воды на вырубке вы-
ходят на поверхность. I

Избыточное увлажнение
и здесь вызывает появление
вл а гол юби вой р ас г и тел ьностн,
в том числе влаголюбивых
мхов, которое в еще большей
степени усиливает накопление
влаги. В почве начинают на-
блюдаться также накопление
гумуса и оглеенне поверх-

ностных горизонтов. И то н
другое влечет за собой увели-
чение влагоемкости и умень-
шение водопроницаемости.чт0
усиливает застой влаги. Вслед-
ствие увеличения влажности
ухудшается проникновение
воздуха в почву, усиливается
оглеенне. По наблюдениям
А. II. Малянова. содержание
кислорода в почвенно-грунто-
вых водах на вырубках упал°
до десяты х и сотых долей кубН1
ческого сантиметра на литр,
т. е. дефицит кислорода пре-
высил 9О"о.
Ясе эти явления резко ухудшают лесорастительные условия и
BL-n гопрнятно влияют на лесовозобновление. Однако последнее
' е1 -Зр с тем является единственным естественным фактором, и притом

Г мощным, который может вызвать обратный процесс — разбола-
^' ' ние лесосек и гарей. Деревья, появляющиеся на заболоченной
Ч1,Г бке. вынуждены бороться с нарастанием торфяного слоя. У них
ВЫ ьтякттся дополнительные корни на нижних частях стволов. По
нарастания торфа образуются новые все выше и выше расположен-
Me,‘l ярусы корней. Благодаря этому деревья, хотя и в угнетенном
^стоянии, переживают период неблагоприятных условий. Одной из
^иболее подходящих древесных пород, могущих произрастать на
** х избыточного увлажнения, является даурская лиственница,
способная давать обильные придаточные корни (М. Е. Ткаченко).

В качестве мер борьбы с заболачиванием обычно рекомендуется
при слабом заболачивании сдирка очеса и легкий обжиг торфянистого
горизонта, быстрое заселение лесосек древесно-кустарниковыми поро-
дами с повышенной транспирацией (осина, береза, серая ольха),
проведение мелких канав для отвода избыточных вод, воспособление
естественному возобновлению (рыхление подстилки или создание
оголенных минеральных участков) под семенной год, своевременная
очистка лесосек, создание микроповышений в форме пластов по краям
дренирующих борозд, известкование и пескованне посадочных мест,
а при более сильном заболачивании — осушительные мелиорации с
применением удобрений, позволяющих поднять продуктивность осу-
шенных насаждений до высших бонитетов.

Подрастающая древесная растительность постепенно начинает
расходовать все больше и больше влаги. В результате влажность
почвы постепенно понижается, влаголюбивая растительность начинает
уступать место мезофитной, оглеенне постепенно исчезает вследствие
улучшения условий доступа воздуха и окисления, физические свой-
ства почвы возвращаются к нормальному состоянию. Процесс этот
идет медленно и постепенно, завершаясь лишь через 30—60 лет. Этот
срок может быть значительно сокращен проведением мероприятий,
направленных на скорейшее возобновление леса и его быстрое развитие.

Почвы речных пойм 1

____На пойменных террасах рек, каждый год или во всяком случае
СТо затапливаемых полыми речными водами, почвообразование
личается некоторыми особыми чертами.

3 к обычным условиям почвообразования, характерным для лесной
Фактп Н3 П0|’Мах Рек прибавляется еще один весьма существенный
на111°Р периодическое отложение на поверхности почвы свежего
свое''Э ~~ СВежего аллювиального наноса. Этот фактор по самому
Оподз с-ЩествУ как бы противоположен процессу оподзоливания.

оливание, как мы знаем, вызывает распад всех минералов в

1 в

т«к «к чатеп70ЯЩеЙ кииге рассматриваются пойменные почвы только лесной зоны,
ериалов. освещающих пойменные почвы других зон, недостаточно.
верхних горизонтах, в то время как отложение наноса ежегодно 3
ляет на поверхность почвы все новые порции свежего минерап Таь
материала. Степень влияния этого фактора на почвообразование °Гь
лична и зависит главным образом от количества и характера Отл Pav
щегося наноса.	" аГа*х

В. Р. Вильямс делит пойму на три зоны: прирусловую, центо 1
ную и притеррасовую.

Прирусловая зона расположена наиболее близко к действуюЛ
руслу реки и имеет ширину от нескольких десятков до нескольких»!?1'7
метров. Она сложена легким по гранулометрическому составу
вием — песчаным и супесчаным — причем мощность годичного м
наилка может достигать нескольких сантиметров. Для отложениа
прирусловой зоны характерна отчетливая слоистость, вследствие чего
она называется еще слоистой поймой.	г

Центральная зона может достигать по ширине нескольких кило-
метров. Она характеризуется глинистым составом наилка и очень
малой его мощностью (около 1 леи). Здесь образуются почвы с .зерни
стой структурой, поэтому и зона иногда называется зернистой поймой.

Притеррасовая эона примыкает ко второй террасе реки.’ Здесь
обычно находится понижение, представляющее собой старицу реки,
в той или иной мере заболоченное, начиная от старицы, еще наполнен-
ной водой, и кончая осоковым или черноольховым болотом. Заболо-
ченность обычно усиливается тем, что в это понижение открываются
выходы грунтовых вод второй террасы.

Почвообразование в каждой из перечисленных зон имеет свои
особенности.

В прирусловой зоне на легких аллювиальных наносах вследствие
ежегодного отложения довольно большого количества свежего наноса
почвообразовательный процесс не успевает заметно проявиться. В этих
условиях образуются песчаные или супесчаные слаборазвитые слоис-
тые аллювиальные (аллювиально-дерновые) почвы, профиль которых
характеризуется отсутствием отчетливого разделения на горизонты.
Даже накопление гумуса в таких почвах выражено слабо.

Эти слаборазвитые почвы, поскольку они состоят преимущественно
из свежего наноса, содержат довольно большое количество питатель-
ных веществ — фосфора и калия. Однако песчаный состав имеет тен-
денцию создавать неблагоприятный водный режим (большую сухость).
Поэтому при гривистом характере рельефа, т. е. при хорошей дрениро-
ванное™, на этих почвах в дальнейшем, после прекращения пойман-
ного режима, развиваются малопродуктивные сосновые боры т,,па
лишайниковых. При отсутствии резко выраженного рельефа на этих
почвах, если не препятствует климат, могут создаваться в дальней!^*
даже дубовые насаждения, как это имеет место, например, в долНЙ*
Мологи.

Для центральной зоны поймы, как уже сказано, характерно отло-
жение глинистого наилка, но в очень незначительном количестве,
уже дает возможность проявиться процессу оподзоливания. д
в отличие от обычных подзолистых почв, процесс оподзоЛНВаН
достигает здесь наиболее сильного выражения не в верхних, а в нИ
324


В ^„зонтах. Это объясняется тем, что по мере отложения свежих
н”4 г наилка в почвенной толще погребается гумус, который успе-
1п1’иИ ')допиться в верхнем горизонте в довольно значительном коли-
t>e' H< -hoT гумус, постепенно разлагаясь в почвенной толще, вызы-
чб.’тве \ доливание. А так как водный режим аллювиально-подзолис-
^1’т° цв' в пслом, за исключением коротких периодов весенних павод-
тУх погНОснтся все же к промывному типу, то из почвенной толщи

, 11аЧиваются те окислы, которые в результате воздействия погре-
гумуса на частицы минералов приобретают подвижность.

Птвенно, что в наибольшей степени все эти явления должны быть
^ажсны в самых нижних слоях почв. Поэтому аллювиально-подзо-
ВУ-тые почвы и имеют как бы перевернутый профиль подзолистых почв.

Аллювиально-подзолистые почвы отличаются, как правило,хорошо
—тяженной структурой — зернистой в верхней части профиля и орехо-
в более глубоких горизонтах. В естественных условиях на
Уповиально-ползолистых почвах, где благоприятствуют климатнчес-
Кеусловия. произрастают леса, состоящие из широколиственных
ИЕад _ дуба, клена, вяза и др., при вырубках сменяющихся осиной
и березой В более суровых климатических условиях на этих почвах
появляются еловые или пихтовые леса, в которых широколиственные
породы представлены подлеском из липы. Все это свидетельствует о
высокой продуктивности и хороших лесорастительных условиях дан-
ных почв. При уничтожении леса на аллювиально-подзолистых почвах
развивают . । разнотравные луга.

Кроме аллювиально-подзолистых почв, в пределах центральной
поймы встречаются различные болотно-аллювиальные почвы. Пойма
нередко имеет довольно хорошо выраженный рельеф, чаще всего гри-
вистый. На вершинах и склонах грив обычно распространены аллю-
виально-подзолистые почвы, в межгривных понижениях, всегда в той
или иной мере заболоченных, формируются иловато-темноцветно-
глеевые и темноцветно-глеевые почвы. В естественных условиях они
заняты черной ольхой, а при вмешательстве человека в них создаются
более или менее заболоченные осоковые луга. При особенно сильном
заболачивании в черноольховых топях образуются торфяно-иловато-
глеевые почвы.

L Почвы центральной поймы отличаются высоким содержанием
П^уса, высокой емкостью обмена, насыщенностью гумуса основаниями
• следовательно, нейтральной или слабокнслон реакцией, а также
яиьной оглееиностью всех горизонтов и особенно нижних. В этих
отаах нередко попадаются скопления вивианита.

п-„,<>ЧВЬ| разных степеней заболоченности образуются и в притер-
Р’совей, части поймы.

Пр 1очвы пойм — наиболее плодородные в лесной зоне и самые благо-
л>Гов“Ые Для организации улучшенных естественных и культурных
Дуба пастбищ и выращивания высокопродуктивных насаждений
Ных ’ Т0Подсй, черной ольхи и других пород. На болотно-аллювиаль-
выра.110'1Пах. после отрегулирования водного режима, также могут
р°ст(г|'Бать,ся Це"ные черноольховые насаждения с ежегодным при-

Г в высоту в молодом возрасте до метра.
Создание или сохранение прирусловых лесных полос для За 1
пойм от размыва и заноса грубым аллювием, лугов, планировка''
чистка от кустарника, применение удобрений и посев травосмесей
весьма эффективные приемы рационального использования «ь
мель.	Их*-

почвы лесной зоны средней
И ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Лесные почвы Средней и Восточной Сибири изучены менее —
робно, чем почвы Западной Сибири и, тем более, чем почвы европейск/
части СССР. В особый раздел они выделены по той причине, что усл°Н
вия почвообразования в этой области отличаются рядом сунну'т»?*
ных своеобразных черт, благодаря которым здесь возникли или поду
чили широкое распространение почвы таких типов, которые в других
районах СССР или нс встречаются вовсе или имеют небольшое распро-
странение. Кроме того, в Средней и Восточной Сибири широко пм2
ставлены новые сочетания почв, т. е. новые типы структуры почвенного
покрова.

Почвенный покров Сибири, в особенности площадей, покрытых
лесами, изучен очень неодинаково. Лучше изучены почвы Западной
Сибири. На Западно-Сибирской низменности, на территории между
Уралом и Иртышом н на междуречьях Иртыш — Обь и Обь — Енисей,
в пределах лесной зоны распространены почвы, с которыми мы уже
познакомились выше: подзолистые, болотно-подзолистые и болотине.
Подзолисто-болотные и болотные господствуют в почвенном покрове
указанных территорий и достигают здесь такого распространения,
какого нигде более в СССР не встречается. Эго обусловлено сочетанием
холодного климата с равнинностью, малой высотой над уровнем моря,
слабой дренированностыо территории и тяжелым гранулометрическим
составом или слоистостью материнских пород. Есть факты, которые
свидетельствуют о том, что высокий уровень грунтовых вод частично
поддерживается притоком воды из рек.

Энергичное изучение почв Средней и Восточной Сибири началось
лишь в 50-х годах текущего столетия, причем эти исследования, естест-
венно, охватили в первую очередь более обжитые районы. Огромные
слабонаселенные северные области Средней и Восточной Сибири бы-111
охвачены лишь редкими маршрутами.

Условия почвообразования, как уже говорилось, в СреДНеи и
Восточной Сибири имеют ряд черт, резко отличающих эту территорию
от европейской части СССР. Для Средней и Восточной Сибири хараК'
терсн континентальный климат с коротким и прерывистым всгетаии011'
ным периодом, высокими летними и низкими зимними температура14
воздуха и большой их годовой амплитудой. Внутригодовое РасП^о,
ление атмосферных осадков отличается неравномерностью: 70--ЯЯ
их выпадает в течение теплого времени года, причем до 75% в течеН
июля и августа. На большей части территории в летний период
преобладают над испаряемостью. Весны очень сухие. Зимы ''J*
снежны, что в сочетании с низкими температурами воздуха явЛЯ51^о
причиной глубокого и длительного промерзания почвы и позДН
Ьивания, которое нередко затягивается до середины лета (июль —
ееоГТЛ' августа). Осеннее промерзание начинается рано.

ns4*11,' территории Средней и Восточной Сибири широко распростра-
^уноголетняя («вечная») мерзлота, которая оказывает большое
ценз на почвообразование. Она создает на относительно небольшой

(от 50 до 250 см, зависит от глубины сезонного оттаивания)
проницаемый экран, над которым может накапливаться влага,
lH* до образования временного водоносного горизонта (надмерз-
вС|)Ч1||>...1ка), вызывающая переувлажнение и оглеение почвы.
*пЯ® того, многолетнемерзлый слой содержит в себе большой «запас
да» и поддерживает низкие температуры в почве в течение всего
Ййиионного периода.

*рельеф на значительной части Средней и Восточной Сибири гор-
. На больших площадях близко к поверхности лежат плотные,
^Существенно массивно-кристаллические породы. В этих случаях
ЕфЫ образуются на довольно грубых по гранулометрическому со-
став) щебнистых элювиально-делювиальных отложениях. В таком
эпово-делювин наблюдается совмещение выветривания с современным
почвообразованием. Подобные материнские породы по своему влиянию
на почвообразование резко отличаются от рыхлых сортированных
более тяжелых пород, встречающихся и на рассматриваемой террито-
рии, но в условиях более выровненного рельефа.

Щебнистые породы отличаются высокой водопроницаемостью,
благодаря которой вода быстро просачивается в толщу элюво-делю-
вня. Достигнув поверхности плотной породы, она образует склоновую
проточную верховодку. Боковой сток верховодки обусловливает бы-
строе удаление из почвы избытка воды. На более тяжелых отложениях,
приуроченных обычно к выравненным поверхностям, имеет место
застой влаги, переувлажнение почвы, ее оглеение и поселение влаго-
любивой растительности. Почвы на тяжелых субстратах, благодаря
высокой влажности, имеют гораздо более низкую температуру, чем
почвы на легких щебнистых субстратах. К таким переувлажненным
почвам, как правило, приурочена многолетняя мерзлота. В гцебнис-
тых образованиях ее чаще всего нет. В данном случае она может прн-
’Утствовап, только в плотных подстилающих породах («сухая мерзлота»)
почвыЯТЬ На почвообРазованне лишь через понижение температуры
поооСКазанным обменяется тот факт, что на щебнистых материнских
Е?—* и ,,а тяжелых породах образуются почвы, относящиеся к
в«\тпМ РЯДам почвообразования. На тяжелых породах с затрудненным
ЛочвРеННИМ лРенажом мы находим ряд оглееных таежно-мерзлотных
оттоком3 б°Лее легких щебнистых породах со свободным внутренним
и св<х>пгВЛаГИ ~~ Ряд’ нключающий в себя почвы подзолистого типа
На легк а3"Ые почвы> названные В. О. Таргульяном «подбурами».
харак, 1,х породах большое влияние на почвообразование оказывает
по ПреиН ПОЧвоо®Разующей породы. На кислых породах образуются

Поч8'Ц;есгвУ почвы подзолистого типа, а на основных — подбуры.
глин*"1 гаежно'Мерзлотные, или надмерзло! но-глеевые. На поро-
стою и суглинистого гранулометрического состава при
малом содержании каменистой фракции в условиях равнинного Л
фа в Средней и Восточной Сибири огромное влияние на почвообпа **
ние оказывает сезонная и многолетняя мерзлота. Это объясняе*"3068-
что почвы указанного гранулометрического состава обладая^ V*'
той влагоемкостью, а следовательно, и большой теплоемкое^
влажном состоянии, а также малой водопроницаемостью. Пц °
при таком гранулометрическом составе многолетняя мерзлота
няется в течение всего года на глубинах, не превышающих | JhQI
Многолетнемерзлый слой служит водонепроницаемым экраном * /
которым застаивается надмерзлотная верховодка. Это вызывает^!
увлажнение почвы, ее оглеенне и как следствие этого — ещебо^И
понижение водопроницаемости. Сквозная вертикальная филыЗН
почвенных растворов подавлена, а боковая фильтрация затрудни?
Такие почвы в целом называются мерзлотными. Однако глубина д?
него оттаивания почв может быть различной. Имеющиеся данные
позволяют выделить две группы мерзлотных почв:

1.	Глее-мерзлотно-таежные почвы, или надмерзлотно-амогенну
глеевые почвы с недифференцированным профилем, образ) клцимеЙвй
глубине летнего протаивания, не превышающей 50 см. В этом случае
вертикальная циркуляция растворов в почве почти отсутстаург.

2.	Если глубина летнего оттаивания достигает 1 —1,5 м, то начни
кает возможность некоторого вертикального передвижения почвенных
растворов и образуются почвы мерзлотнотаежные или нпдлер
злотно-глеевые с дифференцированным элювиально-иллювиальным
профилем.

Для первой группы почв характерно лиственничное или кедровое
редколесье с кедровым стланником или ерником и багульником в
подлеске. В напочвенном покрове — брусника, пушица, ягель и мхи
Эти почвы в течение большей части года переувлажнены и оглеены.
Основной источник увлажнения — атмосферные осадки. Дополни-
тельное увлажнение не обязательно. Летом может происходить значи-
тельное иссушение этих почв. Ежегодное промерзание вызывает
передвижение почвенной массы и влаги. Поэтому в этих почвах широко
развиты так называемые криотурбационные явления. На севере они
выражаются в появлении трещин и просадочных явлениях. Южнее
в процессе замерзания и оттаивания почвы в ее массе происходят раз-
рывы и перемещению подвергаются целые глыбы почвы. В результате
куски поверхностного слоя могут оказаться на некоторой глубине. а
глеевого горизонта на поверхности. Выталкиваются па поверхность и
камни, в том числе довольно крупные. Происходит также так называе-
мое «пучение», связанное с расширением воды при замерзании. ВР
зультате почвенный профиль оказывается совершенно нсдифферс^Ц
рованны.м по гранулометрическому составу, хотя и сохраняет
ренциацию по гумусу. Почва содержит много различных воднораст
римых веществ, которые не могут быть вынесены из профиля.
ствиеотсутствия и вертикального и бокового передвижения почвенЯЧ
раствора. В составе последнего много кислот, в частности, фу львоЮ10^
и подвижных соединений алюминия и железа. Максимальная оГЛ .
ность приурочена к нижней части профиля.

ЧОЯ
И^-шерзлотно-глеевые почвы с Дифференцированным профилем
И** .ч при глубине сезонного оттаивания 1—1,5 .и. Причиной
р^Р83'\y6oKoro протаивания может быть расчлененность поверхности,
ооЛ1* дц^цая отток влаги, или наличие в почве щебнистого материала.

। й (30 50 см) слой почвы приобретает заметную водопроинцас-
ЦеР'"1 и почвенный раствор может оттекать из этого слоя, унося с
М°СТ^ растворимые вещества. В результате почва обедняется илом,
с®*’0" |ИСМ н железом. Образуется хорошо выраженный гумусовый
*,Х>"и)НТ. Гумус накапливается (3—5%) и над границей сезонного
^"чвання Максимальная оглеенность может быть приурочена и к
н к средней, и к нижней части профиля. Увлажнение, как
^вило. осуществляется только атмосферными осадками без допол-
Едооп> притока со стороны. Растительность на этих почвах пред-
Емна лиственнично-кедровой тайгой. В напочвенном покрове —
ииовые и политрнховые мхи, брусника, голубика, водяника, вейник,
В верхней части надмерзлотно-глеевых почв формируется
горизонт типа «мор», чаще гумусный, реже — торфянистый. Криотур-
Ецяонные явления выражены слабее, чем в гомогенных глее-
мерзлотных почвах. И для тех и для других почв характерен специфи-
ческий мерзлотный пучинно-бугорковый микрорельеф, возникновение
которого связанос вертикальными и горизонтальными передвижениями
почвенной массы под влиянием мерзлотных явлений.

Аналитическая характеристика глеевых таежно-мерзлотных почв
дана в табл. 59—61. Из данных табл. 59 видно, что наибольшее содер-
жание ила приурочено к поверхностному горизонту и книзу убывает.
Встречаются однако почвы с однородным по профилю распределением
ила.Содержание гумуса (см. табл. 60) велико во всем профиле и книзу
уменьшается постепенно, что свидетельствует о его в.мытости. Рсак-
иня (pH) кислая во всем профиле, но книзу кислотность несколько
снижается (pH возрастает). В составе обменных катионов преобладает
AI, в силу чего ненасыщенность велика, но книзу тоже убывает.

Таблица 59

Гранулометрический состав (в % от веса сухой почвы) глеевых
таежно-мерзлотных почв. Восточный Саян (по данным В. О. Таргульяна)

Глубина “•’ИЯ Мии. га	Горизонт	ЧиСТНЦЫ, мм						
		1-0.»	0,25—0, (В	0,05— 0,01	0.01-0.Г4»	о.оов-о.’ю!	0,001	Сумма
			Разрез .М 17—58					
,5—из	А» А,	16	29	15	3	12	25	1(H)
Д ‘Д’ 25	АВ	20	28	16	5	9	22	100
«-К	й	18  21	28  28	22  19	6  5	9  9	18  18	100  100
}?-!2  •7-^27		16	Разрег —19	М 7—58  31	4	9	21	100
37-47	АЛ’	15	25	20	9	9	14	100
		23	25	20	9	9	14	100
a

л ” u»

Содержание гумуса, pH, состав обменных катионов глеевых
таежно-мерзлотных почв. Восточный Саян (по данным В. О. Таргу.,,,

Глубина
взмтия
образца.

Гори-
зонт

pH
водной
суспен-
зии

Гумус, % от весе сухой почвы	Обменные катионы, ме-мл, иа 100 е сухой почвы				II снасы- щен. в ость, % ‘
	С««+	ме>»	А|’+	сумме	

Разрез №

5,2

3,9

яма)

17—58

4,3

2.1

19

25,9

15,1

63

60

22

17

13

16,4

9.1

Разрез № 7—58

88,9
14.7

8.5

1.6

1.1

0-8

8-13

13—20

25-35

45-55

3,4

3.4

3.9

4.2

5,2

Ан
А „Л,
Л В
вв4

6-10	Ал	3.7	—	16,6	3,2	22,1	41,9	53		
10-12	АцА]	4,1	14,9	10,0	1.5	14,7	26,2	56	6
17—27	АВ»	4,4	3,0	7,5	0,9	4,7	13,1	36	4
37-47	в/	4,5	3,6	7,9	0,5	2,2	10,6	21	5

Примечание Прочерк а графах означает, что данные элементы нс о ; ре у яд ь



Содержание подвижных форм AI и Fe довольно велико и книзу оно
тоже уменьшается. Валовой состав (см. табл. 61) свидетельствует об
очень слабой дифференциации профиля, выражающейся в незначи-
тельном выносе из верхних горизонтов глинозема, окнен железа и
магния и относительном накоплении кремнезема.

Почвы подзолистого типа. Почвы подзолистого типа в Средней
И Восточной Сибири встречаются как на грубых щебнистых наносах
в горных областях, так и на более или менее мощных наносах тяжелого
гранулометрического состава в более или менее равнинных условиях.
Последнее имеет место, например, в южной части Центрального Сибир-
ского плато. Образующиеся в этих условиях дер ново-подзол петь®
почвы от дерново-подзолистых почв европейской части СССР ничем
принципиально не отличаются, за исключением более глубокого опод-
золивания,' что может быть следствием большей древ: и них почв-

В горных районах подзолистые почвы образуются на легких тер-
нистых элюво-делювнях плотных, по большей части массивно-кристал-
лических пород. Аналитическая характеристика этих почв относится
только к мелкозему, т. е. к фракции мельче I мм. Ее содержав*’
уменьшается в профиле от нескольких десятков процентов в верхнЯ*
слоях до немногих процентов в нижних, где мелкозем находится лнШ
в трещинах между обломками плотной породы.

Абсолютные высоты горнотаежной зоны от 900 до 1600 м на юге
от 600 до 1300 м на севере. Выше она сменяется горной гуНЖ^И

Горная тайга делится на три высотных подзоны: верхнюю, СРС‘
нюю и нижнюю. Для верхней тайги характерны угнетенные Pa3Pj
женные лиственничники и кедрачи с подлесом из кедрового стлв^
Валовой химический состав глеевых таежио-мерзлотных почв.
Восточный Саян (по данным В. О. Тартульяна)

Х.ЗП-’	Гори- зонт	Потеря при про* калнваннн (в % от веса сухоП почвы)	Состав (л % от веса безводной беагумусной почвы)							
			SIO,	А1,О,	Fe,O,	СаО	MgO	К,О	Na,О	Сумма
о 13		•26,10	Р 65,06	азрез ?  16,43	Й /7—.  6,70	М  5,08	3,16	2,71	2,11	101,25
13-20  25—35	АВ‘	14,59	63,57	1 7,22	7,95	4,71	3,41	2.39	2,09	101,26
		6,51	61,50	17,74	8.25	4,99	4,26	2,13	2,00	100,87
	в(£	5,56	61,48	16,97	7,96	5,62	4,37	2,29	2,16	101,25
1ft—12		15,88	69,57	Разрез  18,29	A# 7—«  5,56	58  2,50	2,32			.		98,24
17-27	АВ.,	4,61	68.0.5	19,43	5,11	2,17	2,94	—.	—	98,60
37—47	в/	4,60	68,24	17,47	5,55	2,33	2,26	—	—	95,85
Примечай		и е. Прочерк означает, чтс			данные элементы не определялись.					

ника и ольхи с ягелем и мхами. Растительность средней тайги пред-
ставлена лиственничниками без признаков угнетения, с лишайни-
ковокустарничковым напочвенным покровом. Для нижней тайгн
характерны лиственнично-березовые леса с даурским рододендроном,
спиреей, шиповником и разнообразным широкотравьем. На участках
с многолетней мерзлотой растут кустарниковые березы, ивы и багуль-
ник.

В подзоне верхней тайги представлены горно-таежные подзолис-
тые иллювиально-гумусово-железистые почвы (разрез № 122, табл. 62,
63 и 64). Профиль почвы слагается из пбдетилкн Ао, подзолистого
горизонта Аа и ярко-бурого горизонта Вж. Поскольку горизонт А!
отсутствует, эту почву можно назвать подзолом. Распределение ила
й профиле характерное для подзолистых почв — с минимумом в
горизонт А2 и максимумом в горизонте В. Обращает на себя внимание
высокое содержание гумуса в горизонте Ах и постепенность его умень-
шения с глубиной — черта, не свойственная подзолистым почвам
европейской части СССР.

ten.. представлен бесцветными соединениями, имеет иллювпаль-
J10 природу и связан, вероятно, с полуторными окислами. Почва
’^йичаегся сильно кислой реакцией и высокой ненасыщенностью
• табл. 63). Анализ валового состава (см. табл. 64) показывает, что
профиль по сравнению с материнской породой — гранитом сильно
®П1ен железом, магнием, кальцием, несколько менее — калием и
лцщь1ен кРемнеземом. Некоторое обогащение алюминием наблюдается
в г°ризонте В. На этом общем фоне отчетливо выявляется вынос
ни? V3 " глннозема, кальция и магния из горизонта Аа и их накопле-
кал!,иГОРИЗОНте В В подстилке имеет место биологическое накопление
я> магния, серы, фосфора и марганца. Подзолистый горизонт
отчетливо выделяется по наибольшему содержанию кремнезема
сительное накопление). Накопление полуторных окислов в гориз?$
В* не сопровождается накоплением ила. Эго позволяет "Редподо*?!!1*
что закрепление Л12О3 и Fe2O3 в горизонте В происходит ие в dJ'7k'
глинистых минералов, а в форме органо-минеральных соедщ^**

Для подзоны средней тайги характерны годно-

виально-железистые почвы. Они также не имею! гумусового горн-у^У*1
Распределение ила в почвенном профиле тоже типичное для иод-ушн
тых почв. И в этом разрезе наблюдается заме! ное содержание гум/.
во всем профиле, что говорит о его вмывании, но значительно менши?
чем в почве иллювиально-гумусово-железистой, вероятно нследстви»
меньшего содержания кислого растворимого гумуса.

Горно-таежные подзолистые почвы, кроме уже отмеченньпцвыще
особенностей, отличаются от подзолистых почв европейское части
СССР еще некоторыми существенными чертами. Главным источником
железа и алюминия, переносимых при участии кислых органических
соединений в них, являются первичные минералы. Глинообразование
происходит во всем почвенном профиле, в том числе и в подзолистом
горизонте. Глинообразование идет за счет перестройки первичных
слоистых минералов — слюд. Отчетливых признаков распада глинис-
тых минералов в подзолистом горизонте нет. Заметно выражено пере-
движение пылевато-илистых суспензий из верхних, наиболее оглннен-
иых горизонтов, в нижнюю часть иллювиального горизонта» 1

Подбуры. В подзоне средней тайги наряду с подзолисто-иллю-

виально-железистымн почвами встречаются почвы неоподзоленные,
которые различными исследователями называются по-разному: мерз-
лотно-таежными ожелезненными, кислыми неоподзоленными, таеж-
ными литогенными и, наконец, подбурами. Последний термин при
надлежит В. О. Таргульяну. Название «подбуры» основано на том
факте, что самой характерной чертой морфологии профиля этих почв
является бурый цвет подгумусового горизонта, обусловленный накопле-
нием гидроокиси железа. Бурый цвет может иметь разные оттенки —
от коричневого до ярко-ржавого и ярко-красного. Подбуры встречаются
обычно на участках с менее мощным и более щебнистым элювием,
нежели подзолистые почвы.

Профиль подбура начинается лесной подстилкой Ao мощностью
3—6 см. Ее подстилает горизонт AoAj мощностью до 10—12 см, ире#'
ставляющий собой смесь органических остатков с хрящем и дресвой;
минеральные частицы горизонта отличаются светлой, почти чисто бело"
окраской. Под горизонтом А0А,, резко от него отграничиваясь, нахо-
дится горизонт'В! мощностью 12—14 см, окрашенный в бурый Цвет
разных оттенков, до яркого красно-бурого включительно. Содержа
много дресвы и щебня. Горизонт В| постепенно переходит в гориз?*”
Вг мощностью 10—15 см с той же, но более бледной окраской.

бледнеет еще более в горизонте ВС, под которым уже находится и-10*’
ная порода.

Подбур в табл. 62, 63 и 64 представлен разрезом № 113. Для не
характерно максимальное содержание ила в верхнем слое и постеП^
ное уменьшение его книзу (см. табл. 62). Следовательно, ил имеет P0V
 _ецис, обратное тому, которое свойственно подзолистым почвам.

(pH) кислая, причем книзу pH повышается почти до нейтраль-
^' .еакпни. Ненасыщенность наивысшая в средней части профиля
-о ) Железо (см. табл. 63) в подбуре отличается большой подвиж-
1 и-ьЮ- Содержание железа, растворимого в реактиве Тамма, состав-
н<х более половины валового.

Валовой состав (см. табл. 64) свидетельствует о том, что в толще
(по сравнению с породой) имеет место огромное накопление
Ища, заметное накопление магния, небольшое — глинозема и каль-
и заметн;1Я потеРя кремнезема, калия и натрия, Эти черты харак-
«оны для ферсиаллитного выветривания. На его фоне в самом поверх-
-JcTHov слое почвы по сравнению с составом элювия может быть обна-
оужена очень небольшая потеря алюминия и железа и накопление
кремн*5	, а в средней части профиля — небольшое накопление алю-

уиння и железа, т. е. черты, свидетельствующие о какой-то зачаточной
стадии подзолообразовательного процесса. Этому соответствует обес-

Таблица 62

Гранулометрический состав горно-таежных почв (в % от веса сухой
почв»), развитых на элюво-делювии массивных кристаллических пород.
Восточное Забайкалье (по данным Т. А. Соколовой, И. А. Соколова и В. О. Таргульяна)

|*рв>онт	Глубина птитля образца, см	Фракции, мм					
		1-ода	ода-о.<»	о.да-о.<я	0.01—о/юб	орда—o.ooi	<0р01
Подзолистая иллювии льно-гумусово железиста  Разрез Af 122					я почва на граните.		
А»	10-20	29	21	1	22	8	13	7
Вл	20-30	33	18	19	8	12	10
ВС	40-50	21	13 1	29	9	16	12
Гирная подзолистая иллювиально-железистая пряна на граните. Разрез № 6							
А,	5-10	10	6	40	15	17	12
вж	10-15	7	6	36	12	22	17
Вж	15-25	7	4	34	11	21	23
ож	25—35	8  Под	4  бур. Разр,	33  '3 № 113	11	20	24
А,А,	4-10	26	18	23	7	12	14
RC	10-20	37	20	18	5	9	11
ВС	20—30	56	26	7	3	4	4
Rf	30-40	62	19	11	1	3	4
А	40-50  Горна	55  я дерновая	29 таежная	9  почва. Ра	0  арез № 12	4  3	3
d	1-7	30	37	7	7	8	11
в	7-16	48	20	II	4	9	8
вс	16-22	48	23	9	3	7	10
с	25-35	59	22	6	3	3	7
1 Вж	45-55  означает иллюа	53  иалъныП г<	35  фИЗОНТ С 11	5 «коплением	1  железа	3	3
пвеченность минеральных частиц в верхнем слое и яркая окпвЯ
горизонта В.	с*а

Приведенные данные позволяют предположить, что в проц^1
образования подбуров железо сначала накапливается в верхних ^38
зонтах в форме свободной гидроокиси, как это обычно и бывает пп
ферсиаллитном выветривании. В дальнейшем часть его перемещдвЯ
в глубже лежащие слои при участии, вероятно, гумусовых кислот
закрепляется в этих слоях в форме железо-гуматных комплепИ
соединений.	*

Таким образом, в подбурах отчетливо выявляются черты фм.
сиаллитного выветривания и едва заметно — черты подзолистого
процесса. Следовательно, задержке почвообразовательного процесс»
на стадии подбура способствует все, что тормозит процесс оподзолм.
вания. Тормозящими факторами могут быть общие суровые климати-
ческие условия, исключающие возможность развития по.цолообриф».
вательного процесса. В более мягких климатических условиях такими
факторами могут быть локальные особенности — недостаточное увлаж-
нение, особенно большая грубость элювия, богатство породы первич-
ными минералами, особенно темноцветными, и т. д.

Кроме ферсиаллитного выветривания и слабого оподзоливания в
образовании подбуров участвует также и иллювиально-гумусовый
процесс. Однако не следует забывать о том, что все эти черты установ-
лены на основании исследования только мелкозема и что в образовании
почвенно-грунтовой толщи в целом в этом случае резко преобладает
процесс физического выветривания, в силу чего она является по прей
муществу -грубообломочной.

Таежные дерновые почвы. В нижней тайге распространены таеж-
ные дерновые почвы. Они охарактеризованы в табл. 62—64 разрезом
№ 123. Дерновые таежные почвы имеют хорошо развитый гумусовый
горизонт А|, в то время как подзолистый горизонт А« отсутствует.
Содержание ила (см. табл. 62) наибольшее в горизонте и уменьша-
ется сверху вниз, т. е. обратное тому, которое характерно для под-
золистых почв. Реакция слабокислая, ненасыщенность ничтожная
(см. табл. 63). Средн обменных катионов преобладают кальций и маг-
ний. Содержание гумуса в горизонте Aj 3% и книзу оно, в отличие от
предыдущих разрезов, падает резко. Очевидно, вмывание гумуса
здесь почти отсутствует. Валовое (см. табл. 64) содержание полутор-
ных окислов наибольшее в верхнем слое, книзу уменьшается посте-
пенно. Содержание кремнезема подчинено обратной зависимости, т. е
профиль имеет строение, прямо противоположное профилю подзолис-
той почвы. Имеется отчетливое биологическое накопление <|юсф°Ра’
серы, кальция, магния, марганца и менее отчетливое — калия и иатрНЯ-
В целом таежная дерновая почва по строению своего профиля несколько
напоминает бурые лесные почвы.

Таежные дерновые почвы в Средней и Восточной Сибири всТР*Г
чаются и на мощных рыхлых наносах в условиях большей РавНИ_<Г
ностн. Однако общий характер почвообразования и в этих условия
остается тем же. К ним приурочены наиболее производительна
древостои.

3

	0.75	100,57  0,73	100,54  101,51  0,62	101,05  98,13		0,76	99Д5  0,59	98,93  0,76	100,64  0,79	97,70  0,73	100,63		0,94	98,29  1.I3	l00.ll  1,13	99.87  1.05	101,73  0,91	101,28  1,08	101,37  -	97,79			сл. 1 100,53 сл. 100.53 сл. 100,27 0.26 / 101.24 О.М 1	08,50  
		© r- so еч  -t- V. © X  FrfMWof	— — 52S ечсч—r_r	3 е?	S823S	,к?	2.10	
3 "		2,15  2,30  2,13  1,54			зизяр	1.74  2.10 4^2		
и адчед на граните. Разрез 3,61	3,20	1,18	0,37  2.02	1,28	0,54	0,01  6,21	1,34	1,30	-  6,31	1,46	1,70	0,01  1,69	0,53	0.24	-  	 		 It f			мтая почва, газрез jvs о 4,70	2,44	1,96	0,14  3,96	1,90	1,12	0,0-1  7,90	1,93	2,19	ОДО  8,16 . 1,66	1,92	ода  7.08	1,77	2.09	0.03	|  <зоез № 11.1		6,45	3,38	1,08	1,43  7,65	2,09	1,10	0,09  8.79	1.90	1,49	0,06  8.39	2.03	1,94	0,08  I 7.33	2,06	2,16	0,08  7,77	2,06	2,08	0,14  1,69	0,72	0,47	—			юните. Разрез -М 123  3,72	1,63 0,67 0,38 |  2,47	1,20	0,48	0,05  2.65	1,45	0,42	сл.  2.49	1,31	ода	сл.  Ода 1.33 1 0,38 । 0.08 1  III
	i	°-  SfSssi Й 2££!i2 I				17.10  19,30  21,90  20,70	8ЯЗ  ф оО с©		- л Г г - 1С Ю
	I 052 ) 0,49	0,36	0.06  0.78	0,71  0,45	0,16  *»ЭЛЛ	Л	tl .	5 с. S S § о £ ;©©©о© _ ’	Z  I 3; « ®	<  • ©© —©о S		0,44	0,31  ода 0,14 0.11	0,12  ода о.14 0,15	0,08  ода о,14				J 1  т - = Э
о  1	SPSSsSf <j		1 38828  Ярззз		62,70  63,30  59,80  60,10	ssa гчеми*		\ая оернл 69.51 70.80 72,40 75,60 77,20
I	I 63,9	!  o © — . u ©©«fl	27,50 4,46 6.99 6,99 е Or	3  1	•ri .л *2 S? 8? S ।  •о аГ<м*«г ечеч 1			~ | 1
	2?.8S?  Mil  ®28S		0-5 5—10 10-15 15-25 пч чп	г			1	। । । । । 1

«аов


| П Средней и Восточной Сибири встречаются также черноземы и
| J, лесные почвы. Имея ряд черт, отличающих их от аналогичных
ceP1Jl .вропейской части СССР, в особенности в отношении их темпера-
режима, эти почвы все же весьма близки к своим европейским
,на{^заключение подчеркнем, что территория Средней и Восточной
Lx р|, огромна и в почвенном отношении очень разнообразна, но
.,'еше мало изучена. Приведенные выше материалы отнюдь не
^тывают всего этого разнообразия. Они характеризуют лишь неко-
особенно часто встречающиеся в горных условиях типы почв.
ГЛАВА XIII

ПОЧВЫ .ЛЕСОСТЕПНОЙ ЗОНЫ

Лесостепью называется зона, расположенная между лесной зо-
ной на севере и степной на юге. В этой области более или менее
ные участки леса чередуются с безлесными степными пространства^
В настоящее время в европейской части лесостепной зоны степные
участки целиком распаханы, а леса в значительной степени вырублены
и на месте их расположены также пашни. Чередование полей, зани-
мающих большую площадь, с участками леса, иногда довольно крув
ными, — таков современный ландшафт лесостепной зоны.

Название «лесостепь» для европейской части этой зоны xapaifl
ризует не только ее современное состояние, сколько происхожд^
ние, ее историческое прошлое. Исторически эта зона образовала™
в результате взаимных смен травянистой (степной или л у гово^И
древесной растительных формаций — смен, направление кото^И
определялось как свойствами, присущими этим формациям, так и
изменением климатических и иных условий и все возраставшим вмя
шательством человека. Эти взаимные смены растительных <|«>рма^В
и отразились соответствующим образом на почвенном покрове лесе
степной зоны.

Лесостепь делится на западную — европейскую и восточную —
сибирскую. Для западной части характерно преобладание на леспЫЯ
участках дуба, для восточной — березы. В направлении с севера Я
юг лесостепь можно разделить на подзону северной лесостепи, в котЯ
рой лес в прошлом сплошь покрывал всю территорию, и подзону ю>*<|
ной лесостепи, где, собственно, и наблюдается указанное выше чем
дование лесных и степных участков.

Подзону северной лесостепи можно рассматривать и как подз«М
широколиственных лесов лесной зоны.

Зона лесостепи в СССР занимает 153 млн. га, или около 7% все»
площади Союза.
УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ЛЕСОСТЕПНОЙ
ЗОНЕ

Климатические условия лесостепной зоны характеризуются сле-
л1ощими данными. Средняя температура июля 20—22" С. Годовая
^•А(Ма осадков от 550 мм в северной части зоны до 400 мм в южной
1(' [О 300 им в восточной. Максимальное количество осадков выпадает
* июне — июле.

Наиболее распространенные поверхностные горные породы в ле-
LfreiiHoft зоне — лёсс и лёссовидные породы. Лёссом называется
пыхлая порода пылевато-суглинистого механического состава с со-
уржанисм частиц 0,05—0,01 леи до 50% и более. Лёсс окрашен в пале-
вый ивет> тонкопорист и обладает способностью при обвалах образо-
вывать вертикальные стенки. Лёсс всегда содержит углекислый каль-
ций, изредка углекислый магний. Лёссовидные породы, большей
частью лёссовидные суглинки, также часто содержат карбонаты, но
могут быть и бескарбонатными.

Вопрос о происхождении лёсса до сих пор не решен окончательно,
хотя для его объяснения выдвинут целый ряд гипотез. В прежнее время
широким признанием пользовалась гипотеза об эоловом происхожде-
нии лёсса, согласно которой он представляет собой отложения пыли,
принесенной ветрами из пустынных областей в послеледниковый период
(Рихго4ен, Вальтер, Мушкетов, В. Обручев).

Южнорусский лёсс образовался благодаря развеванию послелед-
никовых отложений в условиях сухого климата.

Гипотеза делювиальная (Павлов, Армашевскнй) объясняет обра-
зование лёсса смыванием продуктов выветривания дождевыми струй-
ками. Наиболее распространена почвенно-элювиальная гипотеза
Л, С. Берга, который считает, что лёсс может образоваться из наносов
различного происхождения — делювиальных, аллювиальных, флю-
виогляциальных и др. - в результате их изменения (выветривания)
в условиях сухого климата и присутствия карбоната кальция. Такое
изменение он называет облёссованием породы.

Современные лёссы и лёссовидные породы европейской части
СССР представляют собой большей частью наносы, отложенные водами
тающего ледника, а также делювиальные отложения. Они содержат
Карбонат кальция, поступивший в них во время их отложения или
пРнне енный грунтовыми водами

В зоне лесостепи выходят на поверхность также и некоторые корен-
ные породы — кристаллические (граниты, гнейсы и пр.) и осадочные
'третичные, меловые и др.), но их значение как материнских пород для
почв невелико.

В лесостепи значительно развиты современные эрозионные про-
псы. Способность лёссов и лёссовидных пород образовывать при
°бвале вертикальные стенки обусловливает широкое распространение
ГлУбоких, сильно разветвленных оврагов. Длина таких оврагов может

s 1 В элювиях изверженных пород карбонат кальция может быть продуктом
^трнваннясамой изверженной породы. Такие элювии также могут облёссовываться.
достигать многих километров. Нередки случаи, когда овраги ппЯ
жают расти и даже появляются вновь и в настоящее время. Рост дД
гов является следствием вырубки леса, распашки склонов и неум^
ной пастьбы скота. Все это приводит к уничтожению растител^^
скрепляющей своими корнями почву, и почва, а вслед за ней и jj
римская порода, начинает размываться поверхностными вод^
Облесение и залужение оврагов лучшее средство борьбы с их
стом.

Характерная черта рельефа лесостепной зоны — наличие степвы
западин, или степных блюдец — замкнутых углублений, болыии
частью округлой формы, имеющих поперечник от 5—10 до 100 «
глубину от нескольких дециметров до 1—2 .и. Они распространены на
плоских ровных водоразделах или на высоких террасах крупных ре»
например Днепра. Западины иногда покрыты травянистой растите^
ностью, иногда, например, в Воронежской и Тамбовской областях
зарастают древесной растительностью, чаще всего осиной и иной
(«осиновые кусты»). В Западной Сибири такие углубления зарастаю,
березой и ивой («березовые колки»).

Блюдца возникают вследствие оседания грунта, вызванного вы
щелачиваннем из него карбонатов и растворимых солей и оглееивем
Последнее сопровождается уплотнением грунта. В западносибир-
ской части лесостепи много бессточных озер.

Грунтовые воды в европейской части северной подзоны лесостепи
залегают иногда неглубоко даже на водоразделах, особенно на безлес-
ных участках. В этих случаях образуются лугово-черноземные |ючвы
с водным режимом промывного или периодически промывного типа
В южной подзоне, особенно при сильно рассеченном рельефе, грунто-
вые воды лежат глубоко. Водный режим почв под лесными участками
непромывного типа, под безлесными участками он может быть перио-
дически промывным. В западносибирской части лесостепной зоны грун-
товые воды нередко расположены очень близко к поверхности. Водный
режим почв поэтому промывного типа.

На лесных участках европейской части лесостепной зоны преобла-
дает дуб с сопутствующими породами — ясенем, липой, берестом, кле-
ном остролистным, полевым и татарским. В подлеске часто встречается
лещина. На юго-западе к этим породам присоединяется граб, а на кра^’
нем юго-западе произрастают буковые леса. На песчаных террасаХ
рек и на меловых обнажениях растет сосна. Ее сопровождают нередко
северные виды растений: брусника, черника и др.

В западносибирской лесостепи лесная растительность представ-
лена березой (пушистой и бородавчатой), к которой нередко примеши*
ваются осина и ива. В южной части зоны береза образует небольшие
рощицы — колки, приуроченные к западинам. К северу колки поста
пенно сливаются в более крупные лесные массивы.	.

Степные участки в пределах лесостепной зоны были ранее покрыт
разнообразной травянистой растительностью с большим числом ДВУ
дольных. Такие степи называют .u/говылш, или разнотравными, в
личие от южных, в которых преобладают злаки. Наряду с ЛВУ;1Л^1
ными в разнотравных степях встречаются ковыли (Stipa Joannis,
f thulia), типчак и келерия. Имеются и мхи, например Thuidiuni
''лГци1'1 Моховой покров защищает почву от размывания.

И*Болота в европейской части лесостепной зоны мало распростра-
ы причем сфагновые болота встречаются лишь на песчаных терри-
ь* ’х, В западносибирской части они распространены значительно
^едствие слабого расчленения рельефа и близкого залегания грунто-
ро I. В их числе много сфагновых болот, которые здесь называются

рВыше уже говорилось, что лесостепь создавалась в условиях вза-
мной смены травянистой и древесной растительности. В некоторых
случаях, особенно в северной части современной лесостепной зоны,
^подалось надвигание древесной растительности на пространства,
дапгтыс травянистой растительностью — степной или луговой. Такой
процесс мог идти лишь очень медленно. Дело в том, что отдельные
деревья не могут конкурировать со степной травянистой раститель-
ностью в борьбе за влагу. При заносе отдельных семян древесных
растений в степь или на луг они могут прорастать, но сеянцы их обычно
погибают. Иное дело, если со степью соприкасается лесной массив.
На опушке его создается иная обстановка благодаря накоплению боль-
шого количества снега, снесенного с окрестных безлесных пространств.
В приопушечной полосе наблюдаются глубокое промачивание почвы
н повышение запаса влаги. Кроме того, близость стены леса действует
несколько угнетающе на травянистую растительность. Сеянцы древес-
ных и кустарниковых пород находят здесь значительно лучшие усло-
вия, могут хорошо развиваться и, смыкаясь, вытеснять травянистую
растительность. Таким образом, лесной массив, постепенно разра-
стаясь, может завоевывать степные и луговые пространства. Так рисо-
вал постепенный ход завоевания лесом травянистых пространств
П. А. Костычев.

Наряду с этим процессом в современной зоне лесостепи издавна
наблюдался и обратный процесс — смены древесной растительности
травянистой. Этот процесс мог идти и естественным путем, в начале
послеледникового периода, когда все зоны смещались с юга на север.
Лому же процессу способствовало и воздействие человека. Еще древ-
ние кочевники, постоянно поджигая степь, тем самым препятствовали
Расселению леса, а во многих случаях, вероятно, даже уничтожали
Уже взрослые леса. С началом освоения лесостепной зоны под земле-
чие процесс истребления лесов и замещения нх пашнями и лугами

ИДТИ особенно быстро, поэтому многие лесные в прошлом пло-
ади в настоящее время древесной растительности лишены.

ПОЧВЫ ЛЕСОСТЕПНОЙ ЗОНЫ

Или ^очвенный покров лесостепной зоны разнообразен. Под степными
ваютсч Г°В0 степными участками (современными и бившими) разви*
Мощны Mouv<bie типичные черноземы, а также лугово-черноземные почвы.
гопц^'"1 наз“вают такие черноземы, у которых толщина гумусового
уанта превышает 80 см.

ч<?рц0 je’’ ГДе пР°исходило завоевание травянистых пространств лесом,
мы под лесной растительностью изменялись — постепенно
оподзолнвались. В настоящее время и под существующими лесами
под пашнями, созданными на месте вырубленных лесов, находя,
почвы, которые считаются различными стадиями постепенною вып-
лачивания и оподзоливания бывших здесь когда-то типичных чернп^*
мов. Это выщелоченные и оподзоленпые черноземы. Выщелочен^
черноземы могут возникать и под травянистой растительностьюТИ
несколько повышенном увлажнении. В этом случае они отражай!,
довольно устойчивую стадию почвообразовательного процесса/!

Кроме названных почв, в зоне лесостепи встречаются серые
ные почвы. Они также могли образоваться указанным только что Путем
При этом возможно, что они возникли в результате оподюлнвания

Рис. 71. Морфология профи-
ля типичного чернозема

под лесом не типичных степных чернозе.
мов, а лугово-черноземных почв, разви-
вавшихся сначала под луговой раститель
ностыо при близком залегании жестких
грунтовых вод. Серые лесные почвы могли
образоваться под лесом и из почв дер-
ново-карбонатны.х. Подобный процесс мог
быть особенно широко распространен в
северной части лесостепи. Наконец, серые
лесные почвы могли образоваться ауте»
наложения дернового процесса на первично*
подзолистые почвы в результате у ни ноже* |
ния лесов.

Чернозе мы

Черноземы характерны для степной
зоны, в почвенном покрове которой они
являются главным компонентом. Поэтом}
в этой главе мы ограничимся рассмотре-
нием лишь тех подтипов черноземов, кото-
рые встречаются в лесостепной зоне: типич-
ных, выщелоченных и оподзоленных. Эти
подтипы в совокупности занимают 40Я|
всей площади зоны.

Типичные черноземы. Морфоло-
гическое строение профил’1
типичного мощного чернозема (рис. 71J
характеризуется следующими чертами. J

Горизонт А„ — степной войлок. Наблюдается только в естесЯ
венных условиях, т. е. под девственной степной растителыюстЫ<>-|
Состоит из переплетенных остатков стеблей и листьев степных трИ
и является как бы аналогом лесной подстилки. Мощность войлокч
может достигать 3—4 см.

Горизонт А, — гумусовый (перегнойно-аккумулятивный). Самым
характерный горизонт чернозема. Его мощность в типичном мощно»
черноземе достигает 80—100 см. Причем по мере продвижения к запад)
(правобережная Украина) она увеличивается, а содержание гуму^Я
еНЬ1пается. К востоку наблюдается обратное соотношение между
''юностью почвы и содержанием гумуса. Цвет гумусового горизонта
м°верхней части во влажном состоянии чисто черный, в сухом — со
в -бым сероватым оттенком. Книзу окраска постепенно светлеет в
с’ Зи с постепенным уменьшением содержания гумуса и приобретает
буроватый или палевый оттенок. Структура гумусового горизонта
Керхней части зернистая. Книзу размер зерен постепенно увеличи-
вается, и структура переходит в комковатую. Гумусовый горизонт
^рноз’ема всегда густо пронизан корнями травянистых растений.

Сомма afMeo-

Рис. 72. Распределение гумуса, карбонатов, суммы обменных катионов
и илистой фракции в типичном и выщелоченном целинных черноземах
(по данным Е. Л. Афанасьевой)

Если корни растений осторожно извлечь из почвы, то можно увидеть,
что они как бусами унизаны комочками чернозема разной величины.

Горизонт Вк — карбонатно-иллювиальный. Залегает под гумусо-
вым горизонтом. Характеризуется накоплением карбоната кальция,
иногда вместе с небольшим количеством карбоната магния. Верхняя
граница карбонатного горизонта, называемая также верхней границей
вскипания, совпадает с нижней границей гумусового горизонта или
несколько выше ее (отличительная черта типичного черно-

L Содержание карбоната кальция в горизонте Вк обычно несколько
“®ие» чем в породе (см. рис. 72 и 73 и табл. 67).

Карбонатный горизонт из-за большого содержания карбоната
“Льция обычно светло-палевый, имеет хорошо выраженную призма-
тическую структуру, тонкую пористость и всегда в той или цнЯ
мере уплотнен. Книзу белесый оттенок постепенно ослабевает, и кап
бонатный горизонт переходит в материнскую породу — палевый лёг'
или лёссовидный суглинок, который по большей части бывает кар^З
натным. В верхней части карбонатно-иллювиального горизонта кап.
бонаты присутствуют обычно в виде рыхлых скоплений и псевдомице'
лня, а в средней и нижней части нередко встречаются и твердые Kajr
бонатные включения — журавчики.

Для профиля черноземов характерно наличие кротовин — ста-
рых и свежих ходов роющих грызунов: сусликов, байбаков, хомяков
тушканчиков и др. Ходы обычно засыпаны почвой из другого гори'
зонта и выступают на фоне, например, гумусового горизонта в виде
округлых пятен светлого цвета — цвета карбонатного горизонта или
материнской породы, а на фоне карбонатного горизонта — в виде
черных округлых пятен цвета гумусового горизонта. Кротовины слу-
жат лучшим доказательством того, что данная почва, если она даже
уже изменена лесом, когда-то находилась под степной растительность^
и была черноземом.

Гранулометрический состав и физические
свойства типичных черноземов. Гранулометрический

состав типичного мощного чернозема отличается исключительным
однообразием по всему профилю (табл. 65).

Содержание всех фракций, в том числе и коллоидной, колеблется
в незначительных пределах, что обусловлено некоторой неоднородно-
стью материнской породы. Из этого следует, что никакого разрушения
коллоидов, никакого передвижения нх в профиле чернозема не проис-
ходит. Однообразие гранулометрического состава иллюстрирует рис. 72,
на котором изображено изменение по профилю содержания илистой
фракции (частиц < 0,001 м.и). Соответствующая линия идет почти
вертикально с небольшими отклонениями в ту и другую сторону. I

Таблица 65

Гранулометрический состав (в % от веса сухой
почвы) мощного типичного чернозема под целинной
степью (no Е. А. Афанасьевой)

Гори- зонт	Глубина взятия образца, см	Фракции, мм					
		>0.25	0,23—0,05	0.05-0,01	0.01-0.001	0001- 0,0002	< 0.000» ’
А	0-10	0	1,5	54,0	18,0	4,0	22>|
А	20—30	0	3,0	52,0	19,5	4,3	21,2 j
А	60-70	0	1.0	53,5	20,0	4,1	21,4
А	90-100	0	1.0	53,0	19,2	5,5	21,3 1
в«	100-110	0	1.5	52,1	18,6	5,4	22,41
Вк	140-150	0	2,5	46,0	18.5	6,7	24,3 j
С«	190-200	0	1,5	49,0	18,1	8,2	23,2 I

Черноземы, как уже было сказано, обладают хорошо выраженной
структурой. Ее прочность подтверждается данными агрегатного ана*
образца той же почвы, взятого из горизонта А на глубине 0—Ю си
JJ С. И. Долгову):

n-jMcl'U агрегатов, мм.......... 3—2 2--1 1—0,5 0,5—0,25 <0,25

л,№0*аиие агрегатов, (в % от веса воз-

Р^шно-сумЛ массы)............... 6.1 22.8 18,1	10,9	42,1

Из этих данных видно, что в то время как в гранулометрическом
составе почвы фракция крупнее 0,25 мм отсутствует, в агрегатном
составе верхней части гумусового горизонта она превышает 50%.
другими словами, верхний горизонт чернозема состоит более чем на
50".» из водостойких агрегатов размером свыше 0,25 леи.

Нижние горизонты чернозема, содержащие очень малое количество
гумуса, обладают микроструктурой и состоят из микроагрегатов
(табл 66).

Коллоидные частицы и близкие к ним по размерам в микроагре-
гатном составе почти не встречаются, так как они как клеящий мате-
риал пошли на образование агрегатов размером преимущественно
0,25—0,01 мм.

Благодаря хорошей микроструктуре верхних и микроструктуре
нижних горизонтов в черноземах создается весьма благоприятный
для растений водно-воздушный режим. Влага может запасаться в до-
статочном количестве в микропорах, пронизывающих отдельные агре-
гаты. Более или менее крупные промежутки, имеющиеся между агре-
гатами, создают большую некапиллярную скважность, которая может
достигать 30—40% общей скважности. Опа обеспечивает хороший
доступ воздуха в почву. Таким образом, потребность растений во влаге
и воздухе удовлетворяется одновременно в наилучшей степени, что
и является одной из важнейших причин высокого плодородия .черно-
земов. особенно в первые годы после распашки целины или залежи.

Таблица 66

Гранулометрический и микроагрсгатный состав (в % от веса сухой почвы)
горизонта 190-200 см мощного типичного чернозема

Состав	Фракции, лл					
	>0.25	0,25—0,06	0,'й -0,01	о.о1—ол>о1	(ЦИЛ-	<0,002
Механический ....	0,0	1,5	49,0	18.1	8.2	23,2
Ммкроагрегатный . . .	0,0	15,0	62,5	10,4	Ы	1,0

Химический состав типичных черноземов,
'-одержание гумуса, pH, содержание и состав обменных катионов и
содержание углекислоты карбонатов в том же мощном тучном 1 типич-
ном черноземе приведены в табл. 67. На рис. 72 те же данные для
большей наглядности изображены графически. Анализ данных рисунка
и таблицы позволяет сделать вывод, что для типичных черноземов

______

1 Тучными называются черноземы, содержащие свыше 9% гумуса.
характерно максимальное содержание гумуса в самом верхнем слое J
постепенное, равномерное падение его книзу. Эта постепенность и
номерность в уменьшении книзу содержания гумуса — одна из харяЯ
териейших черт не только типичных мощных черноземов, но и други»
видов чернозема.

Обменные основания в типичном мощном черноземе представлены
кальцием и магнием. Калий и натрин содержатся, но в незначительных
количествах, измеряемых десятыми долями миллиэквивалента на 100 г
почвы.

Таблица 67

Содержание гумуса, углекислоты карбонатов, pH,
содержание и состав обменных катионов в мощном
тучном типичном черноземе (по Е. А. Афанасьевой)

Горизонт	Глубина взятии образца. см	Содержа- ние гуму- са, % от веса сухоП почвы	pH ПОДПОЙ суспен- зии	Содержание обмен- ных катионов, мс'ЭК* на 100 г сухой почвы			Состап обмен- ных катионов. % от их суммы		f "Держа- ние угле- кислоты!  карбомц. 1оа* % от меса cyvil  ипчвы 1
				Са*+	Mg* г | сумма		Са»+	Mg*	
А	0-10	10,8	6,76	43,5	7,1	50,6	86	14	о.о |
Л	10-20	7,7	6,87	40,4	5,6	46,0	88	12	о,о ।
А	20—30	7,0	6.41	37,9	4,3	42,2	90	10	о,о !
А	30—40	6,2	6,55	33.1	3,7	36,8	90	10	0,0 1
А	10 -50	5,3	6,71	29,0	3.2	32.2	90	10	9,0 I
А	50—60	4,7	6,72	25,3	3.1	28,4	89	11	0,0 1
А	60-70	3,6	6,74	23.0	2,5	•25,5	90	10	о,0
Л	70-80	2,4	6,96	24,2	1.9	26,1	93	7	0,0
А	80—90	2,4	6,96	24,1	2,7	26,8	90	10	0.0 1
А	90—100	2,3	7,31	26,2	3,3	29.5	89	11	0.0 1
Вк	100-110	1,2	8.06	35,2	3,8	39.0	90	10	8.26 I
Вк	110-120	0.9	8,40	36,0	4,0	40,0	90	10	8.46 1
Вк	120-130	0,8	8,39	36,2	4,0	40,2	90	10	7,03 1
Ск	130-140	0,7	8,40	35,4	4,4	39.8	89	11	6.51 I
Си	140-150	0,7	8,38	35,2	•1,4	39,6	89	II	6,22 1
Си	150-160	0,7	8,35	34.7	4.8	395	88	12	5,63 1
Ск	160 170	0,7	8,42	34,9	4,1	39.0	89	11	5.0»
Ск	170-180	0,7	8.38	33,4	5,0	38,4	87	13	5,15 1
Ск	180—190	0,7	8.30	32,5	5,3	37,8	86	14	4,62 1
Ск	190-200	0,7	8,40	31,4	5,6	37,0	85	15	4,07 I

В составе обменных катионов кальций резко преобладает над
магнием, составляя 85—90% их суммы. Обменный водород отсутст-
вует, в связи с чем и pH даже в верхних слоях колеблется в пределах
6,5—6,9, т. е. реакция почти нейтральная. Емкость обмена постепенно
уменьшается сверху вниз. Объясняется это тем, что содержание мине-
ральных коллоидов в пределах профиля меняется очень мало, содер-
жание гумуса (органических коллоидов) уменьшается книзу, вслед-
ствие чего падает и емкость обмена (обе линии на рис. 72 идут почти
параллельно). Однако в нижней части гумусового горизонта емкости
обмена перестает уменьшаться, а в карбонатном горизонте даже
несколько увеличивается благодаря тому, что при щелочной реакций '
емкость обмена тех же коллоидов больше. В карбонатном горизонте
акция щелочная, на что указывают величины pH, колеблющиеся
г 8(3 ДО 8.4. Карбонат кальция представляет собой соль сильного
°1новання со слабой кислотой, которая, подвергаясь гидролизу,
взывает щелочную реакцию.

Содержание карбонатов равно нулю в гумусовом горизонте, но
, его нижней границей сразу оказывается равным 8,26% СО2, что
Соответствует содержанию 18,8% СаСО3. Это подтверждает резкость
^Реологической границы карбонатного горизонта. Книзу содержание
карбонатов постепенно уменьшается и на глубине 330 см оно равно

вудЮ.

Отсутствие карбонатов в гумусовом горизонте не является, однако,
обязательным признаком черноземов. В некоторых случаях в самой
верхней части гумусового горизонта может наблюдаться их накопле-
ние за счет образования углекислого кальция при минерализации
растительных остатков (П. С. Погребняк).

Легкорастворимые соли — хлориды и сульфаты натрия, магния
н кальция — в типичных черноземах отсутствуют во всем почвенном
профиле (табл. 68).

Содержание трех главных окислов — кремнезема, глинозема и
окиси железа, которые в сумме составляют свыше 90% всей бескарбо-
натной минеральной части почвы, остается почти неизменным в пре-
делах всего профиля почвы. Незначительные колебания объясняются
неполной однородностью материнской породы. Эго свидетельствует
о том, что образование черноземов не сопровождается заметным раз-
рушением алюмосиликатов и передвижением по профилю тех или иных

Таблица 68

Валовой химический состав целинного мощного тучного типичного чернозема.
Курская область (no Е. Л. Афанасьевой)

Гори- Зонт	Глубина взятия образца. см	Содержание <н % от веса сухой почвы)			Состав (в % от веса безводной, безгумуспой и бескврбонатной почвы)								
		гуму- са	хими- чески снизан- ной воды	со.  карбо- натов	SIO,	А»,О,	Ге,О,	СаО	MgO	Na,О	К.О	Р,О,	SO,
А	0-10	10,8	2,9	0,0	78,97	10,67	4,30	1,96	1.14	0.81	2,29	0,37	0.49
А	20-30	7,0	2,3	0,0	77,55	11.78	4,13	1,84	1.2.3	1,00	2.00	0,25	0,-34
А	40-50	5,3	2,3	0,0	78,28	11,67	4,17	1.47	0,97	1,07	2,21	0,27	0.37
А	60-70	3,6	2.6	ох»	78,87	10,81	4,23	1,17	1.11	1,02	1,96	0,31	0.34
А	90—100	2иЗ	2.7	0.0	79,32	11,50	4,20	1,34	1.04	1,03	1,90	0,24	0,31
	100-110	1.2	1,8	8,3	78,да	11,18	4,40	1,64	1,02	1,19		0,09	0,21
	140—150	0.7	2,6	6,2	7 7. .38	11,71	4,61	1,39	1,28	1,34	2,44	0.09	0,22
С	190- 200	0.7	3,1	4,1	76,96	11,42	4,90	1,58	1,36	1,40	2,34	0,08	0,20

°Кислов. Однако некоторые изменения все же подметить можно. Так,
^Держание кальция, фосфорной и серной кислот оказывается наи-
~°льшим в самых верхних горизонтах и постепенно уменьшается
НИзУ- Такое распределение этих окислов станет понятным, если вспом-
нить о том, что они в значительных количествах концентрирую^,
в растениях, а при отмирании поступают на поверхность ючвы и.?
в ее верхние горизонты. Другими словами, отмеченное выше накоплю
ние в верхних горизонтах СаО, Р2О& и SO3 является биологический

Натрий, калий и магний оказываются в небольшой мере ныпД
леченными из верхнего горизонта. Это объясняется тем, что в этих
горизонтах все же идет, хотя и очень медленно, процесс выветривания
первичных минералов, причем не все освобождающиеся при этом
основания закрепляются во вновь образующихся вторичных минера.

лах — некоторая часть их выщелачивается.

Типичный чернозем, который рассмотрен выше в качестве примера
этого подтипа черноземов, имеет водный режим периодически промыв-

ного типа и ежегодно промачивается на глубину в среднем около 200сл
Между тем верхняя граница карбонатного горизонта (см. рис. 72)
лежит на глубине около 100 см. Почему же за те многие тысячи лет,
в течение которых существует этот чернозем, карбонаты не оказались
вымытыми по меньшей мере до нижней границы ежегодного промачи-
вания, т. е. на глубину около 200 см, как это случилось с легкораство-

римыми солями, которые хотя и в незначительном количестве, но со-
держались в этом черноземе?

Углекислый кальций растворяется в воде, как известно, в весьма
малом количестве. Растворимость его заметно увеличивается в присут-
ствии углекислоты, причем углекислый кальций, соединяясь с ней,
переходит в растворе в двууглекислый кальций. Чем выше содержа-
ние углекислоты в растворе, тем больше растворимость углекислого
кальция.

Из гл. V известно, что содержание углекислоты в почвенном
растворе зависит от ее содержания в почвенном воздухе, а последнее —
от интенсивности разложения органического вещества н интенсивности
дыхания корней. Поэтому концентрация углекислоты в почвенном
воздухе, а следовательно, и в почвенном растворе в течение года должна
сильно меняться. Наименьшей она бывает в холодное время года —
в конце зимы и в начале весны, когда микробиологические процессы
и жизнедеятельность растений прекращаются полностью или почт
полностью. Между тем основное промачивание чернозема происходит
именно в начале весны, во время снеготаяния и дождей, выпадаюиЯ
в период, непосредственно следующий за снеготаянием. В это врем!
должно происходить и вымывание углекислого кальция, а следов®
тельно, понижение границы вскипания нисходящими токами воды»
Однако оно не может быть особенно сильным вследствие низких кои^
центраций углекислоты в почвенном воздухе и в почвенном раствор®
а значит и малой концентрации в последнем двууглекислого кальки

Вслед за этим периодом наступает период, в течение которого те®
пературы воздуха и почвы быстро нарастают, растительность начинай
энергично вегетировать, в связи с чем дышащие корни начинают вЛ
делять много углекислоты. Микробиологические процессы также начи-
нают идти очень энергично, что в свою очередь вызывает усиленное
выделение углекислоты. Вследствие всего этого резко возрастает кон-
центрация углекислоты в почвенном воздухе и в почвенном растворе»
348
L в результате в последнем увеличивается и концентрация бнкарбс-
кальция.

Интенсивно вегетирующая растительность извлекает из почвы и
Ц-аряег в атмосферу большое количество влаги, вследствие чего
Ежность во всей почвенной толще уменьшается. Однако это умень-

Рис. 73. Содержание корней (г/л1) в мощном типичном черноземе под
лесом (а) и под целинной степью (б):

1 — ч двух метрах от ствола, 2 — в четырех метрах. 3 — в семи метрах. 4 — сред-
нее. 5 — содержание корней под целинной степью

ц№«ие не равномерное: оно идет быстрее там, где сосредоточена основ
”ая масса корней, т. е. в верхних горизонтах (рис. 73).

Основная масса деятельных корней заключается в слое 0—50 он,
Который поэтому будет иссушаться растительностью значительно быст-
ра. чем нижележащие слои, а влага из нижележащих слоев начнет
Подтягиваться кверху. А так как промачивание захватывает и карбо-
н3тиый горизонт, начинающийся на глубине 100 см, то карбонаты
Начнут также передвигаться кверху, как в пределах самого карбопат-
ного горизонта, так и из него в гумусовый горизонт. Поскольку J
концентрация бикарбоната кальция в -этот период будет болыЛ
чем в период нисходящего движения влаги, то, несмотря на то, чтоД
щее количество перемещенной вверх влаги будет меньше, чем то,
рое в начале весны перемещалось вниз, количество вымытого бнка^
боната кальция окажется полностью компенсированным. В результат
всего этого карбонатно-иллювиальный горизонт в типичном мощД
черноземе будет сохраняться неопределенно долгое время, причем ег»
верхняя граница будет испытывать лишь периодические колебаиг,
она будет опускаться весной, подниматься летом и снова неск|Д
опускаться осенью. Размах колебаний этой границы, как это бьцц
показано наблюдениями Е. А. Афанасьевой, может достигать
20 см.

Периодическое поступление карбопатов из карбонатного горизонт
в гумусовый объясняет и устойчивость алюмосиликатной части черно,
земов. Карбонат кальция нейтрализует органические кислоты, связью
вает углекислоту, коагулирует гумус, поддерживает слабощелочную
реакцию, т. е. создает все условия, способствующие сохранению вто-
ричных минералов и новообразованию гумуса и как следствие всего
этого — сохранению чернозема с присущими ему характерными Чф.
тами. Что же касается первичных минералов, то, как мы уже говорили,
они понемногу продолжают выветриваться, причем большая част»
продуктов их выветривания остается на месте и служит материала
для новообразующихся.

Черноземы могли образоваться двумя путями: через луговупст*
дню и без нее.

Если на ранних стадиях развития черноземной почвы уронен»
грунтовых вод находился близко к поверхности, то растительное»
имела луговой характер, а почва переживала луговую стадию в свой
развитии. Близкое залегание грунтовых вод могло иметь место в позд-
неледниковое время, в период обильного поступления вод от таклиго
ледника. Воды были обогащены углекислым кальцием, источников
которого служили расположенные севернее карбонатные мореннк
отложения и карбонатные коренные породы. В процессе ncnapeHjif
жестких грунтовых вод луговые почвы и лёссовидные наносы, на ко-
торых они были развиты, обогащались карбонатом кальция. Прису*
ствие последнего и пышное развитие луговой влаголюбивой рает»
тельности способствовали уже в то время значительному накоплений
гумуса в этих почвах.

В дальнейшем наступило понижение уровня грунтовых
вызванное прекращением поступления ледниковых вод, развитие*
эрозионных процессов, понижением базиса эрозии и как следствие
этого — общим дренированием местности. Углекислый кальций бы*
вымыт в нижнюю часть почвенного профиля, где образовался кар
бонатно-иллювиальный горизонт. Луговая растительность начал*
сменяться степной, которая еще более стала способствовать сохраМ^
нию и дальнейшему развитию гумусового горизонта. Почва при эт1»
перешла сначала в стадию черноземно-луговой (глубина грунтовЛ
вод 2—4 л»), затем в стадию лугово-черноземной (уровень грунтовЫ*
зчл
j 6 .«) и. наконец, в стадию чернозема (уровень грунтовых вод
ЦЛ1/ 6 до 10 -20 м и более). Соответственно с понижением уровня
о1 ^овых вод изменился и состав растительности, которая из луговой
г1’-- пенно (через ряд промежуточных стадий) превратилась в лугово-
^Путь развития черноземов на луговых почвах особенно характе-
п'о-виднмому, для северной половины лесостепной зоны. Почвы,
2^[,етствуютне отдельным стадиям этого процесса, — черноземно-
П гопые и лугово-черноземные, встречаются и в настоящее время на
^повнепных плоских водораздельных пространствах Среднерусской
Квышенности, на высоких лёссовых террасах Днепра, на Калачев-
ской возвышенности и в других
пестах. Особенно часто он и встре-
чаются в пределах слабодрени-
рованных Окско-Донской и За-
падно-Сибирской низменностей.

Черноземно-луговые и лу-
[юво-черноземные почвы построе-
нию своего профиля мало
отличаются от черноземов, но
в них более или менее близко к
поверхности залегают грунто-
вые воды. Совершенно естест-
венно, что это значительно улуч-
| шает их лесорастительные свой-
ства по сравнению с настоящими
черноземами.

Для черноземов, возникших

описанным путем, характерен,
повидимому,висячий карбонат-
ный горизонт (рис. 74, а), т. е.
обладающий отчетливо выражен-
ной нижней границей, ниже

Рис. 74. Распределение карбонатов в
профиле типичного чернозема:

а — образовавшегося из луговой почвы, 6 —
степного (по данным Е. А Афанасьевой)

которой содержание карбонатов равно нулю или близко к нему.
Второй путь образования черноземов может быть назван степным.

В этом случае черноземы или вовсе не проходят луговой стадии, или
0,,а бывает весьма кратковременной, и почвы развиваются почти
с самого начала под более или менее ксерофитной (сухолюбивой) степ-
ной растительностью. В таких почвах нет висячих карбонатных гори-
Унтов. Карбонатно-иллювиальный горизонт непосредственно пере-
удит в карбонатную материнскую породу (рис. 74, б). Накопление
избытка карбоната кальция в карбонатно-иллювиальном горизонте
обязано своим происхождением вымыванию его из верхних слоев почвы.

Выщелоченные и оподзоленные черноземы. Строение профиля
Щелоченных черноземов чрезвычайно близко к профилю типичных
/РНоземов. Наиболее существенное отличие выщелоченных чернозе-
мов — отрыв верхней границы карбонатно-иллювиального горизонта
нижней границы гумусового горизонта, возникающий вследствие
Которого опускания карбонатного горизонта. В результате отрыва
между гумусовым и иллювиально-карбонатным горизонтом возни»
новый — выщелоченный горизонт мощностью от одного до нескольк**
дециметров (см. рис. 72, горизонт ДВ).	"

В выщелоченном черноземе появляются и другие признаки, От,
чающие его от типичного чернозема (рис. 75, а). В нем несколько п*
вышено содержание илистой фракции в выщелоченном горизонте
понижено pH в гумусовом. Однако валовой состав (табл. 69, разрЛ
№ 36) свидетельствует об отсутствии сколько-нибудь заметного пег*
движения по профилю полуторных окислов.

Таблица ба

Валовой химический состав почв различной степени оподчоленности.

Кузнецкая лесостепь (по Л. А. Завалишину)

Гори- зонт	Глубина ВЗЯТОГО образца, см	Содержание (в % от веса сухой почвы)				—Ш  Содержание (в % от вес.: ^еэиоля«^И 6езгумус|.оЛ н бикарбонатиой иочвик				
		гумуса	кв&- на тов	химически связанной воды	SIO,	Л1.О,	Fe.O,	СаО	MgO
Ai	0-5	Выи  13,6	|елочениыД  0,0	чернозем.  5,9	Разрез  69.15	№ 36  17,60	5,80	2,79	2.01
Ат	20-25	8.7	0,0	8,3	70,07	16,61	6,41	2,38	1.89
Ai	40-45	3,3	0,0	4,6	70,68	16,56	6,47	1.90	2.08
ЛВ	65-70	0,7	0,0	4.0	70,72	16,57	6.24	1,91	2,33
Вк	105-110	—	3,7	4,5	69,75	16,14	6,02	2,98	2.33
Ai	0-7	Опт  11,1	^золенный  0,0	чернозем,  15	Разрез  70.66	.М 56  15,31	6,01	2,19	2.17
Ai	10-20	7.8	0.0	4,1	70,61	15,73	6,04	1.97	2.01
А|А2	35-45	1,8	0.0	3,6	70,03	16,37	6,93	1,51	'.89
лав	60-70	0,8	0,0  0,0	3,5	70,22	16,43	6,8)	1.63	2.20
в	100-110	0.3		4.8	68,06	17,48	7,02  7,75	1,81	2,22
Вк	135-145	—	1,4	5,3	67,69	16,51		2,56	2,13
А,	Сера  0-10	а силън  7,8	ооподзолен  0,0	пая лесная  4,1	почва.  73,18	Разрез  14.20	№ 89  5,07	1,99	1,65
А,	20-28	2,2	0,0	4,0	73,01	13,76	5,89	1,67	2.35.
А,	35—45	1.3	0,0	4,6	69,02	16,85	6,74	1,59	-’.Я
Л2В	55-65	0,7	0.0	4,5	68,90	17,56	6,90	1.60	2.50
В	80—90	05	0,0	4.0	68,29	17.84	6,95	1,76	_’.5б-
В	110-120	0,4	0.0	4.0	67,02	17,51	6,90	1,64	2.5»
ВС	150-160	0,5	0,0	4,2	69,02	17,25	6,67	1,60	2,19

Светло-серая сильнооподмленная почва из-под пихтово-осиновой тайги.
Разрез №112

А.  Аг	0-10  20—30	6,1  1.4	0,0  0,0	3,3  3,0	73,79  75,28	14,67  14,57	4,95  4,83	1,65  1,83	
А.В	45-55	0.3	0,0	3,7	72,50	15,26	5,41	1,36	„96  2,$5
В	65-75	0,8	0.0	4,2	71,87	16,56	6,33	1,59	
В	100-110	0,5	0,0	3,9	69.99	17,26	6,71	1,37	
ВС	130-140		0,0	4,0	68,44	17,92	6,99	1,56	2.4*
Повышение содержания илистой фракции в переходном гаЯ
зонте обусловлено не перемещением ее из гумусового горизонта™
оглиниванием породы *.	а

Содержание гумуса в выщелоченных черноземах почти такое х»
как в типичных. В пределах европейской части СССР оно повышав'
с запада на восток: от 4—5% в украинских черноземах до 6—go’
в черноземах центральных районов и до 10% и более в черноземЯ
восточных районов лесостепи (цифры относятся к верхнему 10-санти-
.мстровому слою).

Существенным отличительным морфологическим признаком опод.

золенных черноземов является так называемая кремнеземистая при-
сыпка в нижней, а иногда и в средней части гумусового горизонта
Она имеет форму белесоватого налета, которым как бы припудрены
структурные отдельности. Это придает светлый опенок нижней части
гумусового горизонта. Рансе предполагалось, что присыпка — аморш
ный кремнезем, образующийся в процессе выветривания. Прямые

микроскопические исследования показали, что присыпка представ-
ляет собой мелкие кристаллики кварца и полевых шпатов, огмытЗ

от пленок гумуса и гидроокиси железа.

Гумусовый горизонт в оподзоленном черноземе сохраняет строе*
ние, характерное для типичного чернозема. Содержание гумуса вниз
по профилю падает постепенно и равномерно. Однако содержание
гумуса во всех частях гумусового горизонта заметно меньше, 1

Распределение илистой фракции иное, чем в типичном черноземе.
В верхней части профиля на кривой распределения илистой фракции
на глубине около 15 см появляется прогиб, соответствующий мине
мальному содержанию илистых частиц. В нижней части профиля
наблюдается значительное увеличение содержания илистых частиц
как за счет некоторого вмывания сверху, так и главным образе»! за
счет сильно выраженного оглинивания породы, возникающего из-за
выщелачивания карбонатов. Последние еще находятся в почвенном
профиле, но уже на значительно большей глубине — около 130 см —
и далеко отодвинуты от гумусового горизонта.

Распределение обменных оснований мало, но отличается от типич-
ного и выщелоченного черноземов: в средней части профиля на глу-з
бине 30—70 см на кривой их распределения появляется небольшой, но
заметный прогиб, указывающий на некоторое уменьшение емкосш
за счет главным образом распада гумуса. pH водной суспензии во всей
профиле сдвинуто в кислую сторону и колеблется около 5,5—6,0, в та
время как в выщелоченном черноземе она колебалась около 6,5—
Наибольшей величины кислотность достигает не в верхних горизойя
тах, где она нейтрализуется карбонатами оснований, образующимися
при разложении опада, а на некоторой глубине — в средней и нижие»
частях гумусового горизонта.

В валовом составе оподзоленного чернозема (см. табл. 69 я
рис. 75, б) также наблюдаются некоторые изменения. Содержаний

1 Оглинивание — процесс выветривания первичных минералов (главным обрв
зом нолевых шнатов и слюд), в результате которого образуются глинистые минерал^
LneMHeseMa в верхних горизонтах несколько выше по сравнению с ма-
^пинской породой, в то время как содержание полуторных окислов
Сколько ниже. Характерно, что эти признаки распространяются
довольно мощный слой, примерно соответствующий гумусовому
г0рЦЗОНТ>.

Серые лесные почвы

Серые лесные почвы широко распространены преимущественно
в северной части лесостепной зоны. Все они в той или иной степени
оподзолены. Можно предположить, что в формировании их принимал
кчастне лессиваж. От дерново-подзолистых почв серые лесные отли-
чаются более сильным развитием гумусового горизонта. Степень раз-
вития гумусового горизонта и степень оподзоленности их, как правило,
находятся в обратной зависимости, т. е. чем сильнее почва оподзолена,
тем слабее развит у нее гумусовый горизонт. По степени развития
гумусового горизонта они подразделяются на три главные подтипа:
тёмно-серые, серые и светло-серые.

Темно-серые почвы по морфологическим признакам довольно
близки к черноземам. Подзолистого горизонта они не имеют, но крем-
неземистая присыпка обильна. Нижняя часть гумусового горизонта

значительно светлее, чем у оподзоленного чернозема, а под ним иногда
намечается переходный горизонт А,В, в котором структурные отдель-
ности с поверхности сильно осветлены и пересыпаны белесой присып-
кой Под горизонтом А2В расположен горизонт В, отличающийся от

горизонта В выщелоченных и оподзоленных черноземов красно-
бурой окраской. Верхняя граница карбонатного горизонта обычно
отодвигается до середины второго метрового слоя (рис. 75, в).

По распределению гумуса темно-серая почва еще близка к черно-
земам — содержание его с глубиной уменьшается постепенно. В верх-
ней части почвенной толщи наблюдается уменьшение содержания
илистой фракции, в нижних горизонтах — увеличение. Оба эти при-
знака здесь выражены сильнее, чем в оподзоленном черноземе. Кислот-
ность также несколько выше, особенно в горизонте ASB. Распределе-

ние обменных оснований довольно близко к тому, которое наблюдается
в черноземах, но заметно снижается в горизонте А2В.

Содержание гумуса в верхних горизонтах темно-серых почв
несколько ниже, чем в оподзоленных черноземах. Оно нарастает
с 3,6—4,4% в темно-серых почвах УССР до 5—8% в почвах централь-
ных районов европейской части СССР и до 8—9% — в почвах восточ-
ных районов.

Серые почвы по морфологическим признакам заметно отличаются
01 темно-серых. Гумусовый горизонт At или А2А2 их значительно
Меньшей мощности (около 15—25 сч) и более светлой окраски. Еще
Резче выражен оподзоленный переходный горизонт А2В (рис. 75, г).
Соответственно хорошо выражен и иллювиальный горизонт В. Эти
морфологические различия подтверждаются и аналитическими дан-

Особенно отличается строение гумусового горизонта. Содержание
гУмуса, довольно еще значительное в верхней части (свыше 8%),
книзу падает очень резко, образуя столь же резко очерченный мопД
логический гумусовый горизонт мощностью около 15—25 слсъЯ
постепенного уменьшения содержания гумуса, которое наблюд-,
еще в темно-серой слабоподзолепной почве, здесь нет, и гуму^Я
горизонт отличается от гумусового горизонта обычных лесных пол
листых почв лишь более высоким содержанием гумуса и нескодУд
большей мощностью.

Не менее резкие различия наблюдаются и в отношении распрм»]
ления по профилю илистой фракции. Содержание ее, во-первых,
чнтельно уменьшается в верхней части профиля — в пределах гуЗ
сового горизонта, во-вторых, делает резкий скачок на нижней граница
этого горизонта, тем самым напоминая опять-таки обычную подзову
стую лесную почву. Накопление илистой фракции в иллювиальном
горизонте распространяется на большую глубину.

По распределению обменных оснований серая оподэоленцья
почва также несколько напоминает подзолистую: на соответствующей
кривой рнс. 75, г наблюдается перегиб под гумусовым rof изонтом ‘
отвечающий верхней части горизонта Правда, содержание сб>
менных оснований в этом горизонте значительно выше, чем в обычных
подзолистых почвах, н в этом заключается одно из важнейших разлн-
чий между рассматриваемыми серыми почвами и обычными лесными

подзолистыми почвами.

Реакция (pH) этой почвы во всем профиле, кроме гумусового гори-
зонта, близка к 5,0.

Валовые анализы (см. табл. 69, разрез № 89) также указывают
на значительную оподзоленность: в верхних горизонтах заметно
большое накопление кремнезема (по сравнению с породой). Соответ-
ственно больше и степень выноса полуторных окислов. Биологическое
накопление СаО и MgO в гумусовом горизонте наблюдается, но уже
заметно меньшее.

Содержание гумуса в серых лесных почвах варьирует от 3—4%
в УССР до 6—8% в восточных районах европейской части СССР. I

Светло-серые почвы по своим признакам еще ближе к обычным
дерново-подзолистым почвам лесной зоны. Гумусовый горизонт Aj
у этих почв имеет очень светлую окраску. У них уже отчетливо выра-
жен подзолистый горизонт AjAj, который отличается мощностью и
белесой окраской. Иллювиальный горизонт В красно-бурого цвет»,
выражен очень резко. Морфологические признаки подтверждают®
аналитическими данными (рис. 75, 5). Содержание илистых частик

в гумусовом горизонте падает до очень низких величин, причем нара-
стание их содержания книзу идет очень медленно. В соответствии с рез-
ким падением содержания гумуса сумма обменных катионов также
резко уменьшается в горизонте Аг, как и в обычных подзолистых поч-
вах, хотя абсолютная величина суммы обменных оснований продолжает
оставаться довольно значительной даже в горизонте /\г — около
17 мг-экв.

Данные валового анализа (см. табл. 69, разрез № 112) говоря!
о том, что степень оподзоленности этой почвы, судя по относительному
накоплению кремнезема и относительной потере полуторных окислов
I ннХ горизонтах, заметно выше, чем у серой почвы. Одновре-
р 0СРХ<десь уже довольно отчетливо начинает выявляться потеря MgO,
не компенсируется биологическим накоплением.

•^Содержание гумуса в светло-серых почвах составляет от 2—3%
«ядных районах европейской части СССР до 5% в восточных.

® ^Заканчивая на этом рассмотрение серых лесных почв, отметим,
онн весьма разнообразны главным образом в связи с разнообразием
ч1?рпцнских пород. Так, в западных и центральных районах лесо-
1(11()й зоны материнскими породами служат большей частью лёссо-
ные отложения, а в восточных районах серые почвы очень часто
’"^иваюлся на пермских, юрских и третичных породах. При нх не-
Р ' тяжелом гранулометрическом составе карбонаты в серых поч-
Р часто сохраняются в первой половине второго метрового слоя,
а иногда и в нижней части первого. На тяжелых породах повышается
содержание гумуса, а на пермских глинах серые почвы приобретают
коричневый оттенок.

Если серые почвы развиваются в условиях избыточного увлажне-
ния, в них появляются признаки оглеения, иногда довольно сильного.
Такие почвы называются серыми лесными глеевыми. Они встречаются
чаше всего на ннжних частях склонов, где избыточное увлажнение нх
обусловливается приближающимися к поверхности грунтовыми во-
дами. Последние обычно бывают жесткими, поэтому избыточное увлаж-
нение влечет за собой значительное накопление гумуса, насыщенного
кальцием. Если грунтовые воды содержат в настоящее время или со-
держали в прошлом соли натрия, то в серых лесных глеевых почвах
появляются признаки осолодения (см. гл. XV). Это явление особенно
широко распространено в западносибирской лесостепи с ее слабо рас-
члененным рельефом и близким к поверхности залеганием минерали-
зованных грунтовых вод.

Прочие почвы лесостепной зоны

Описанные выше почвы — типичные, выщелоченные и оподзолен-
ные черноземы и серые почвы различной степени оподзоленности —
занимают подавляющую часть (75%) площади лесостепной зоны.
Лугово-черноземные почвы и солонцы занимают около 15%. Из дру-
гих почв этой зоны следует назвать песчаные почвы, чаще всего встре-
чающиеся на песчаных — боровых террасах, отсюда и название
почв — боровые пески. Эти почвы совсем неоподзолены. Морфологиче-
ское строение их следующее. Стой подстилки обычно равен 1—2 см.
Под подстилкой идет гумусовый горизонт AIt окрашенный в серый
йвет, мощность которого колеблется в пределах 5—10 см. Подзолистый
горизонт отсутствует, и под гумусовым горизонтом сразу залегает
иллювиальный горизонт В серовато-бурого цвета мощностью 10—15 см,
Который постепенно переходит в желтый или палевый песок — мате-
ринскую породу.

В валовом химическом составе таких почв обычно не имеется при-
знаков вымывания из верхних горизонтов полуторных окислов и
оснований. Нередко этот состав, наоборот, свидетельствует о том, что
в верхних горизонтах — А! и В—происходит некоторое накоплен 1
по сравнению с материнской породой, нс только кальция (что
место и в обыкновенных подзолистых почвах), но даже и полутопвЯ
окислов: окиси железа, глинозема, а иногда и марганца. Накппт»Д
это, несомненно, биологическое. Несмотря на то, что глинозем и
лезо содержатся в золе растений в весьма малых количествах, и
накопление за длительный период заметно отражается на составе вер?
них горизонтов почвы, материнская порода которой содержит обычна
свыше 90% кремнезема. Таким образом, в этих почвах идет Процесс
прямо противоположный подзолистому. Биологическое накопление
в них охватывает не только гумусовый горизонт, но и иллювиальный
Боровые пески — своеобразные аналоги бурых лесных почв.

Наряду с боровыми песками на песчаных террасах могут ветре,
чаться песчаные почвы и более или менее сильно оподзоленпые

чаще всего в тех местах, где близко залегают пресные грунтовые воды.
Поверхность песчаных террас нередко представляет собой чередова-
ние грив и межгривных понижений, причем гривы часто представляют
собой древние дюны, образовавшиеся при участии ветра, но затем
заросшие древесной и иной растительностью. При таком рельефе на
возвышенных участках можно найти либо неоподзоленные боровые
пески, либо песчаные подзолистые почвы разной степени оподзолен-

ности.

В междюнных понижениях, где грунтовые воды подходят близко
к поверхности, встречаются болотные почвы. Если грунтовые воды
жесткие, развиваются темноцветные почвы под насаждениями из чер-
ной ольхи, переходящие при сильном заболачивании в иловато-глеевые,
близкие к описанным в предыдущей главе. Такие случаи наблюдаются
чаще ближе к внутреннему краю боровой террасы, т. е. ближе к плато
или вышележащей лёссовой террасе, где сказывается влияние выте-
кающих из-под нее жестких грунтовых вод. Ближе к внешнему краю
боровой террасы, где грунтовые воды обычно бывают слабо минера-
лизованными, в понижениях развиваются торфяно-подзолистые почвы,
которые при сильном увлажнении переходят в сфагновые торфяники.
Общая площадь таких заболоченных участков в лесостепной зоне
весьма невелика.

В пределах лесостепной зоны могут, наконец, встречаться солонцы
и солоди, однако общая площадь их в этой зоне очень мала 1. Эти почвы
рассмотрены в специальной главе, посвященной процессам засоления
и рассоления почв.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОЧВ ЛЕСОСТЕПНОЙ ЗОНЫ

Вопрос о происхождении собственно лесостепных почв — выщело-
ченных и оподзоленных черноземов и всех серых лесных почв — зани-
мал многих исследователей-почвоведов, ботаников, географов и др-»
из которых назовем В. В. Докучаева, С. И. Коржинского, В. И. Та*
лиева, В. Р. Вильямса, П. Н. Крылова, Г. Н. Высоцкого, Г. Э. Грос*

1 Значительно распространены солонцы и солоди в западносибирской частя
лесостепной зоны.
[ Позднее этот вопрос особенно плодотворно разрабатывался акад.
lPT‘b Тюриным, Л. А. Завалишиным и А. С. Фатьяновым.

И- £ В. Докучаев считал, что серые лесные почвы (серые лесные
пли серые лесные суглинки) представляют собой почвы исконно
^ дые. с самого начала развивавшиеся под широколиственными
л‘*-а^"сколько позднее акад. С. И. Коркинский писал, что весь ряд
Почв, начиная от выщелоченного чернозема и кончая светло-серой
311ьнооподзоленной почвой, образовался путем прогрессирующего
Едзоливания (деградации) черноземов вследствие поселения на них
^.а По мнению С. И. Коркинского, надвигание леса на степь было
Шественным процессом, в основе которого лежит большая мощность
лесной растительной формации по сравнению со степной. Вместе с тем
С. И- Коркинский считал возможным и развитие противоположного
процесса, который позднее Г. Н. Высоцким и В. И. 'Галиевым был
назван процессом реградации, — процесса восстановления чернозем-
ных признаков, возникающего при смене древесной растительности
растительностью травянистой. Причиной смены растительных форма-
ций в этом направлении С. И. Коржинский считал деятельность че-

ловека

В. В. Докучаев вначале (1889 г.) отверг гипотезу С. И. Коржин-
ского, но впоследствии (1899 г.) признал возможность и даже неизбеж-
ность деградации чернозема под лесом и только предостерегал (1901 г.)
против распространения этой гипотезы на все леса, расположенные
непосредственно к северу от черноземов, т. е. против признания этой
гипотезы универсальной для всех почв лесостепи. Гипотеза С. И. Кор-
жинского была поддержана П. А. Костычевым и принята Н. М. Сибир-
цевым.

Еще одна точка зрения на происхождение черноземов была вы-
сказана проф. В. И. Талиевым, затем развита П. Н. Крыловым, а позд-
нее многими другими исследователями. Суть ее такова: лесостепные
почвы образовались путем «проградации», т. е. путем остепнення лес-
ных почв после того, как лес уступил свое место травянистой расти-
тельности под влиянием человека или каких-либо других причин.
$га точка зрения, в общем, противоположна мнению С. И. Коржин-
ского, который, впрочем, признавал возможным и этот путь развития
лесостепных почв как частный случай.

Наконец, В. Р. Вильямс считал, что смена древесной раститель-
ности луговой является естественным процессом, в результате которого
•тесные дерново-подзолистые почвы вследствие усиления дернового
Процесса под луговой растительностью превращаются в серые лесные
почвы. Вильямс подчеркивал большую роль человека в обезлесении
современной лесостепной зоны.

Все изложенные точки зрения связывают развитие лесостепных
”(,чв с влиянием определенных растительных формаций и их сменой,
^становимся на этом подробнее.

Мнение В. В. Докучаева особых пояснений не требуег. Можно
считать бесспорным, что многие светло-серые и серые почвы образова-
лись именно так, как говорил В. В. Докучаев: они развивались под
широколиственными лесами, часто с хороню развитым травяным Ч
кровом. Несомненно, что этим путем образовались те серые почЯ
которые распространены на границе между лесной и ле остепш^И
нами, в подзоне широколиственных лесов.	Эг>

Обширный фактический материал, касающийся водного режщ-
черноземов, влияния на них искусственных древесных н,кажд^Я
распределения в них корней и т. д., накопленный наукой уже пост
появления работы С. И. Коржинского, говорит о том, что при оппТ
деленной совокупности физико-географических условий, характерна
для северной окраины современной лесостепной зоны, поселение .iWa
на черноземах и лугово-черноземных почвах могло вызвать их оподаг»,
ливание или деградацию.

Можно считать установленным, что черноземы, выщелоченные
и оподзоленные, образовались исключительно, а темно-серые почвы —
преимущественно путем оподзоливания под лесом почв, ранее разви-
вавшихся под травянистой растительностью. Такими почвами, однако,
были не только степные черноземы, но и луговые и черноземно-луговые
почвы, на которых непосредственно, до того как они подверглись остеп-
нению, т. е. еще при близком уровне грунтовых вод, мог поселиться
лес.

Что же касается серых и светло-серых, а в некоторых случаях и
темно серых почв, то для них этот путь образования менее вероятен.
Во многих случаях они вначале могли проходить стадию перегнейно-
карбонатных почв, особенно в восточных районах, где широко рас-
пространены карбонатные коренные породы, на которых эти почвы
нередко и развиты.

Третья и четвертая точки зрения о происхождении лесостепных
почв близки одна к другой. Сущность их сводится к тому, что лесо-
степные почвы образовались вследствие смены лесной растительности
растительностью травянистой — луговой, степной или даже культур-
ной сельскохозяйственной. Степные и лесные налы, вырубка и раскор-
чевка лесов, распашка бывших лесных территорий вели к тому, что
площадь под лесами уменьшалась. Вследствие смены растительности
изменялось и направление почвообразовательного процесса. Такое
изменение, по предложению Г. Н. Высоцкого и В. И. Талиева, было
названо реградацией.

Важнейшими непосредственными причинами реградации послу-
жили изменения в поступлении органических остатков и в распреде-
лении корней, вызванные появлением травянистой растительности.
Эти изменения носят характер, обратный тем, которые возникают при
поселении леса. При поселении травянистой растительности пре**
всего изменяется характер передвижения влаги и солей в почве-
В ней снова появляются восходящие токи влаги в карбонатном гор»
зонте и из карбонатного горизонта в гумусовый. Разложение органи-
ческих остатков начинает идти в условиях, не благоприятствуюш'Ч
образованию больших количеств органических кислот и других
нерастворимых органических соединений. Благодаря этому yr-ieKjL.
лый кальций, находящийся в карбонатном горизонте, не только леря
стает вымываться, но и получает возможность в известные перн°™
Lflj передвигаться in карбонатного горизонта в гумусовый, нейтрали-
-деать создавшуюся там в процессе оподзоливания кислую реакцию и
способствовать накоплению насыщенного гумуса.

ГТаким образом, внешними признаками' реградации являются
повывшиие верхней i раницы вскипания, увеличение содержания гу-
wVca и понижение кислотности почвы. Однако в профиле почвы все
ж'е сохраняются некоторые признаки, указывающие на то, что она
подвергалась воздействию лесной растительности. Примером может
служить сохранение в профиле почвы некоторого количества карбона-
тов на глубине, до которой они были вымыты в период оподзоливания.

Рнс. 76. Изменения в распределении карбонатов в профилях черноземов при
оподзоливании и реградации (по данным Е. А. Афанасьевой):

° — чернозем типичный, б — чернозем выщелоченный, а — чернозем регрздировлнный

На рис. 76, а показано распределение карбонатов и гумуса в
ном мощном черноземе, не подвергавшемся воздействию леса, акси
'•ум карбонатов находится сейчас же под верхней границей вскипа
на глубине около 100 см. На рис. 76, б дано распределение кар-
бонатов и гумуса в таком же первоначально черноземе, на котором
поселился дубовый лес. Чернозем из типичного превратился в выщело-
ченный. В нем верхняя часть карбонатного горизонта находится в ста -
Дни растворения и вымывания, в то время как на глубине около -Я) см
происходит переотложение карбонатов, в связи с чем на кривой их
Распределения на этой глубине образуется новый максимум, который
™°жно назвать лесным (в отличие от степного максимума, который
родился на глубине около 100 еж). Рис. 76, в относится к чернозему,
®*°ке подвергавшемуся воздействию леса, а ныне снова находящемуся
J?4 степной растительностью. На кривой распределения карбонатов
“стливо выражены два максимума: одни на глубине около _Ю см.
другой — на глубине около 85 см. В первом из них без труда
узнать лесной максимум, свидетельствующий о том, что эга
находилась под лесом, т. е. проходила стадию выщелачивания Вт°Ч8а
максимум — степной, восстановившийся после уничтожения
Таким образом, эта почва является реградированным черноземом/*
Однако далеко не всегда в результате реградации в почвеmoi Л
восстановиться полностью все признаки, присущие чернозему кЯ
было показано выше, па известных стадиях оподзоливания в верха
горизонтах происходит разрушение частиц и первичных и вторн^Я
минералов и вымывание продуктов этого разрушения. ВымываниеяЗ
необратимо, и вызванные им изменения в составе почвы не могу?
быть стерты реградацнонным процессом. Восстановление черноземных
признаков в почве возможно, по-вндимому, лишь в том случае, если
оподзоливание зашло не далее стадии темно-серой почвы. Иначе го-
воря, темно-серая почва в результате реградации еще может приобрести
вновь облик чернозема, хотя в ее профиле и останутся некоторые при-
знаки, свидетельствующие о том, что она подвергалась оподзоли
ван ию.

В тех же случаях, когда, процесс оподзоливания зашел далеко,
например до стадии серой среднеоподзоленной почвы, реградация её
до стадии типичного чернозема, видимо, уже невозможна. Вместе с тем
вполне возможно повышение верхней границы вскипания, т. е. под-
тягивание карбонатов, уменьшение кислотности, увеличение мощности
гумусового горизонта, увеличение содержания гумуса и т. д. Особен-
но значительно могут развиться все эти явления под влиянием тра-
восеяния, которое способствует реградации лесных почв.

Можно предполагать, что большая часть пахотных серых почв
в той или иной мерс является рсградированной.

Заканчивая рассмотрение вопроса о происхождении лесостепных
почв, необходимо еще раз подчеркнуть ошибочность широко распро-
страненного до недавнего времени представления о том, что лес везде
и всегда, селясь на черноземе, вызывает его оподзоливание. Многочис-
ленные исследования некоторых естественных насаждений (например,
многовековых дубрав в Курской области) и в особенности искусствен’
ных, имеющих иногда возраст более 100 лет, проведенные за послед-
ние годы, с убедительностью свидетельствуют о том, что влияние леса
на чернозем очень часто не только не носит характера оподзоливания,
но является по своему существу совершенно противоположным-
Посадка леса на черноземах весьма часто ведет к накоплению гумуса*
созданию прочной комковатой структуры и накоплению в верхних
почвенных горизонтах питательных веществ. Иными словами, посад*®
леса усиливает процесс биологической аккумуляции, не вызывает
никакого разрушения минеральной части и лишь иногда привода
к некоторому опусканию карбонатного горизонта (под насаждения**
древесно-теневого типа). Возможность проявления выщелачивают^
и оподзоливающего действия леса на черноземы ограничена определе
ными физико-географическими, главным образом климатически*1
условиями, характерными для северной части лесостепной зоны.
ЛЕСОРАСТИТЕЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ
ЛЕСОСТЕПНОЙ ЗОНЫ

I Наибольшим плодородием из почв лесостепной зоны отличаются
Вкноземы- Они обладают значительным запасом азота, фосфорной
"ер-7оты и других питательных веществ. Благодаря нейтральной реак-
к" большому содержанию гумуса и обменного кальция и хорошей
и*' ищи в них весьма энергично идет процесс нитрификации, а благо-
большой емкости обмена, насыщенности основаниями они обла-
Емт высокой буферностью. Хорошо выраженная водопрочная струк-
[Е обеспечивает хороший водный и воздушный режим. Все это в со-
^Авостн определяет весьма высокую производительность черно

земов.

При поселении леса на черноземе производительность последнего
заметно не уменьшается. Вследствие увеличения подвижности фосфор-
ной кислоты, калия и азота она может даже несколько возрасти, и
производительность, например, слабооподзоленных черноземов может
оказаться несколько выше, чем типичных черноземов, в которых пи-
тательные вещества находятся в форме менее подвижных, менее до-
ступных для растений соединений.

Валовое содержание питательных веществ оподзоленных почв
лесостепи — серых и светло-серых — в общем ниже, чем выщелочен-
ных и деградированных черноземов. Эго следствие их оподзоленности,
при которой, как известно, разрушаются минеральные коллоиды,
уменьшается содержание обменных оснований и гумуса, реакция ста-
новится более кислой, разрушается структура и т. д. Чем сильнее

оподзолена лесостепная почва, тем резче выражены все эти явления.
Поэтому плодородие почв лесостепи обычно снижается от черноземов
к светло-серым сильнооподзоленным лесным почвам. Эго может быть
подтверждено следующими наблюдениями Н. Н. Степанова в Шиповом
лесу (табл. 70).

Таблица 70

Продуктивность насаждений дуба на водораздельных почвах
лесостепи Шипового леса (по Н. Н. Степанову)

Тип леса	Диаметр средней модели дерева. см	Высота средней модели дерева. м	Запас дрспссной массы.
Дуб на деградированном черноземе  Дуб на коричневом суглинке		41,8	30,3	534Л
	33,3	25,5	420,5
на лесном суглинке 	  Дуб на сильнооподэолепном лесном	20.1	22,8	345,5
суглинке 		19,9	16,7	325,3

оппе. ДНако плодородие почв, как известно, в значительной степени
те^ *яется количеством питательных веществ в доступной форме и
Наблн ЛИчеством влаги, которое растения могут извлечь из почвы.
р'*п°Деннями П. С. Погребняка в Черном лесу было установлено,
что содержание легкоподвижных форм фосфорной кислоты и пг-пвуЯ
калия в черноземе под лесом и в серых почвах разной степени Л'"10
золенностн выше, чем в черноземе под степной растительное П°4’
А так как и влажность почвы также обычно возрастает в ряду от Ь1°-
позема к серым почвам возрастающей степени оподзоленности ? '
продуктивность леса может увеличиваться в этом же направлени П
Пример повышения продуктивности насаждений с увеличением сгепе11
увлажнения приведен в табл. 71, в которой обобщены наблюдены'
П. П. Кожевникова в Краснотростянецком лесничестве над проду?
тивностью насаждений на почвах разной степени оподзоленности

Таблица 71

Продуктивность широколиственных насаждений на серых почвах
разной степени оподзоленности (по П. П. Кожевникову)

Почвы	Местоположение	Глубина вскипа- ния, см	Возраст насажде- ния. лет	Бони- тет	Запас лревосяпы, на | ад
Темно серые	Плато . . .	110-140	61	11	273
Серые	Склоны . .	159-160	62	I	351
Светло-серые	Нижние части склонов и тальвеги • .	195-215	64	I	379

Данные таблицы говорят о том, что уже в лесостепной зоне влага
часто становится решающим фактором продуктивности, поэтому меро-
приятиям по ее сохранению, накоплению и регулированию расходова-
ния следует уделять больше внимания. В лесу это может достигаться
рубками уходов с целью большего или меньшего разреживания на-
саждения, особенно в период наиболее интенсивного роста насажде-
ний (дуба в 20-60 лет), а также подбором засухоустойчивых форм
древесных и кустарниковых пород, регулированием густоты подлеска

Накопление и сохранение в почве влаги также должно касаться
питомников и лесных культур в первые годы их существования, когда
сильным конкурентом древесных растений в борьбе за влагу может
выступать сорная травянистая растительность. Для сохранения влаги
травянистую растительность нужно тщательно уничтожать, а поверх-
ность почвы поддерживать в рыхлом состоянии.

В питомниках для получения более доброкачественного посадоч-
ного материала необходимо применение удобрений, а при наличи
в серых почвах кислой реакции также известкования.

Создание крупных базовых постоянных питомников требует вве-
дения севооборотов, поддержания и восстановления структуры поЧЧ
путем травосеяния, внесения органических удобрений и свосврвх**
ной обработки почвы, окультуривания пахотного слоя питомник0^
особенно для выращивания посадочного материала широколиственны^
пород.	ч

Удобрения могут оказаться эффективными также и в насажде»”1*1^
Так, поданным А. Ф. Тюлина и К. Г. Щербаковой, на некоторых ч |
«ах от внесения фосфатов урожай желудей в дубраве снытьевой
;Д|Н1 лет возрос в пять раз, а по полному удобрению — в четырнад-

1 Подкормка азотом, фосфором, калием и известью в молодых
Егаждениях дуба и осины в Воронежском заповеднике увеличила
* 'г на 30% по сравнению с контролем. Таким образом, примене-
"L удобрений не только в питомниках, но и в насаждениях, например
семенных участках, вполне реальное и эффективное мероприятие.

В Во многих районах лесостепной зоны значительно развита эро-
зия поэтому большое значение приобретает создание полезащитных
лесонасаждений и проведение других протнвоэрозионных мероприя-
тии В целом же лесорастительные условия в лесостепной зоне вполне

В европейской части СССР обыкновенный чернозем, южный ч
позем и темно-каштановые почвы расположены полосами, послед/^'
тельно сменяющими друг друга по мере продвижения с северо^'
пада на юго-восток, т. с. по мере увеличения сухости климата.

В сочетании с черноземами встречаются также почвы, относящие*
к типу лугово-черноземных, отличающиеся близким залеганием
товых вод (4—6 ,м от поверхности). Лугово-черноземные почвы осо
бен но распространены в Окско-Донской и Западно-Сибирской низ-
менностях, так как эти территории слабо расчленены и слабо дрени"
рованы. Высокий уровень грунтовых вод наблюдается на территории
б. Каменностепной опытной станции (Воронежская область), где под
сохранившимся участком целинной степи их можно встретить на глу-
бине около 4 м.

Кроме черноземов и темно-каштановых почв, которые в совокуп-
ности занимают большую часть площади степной зоны, в пределах
ее встречаются почвы засоленные и в особенности солонцы, которые
здесь приобретают уже несколько большее значение, чем в лесостеп-
ной зоне. Наблюдаются они также обычно пятнами.

В степной зоне и наиболее распространенные типы почв — раз-
личные черноземы и темно-каштановые почвы — иногда бывают не-
сколько засоленными или солонцеватыми, причем выраженность этих
явлений усиливается, а площадь распространения засоленных почв
и солонцов увеличивается от северной границы степной зоны к южной.

В Западно-Сибирской низменности, где грунтовые воды нередко
засолены, при гривистом рельефе вершины грив заняты лугово-чер-
ноземными почвами, которые произошли из луговых почв, а склоны
грив и депрессии между ними — солонцами и луговыми засоленными
почвами.

Черноземы

Водный режим черноземов относится большей частью к типу не-
промывного, но может быть и периодически промывным. Наибольшая
мощность промачиваемого слоя в обыкновенных черноземах состав-
ляет в среднем 250— 300 см, в южных — 120—200 с.и.

Различные виды черноземов отличаются друг от друга преиму-
щественно по распределению и содержанию гумуса, карбонатов, а в
некоторых случаях и сульфатов. Так, если в тучных черноземах со-
держание гумуса в верхнем 10-сантиметровом слое гумусового гори-
зонта составляет чаще всего 12—13%, а иногда доходит до 18%, т0 0
обыкновенных черноземах в этом слое содержится гумуса от 6 до 9%-

Профиль обыкновенного чернозема (рис. 77) начинается гумусовым
горизонтом А,, черного цвета, обладающим хорошо выраженной воД°’
прочной структурой — зернистой в верхних слоях, комковатой в ниж-
ней части горизонта. Глубже, в горизонте переходном по гумусу, ®
окраске постепенно усиливается бурый оттенок и перегнойно-аккуму-
лятивный горизонт А сменяется карбонатно-иллювиальным Ви.

Мощность перегнойно-аккумулятивного горизонта может ОиЯ
различной, в связи с чем отдельные подтипы черноземов можно еШе
’ азделить по мощности на маломощные (мощность горизонта Л не
п°Д,'е 40 с*), среднемощные (40—80 см), мощные (свыше 80 см) и сверх-
вР' (свыше 120 см). Обыкновенные черноземы чаще бывают средне-

Mt,i дплм кар^онатно.иллювиального горизонта, как известно, харак-
0 накопление углекислого кальция, содержание которого обычно

ТС1.гнгает максимума в верхней части этого горизонта (рис. 78). Морфо-
логически накопление карбоната кальция выражается в том, что соот-
ветствующий горизонт приобретает очень светлую окраску — белесо-

Рис. 77. Морфология
профиля обыкновенного
чернозема

Рис. 78. Распределение
гумуса и карбонатов в
профиле обыкновен-
ного чернозема

ватую с палевым оттенком. Такую окраску придают горизонту пле-
ночки углекислой извести, образовавшиеся на поверхностях структур-
Ных отдельностей.

Д, Карбонатный псевдомицелнй, характерный для черноземов ле-
®СТеп)юй зоны, здесь обычно наблюдается лишь у самой верхней
Данины карбонатно-иллювиального горизонта. Зато в обыкновенных
дРвоземах часто встречается белоглазка — скопления карбоната
1ьиия в виде плотных желвачков чисто белого цвета, которые на
Bnr»Ke РазРеза выступают в форме белых пятнышек. Желвачки имеют
Не(?ПеРечнике от 5—8 до 12—16 мм. Распространены они обычно в сред-
ние-Части гоРизонта В, несколько ниже слоя с максимальным содержа-
форм КаРб°ната кальция. Последний может встречаться, наконец, и в
Но-!, - ТНеРДых известковых конкреций — дутиков. Книзу карбонат-
р лювиальный горизонт переходит постепенно в материнскую по-
роду. Как карбонатный горизонт, так и порода обладают обычно тЯ
матической структурой. Легкорастворимые соли и гипс в обыкног 3
ных черноземах встречаются спорадически.	н

Для южных, или малогумусных, черноземов характерно еще боЛ
низкое содержание гумуса (в верхнем 10-сантиметровом слое 4—6»^
Мощность гумусового горизонта и здесь может варьировать в доводый
широких пределах, в связи с чем и южные черноземы подразделяю^
по мощности так же, как и обыкновенные. Чаще встречаются средЗ
мощные варианты (40—50 см) и маломощные.	с‘

и маломощные.

Рис. 79. Распределение гумуса, карбонатов и сульфатов в профилях южных
черноземов

Под перегнойно аккумулятивным горизонтом и здесь идет кар-
бонатно-иллювиальный, в котором наибольшее содержание карбона-
тов наблюдается также в верхней части (рис. 79). Верхняя грани11*
вскипания либо совпадает с нижней границей гумусового горизонт*
либо лежит выше ее, т. е. вскипание может начинаться в нижней част
гумусового горизонта. Формы выделения карбонатов в этих черно3®"
мах те же, что и в обыкновенных.

Для южных черноземов характерно появление в их профиле rI,nJL
Установить его присутствие можно аналитически, а нередко и
логически, так как кристаллы гипса образуют скопления, хороШЙ Р\.,
личнмые простым глазом на стенке разреза. Накапливается ышсобЫ’в
I границы наиболее глубокого ежегодного промачивания, т. е.
оК01о верхней границы мертвого горизонта, или, что то же, у нижней
почвенного профиля

г^3 На левом и среднем графиках рис. 79 показано распределение
Р в двух профилях южного чернозема. Резко выраженный мак-
г’11* виден примерно у верхней границы мертвого горизонта нссуше-
с,,м' доело чего содержание его быстро падает до очень малых величин.
Н| Я'в профиле южных черноземов встречаются также хлориды и суль-
ы натрия и магния, существенно влияющие на лесорастнтельные
Ерйства этих почв

Распределение гумуса, карбонатов и ионов солеи в профиле юж-
ного чернозема показано на рис. 80. Мощность гумусового горизонта
д около 40 сл. Вскипание начинается в его нижней части, но максимум
карбонатов находится на глубине примерно 80 см.

к Солевой профиль имеет следующие характерные признаки. Лег-
корастворимые соли встречаются, уже начиная с гумусового горизонта,
хотя и в незначительном количестве. При этом почти во всей почвен-
ной танце (вплоть до глубины 160 сл) в составе солей преобладают
соли натрия: в верхней части почвенного профиля сульфат и бикарбо-
нат, а начиная со второго метра — и хлористый натрий. На нижней
границе почвенного профиля, т. е. на верхней границе мертвого гори-
зонта, находим резко выраженный максимум содержания солей, кото-
рый в данном профиле занимает слой 160—200 см. На этой глубине
наряду с преобладающими солями натрия появляются соли кальция
н магния, а также наблюдается накопление гипса. Среди анионов на
первом месте стоит сульфатный, на втором — хлоридный. Под нижней
границей почвенного профиля кальций и магний снова почти исчезают,
и в составе катионной части остается преимущественно натрий, содер-
жание которого книзу постепенно падает. Анионы представлены суль-
фатом и хлоридом в близких количествах.

, Таким образом, в южных черноземах может наблюдаться и засо-
ление сульфатом натрия, источником которого обычно являются под-
стилающие коренные породы (в рассмотренном случае — нижнемело-
вого возраста), из которых соли поступают в многометровую толщу
покровных лёссовидных глин, являющихся материнской породой для
почв. Максимум содержания солей отвечает наибольшей глубине про-
Вг^ания, до которой соли периодически отмываются из почвенного
Ч*офиля влагой атмосферных осадков. В сухие годы, а особенно в су-
е /,Ног°летнне периоды, эти соли могут подниматься в почвенный
Р°фнль (см. рис. 80). Если в составе солей резко преобладает натрий,
ныйЛ0Жет’ пР°Н11Кая в почвенный профиль, част ично замещать обмен-
кальций и вызывать явления солонцеватости. Присутствие в поч-
Раж- М пР°ФИле солей натрия и солонцеватость неблагоприятно от-
чеп, ЮТСЯ на пР°чзрастании растений, особенно древесных, ввиду
Денир Эт,,Ми свойствами почвы нужно бороться при создании насаж-

3«co5w 1еВои г’Р<4нль южного чернозема — пример подпочвенного

вУюц1ед $ Одиих случаях оно может быть остаточным от предшест-

j4 * луговой стадии, в других — современным процессом.
Представим себе, что почвенно-грунтовая толща подстилаете» J-1
на большой глубине соленосной породой или в ней на некоторой
большой, глубине имеются засоленные грунтовые воды. Мертв» •а’*е
рнзонт иссушения, который охватывает нижние слои почвенной т ",Г<к

Ниллиграмн-}яВи9але/ипь> на 130г почЗы

Рис 80. Солевой профиль южного чернозема (слева) и распределение в нем гумус*
и карбонатов (справа). Вертикальный масштаб верхнего трехметрового отре^’
вдвое больше, чем остальной нижней части профиля

и примыкающие к ним слон породы, является наиболее сухим во все#
почвенно-грунтовой толще. Сухость этого горизонта постоя
держивается десукнней проникающих в него корней. Так как мерТВ*\Я
горизонт наиболее сухой, а книзу влажность постепенно нарасгЯ^И
онцодтягивает влагу из нижележащих слоев, вплоть до ка.чилляРЧ
каймы грунтовых вод, хотя последняя может залегать и глубоки
[^«еисгвис низких величин влажности, а следовательно, и влагопро-
• иности мертвого горизонта восходящее передвижение влаги совер-
** .гСЯ чрезвычайно медленно и главным образом в пленочной форме,
11 яесмотря на это, оно все же вызывает прогрессирующее накопление
Й°тей на нижней границе почвенного профиля, т. е. подпочвенное
—СОЛ‘'""е	.	.

В почвенный слои соли могут подниматься лишь в очень неболь-
количестве вследствие опять-таки низкой влажности нижних слоев
^венной толщи и связанного с этим медленного передвижения влаги,
рднако и эти соли из почвенной толщи снова отмываются к нижней гра-
нице почвенного профиля при глубоком промачивании почвенного слоя,
ручающемся во влажные годы или во влажные многолетние периоды.
Периодическое проникновение натриевых солей в почвенный профиль
поддерживает солоноватость последнего.

В связи с меньшим содержанием гумуса и емкость обмена у южных
черноземов несколько ниже, чем у обыкновенных, н колеблется чаще
всего в пределах 30—40 мг-экв. Состав обменных катионов характери-
зуется и в этом случае резким преобладанием кальция над магнием.
В южных черноземах чаще, чем в обыкновенных, встречается обменный
натрий. В несолонцеватых южных черноземах содержание его не
превышает нескольких десятых долей миллиграмм-эквивалента, а в
солонцеватых вариантах — до нескольких миллиграмм-эквива-
лентов.

Приазовские и предкавказские черноземы распространены отчасти
к северу от Азовского моря, а главным образом тянутся полосой от
восточного побережья его на юго-восток между долиной Маныча и
хребтом Большой Кавказ.

Рассмотренные нами выше подтипы чернозема — обыкновенный
и южный — сменяют друг друга в соответствии с нарастанием засуш-
ливости климата. Это легко может быть иллюстрировано годовыми
суммами осадков, которые на северной границе степной зоны составляют
около 500 мм, а на южной, т. е. в полосе распространения южных чер-
ноземов, около 300—350 мм. Для области распространения приазов-
ских черноземов характерно снова большое количество годовых осад-
ков — около 500—550 мм — и теплая зима, вследствие чего черноземы
этого типа имеют ряд своеобразных отличительных признаков.

L Три профиля приазовского чернозема изображены на рис. 81. Из
Данных профилей видим, что содержание гумуса в верхнем (10-санти-
«стровом) слое обычно не превышает 6%, но книзу уменьшается очень
•явленно, поэтому гумусовый горизонт оказывается сильно растяну-

и мощность его доходит иногда до 150 см. Большая мощность гуму-
°го горизонта и является первым отличительным признаком при-
«овских черноземов.

^Второй отличительный их признак заключается в том, что карбо-
Ност^ в/,Их распространены по всему профилю, начиная с самой поверх-

'f (см- Рис. 81), реже — с небольшой глубины. В верхней части
Иг'иьЛН каРб°паты имеют вид белых налетов, состоящих из тонких
Ч8Тых кристалликов. Поэтому эти черноземы и называются еще
гФЛляРно-карбонатными. В нижней части первого метрового слоя
встречается и белоглазка, выраженная, однако, довольно плохо- - <
ее имеет мощность 35—40 см.	с'1оЛ

Третий отличительный признак приазовских черноземов J
своеобразная ореховато-комковата я и в то же время рыхлая и pact Н*
чатая структура. Емкость обмена этих черноземов не превышает оГп П
но 40 мг-экв в верхнем слое. Г ранулометрический состав чаще тяодЗ
глинистый. Легкорастворимые соли в профиле почвы отсутствутм^И
на глубине 2,5 м можно найти скопления гипса.	’

Вопрос о происхождении приазовских черноземов окончат»нтД
не решен. Наличие карбонатов с самой поверхности позволяет Думать

гумуса, карбонатов и суммы обменных катионов

что они прошли довольно длительную луговую стадию, в течение кото-
рой засолялись карбонатом кальция, приносимым близко залегавшими
жесткими грунтовыми водами. ЕЗ настоящее время эти почвы находятся
в стадии вымывания карбонатов, которое, однако, далеко еще не
закончилось. В других случаях карбонатное засоление, возможно,
продолжается еще н сейчас.

Из сказанного выше следует, что очень многие черноземы являются
мнцеллярно-карбонатными. Только на востоке Сибири в глубоко и
длительно промерзающих черноземах встречается мучнистая форма
карбонатных выделений.

Различают еще черноземы остаточно-карбонатные, образующий
на карбонатных породах. Примером их могут служить черноземы ЯЯ
выходах мела и известняков, встречающиеся в окрестностях Белгорода»
в долинах левых притоков Северского Донца, в Башкирии И ДРУГ"Х i
местах.

Если черноземы были солонцеватыми в прошлом, в них могут
явиться в процессе выщелачивания признаки осолодсния. Такие чер |
374
I u особенно широко распространенные в Западной Сибири,
и03с ва1от осолоделыми. Процессы осолонцевання и осолодення охарак-
Кизованы в следующей главе.

Лцзово-черноземные почвы обычно отличаются несколько повышен-
Lni содержанием гумуса. Лесорастительные свойства их лучше, чем
н1-тоЯ1ц|1Х степных черноземов, так как корни деревьев могут черпать
н2яГу из капиллярной каймы грунтовых вод. Однако грунтовые воды
Рдугово-черноземными почвами могут содержать легкорастворимые
ди,'в частности хлориды и сульфаты натрия и магния, которые отри-
К«льно влияют на рост и развитие древесных и кустарниковых рас-
тений. Наличие солей в грунтовых водах может вызвать появление в
1УГ0Во-черноземных почвах признаков солон цеватости и даже солон-
ч зковап ости.

Гранулометрический состав всех видов чернозема имеет тот
же общий характер, что и у мощного чернозема. Для всех черноземов
характерно прежде всего большое однообразие гранулометрического
состава по профилю. Этот состав может быть разным в зависимости от
состава породы: более тяжелым, т. е. более глинистым, или более лег-
ким — пылеватым или даже супесчаным. Однако каким бы ни был сос-
тав, он остается одинаковым по всему профилю чернозема. Это говорит
о том, что сколько-нибудь заметного перераспределения коллоид-
ных и иных частиц в процессе образования черноземов не проис-
ходит

Емкость обмена во всех указанных видах черноземов колеблется
в зависимости от содержания гумуса и гранулометрического состава
в пределах от 35 до 50—55 мг-экв в верхнем слое, уменьшаясь книзу
с уменьшением содержания гумуса. В качестве обменных катионов
встречаются в основном кальций и магний, причем кальций содержится
в количестве 75— 80% от емкости обмена. В некоторых случаях в числе
обменных катионов появляется и натрий, но содержание его обычно
не превышает нескольких процентов от емкости обмена. Черноземы
с небольшим содержанием обменного натрия называются солонцева-
тыми и обладают некоторыми особыми свойствами.

Валовой состав показывает такое же однообразие по профилю в
содержании кремневой кислоты и полуторных окислов, какое харак-
терно для мощного типичного чернозема. Из этого можно сделать вы-
в°Д» что если какие-либо превращения в алюмосиликатной части и
пР°нсходят (а такими явлениями могут быть процессы выветривания
черничных минералов), то во всяком случае никакого перемещения
Муторных окислов и кремнезема, которые освобождаются при этих
*₽**ра1цениях, в профиле почвы не бывает.

°° всех подтипах чернозема можно констатировать некоторый
нос из верхних горизонтов калия и натрия, освобождающихся при
^ветриванни первичных минералов и не закрепляющихся полностью
J вновь образующихся вторичных минералах. Наряду с этим в верх-
ния ГоРИЗонтах. как правило, наблюдается накопление кальция и маг-
быт Главным образом в форме обменных оснований. Это явление также
Нако ОТМечено ПРИ рассмотрении типичного чернозема. Оно связано с
i прением гумуса и обусловлено биологической миграцией кальция
и магния. Точно так же в рассматриваемых видах чернозема в вепх J
горизонтах наблюдается уже знакомое нам биологическое накопле "*
фосфорной кислоты.

Темно-каштановые почвы

Темно-каштановые почвы в степной зоне занимают самую южн\
ее часть. Эти почвы нередко объединяют со светло-каштановый»
в общую зону каштановых почв. Однако по растительному покрову»
лесорастнтельным свойствам темно-каштановые почвы стоят все ж»
ближе к черноземам (Л. С. Берг, С. С. Неуструев, Е. М. Лавренко)*
Поэтому в данном учебнике они рассматриваются вместе с чернозе-
мами.

Для темно-каштановых почв, как и для черноземов, характерен
водный режим непромывного типа. Глубина промачивания может
колебаться довольно сильно в зависимости от климатических условий
и рельефа. В условиях равнинного рельефа глубина промачивания
в зависимости от метеорологических условий года колеблется от 50
до 180 си. Средняя глубина промачивания около 120 си.

По общему характеру строения профиля темно-каштановые почвы
стоят близко к черноземам. Верхнюю часть профиля составляет гу-
мусовый горизонт А, мощность которого может колебаться от 30 до
50 см, но чаще от 35 до 40 см. Цвет горизонта темно-серый с бурым
оттенком, который книзу усиливается. Вскипание начинается обычно
в нижней части гумусового горизонта на глубине 15 45 см. Гумусовый
горизонт обладает довольно хорошей структурой, однако выражена
она хуже, чем у черноземов. Если в черноземах содержится много
агрегатов крупнее 3 .и.и. то в темно-каштановых почвах преобладают
агрегаты величиной 0,5—1 .и.и. Прочность их также меньше, чем в
черноземах, главным образом вследствие меньшего содержания гумуса.

Под гумусовым горизонтом, как и в черноземах, расположен
карбонатно-иллювиальный (Вк), в котором выделяются карбонаты в
виде белоглазки. Этот горизонт начинается обычно на глубине 50—
55 см и заканчивается на глубине 120—180 см. Структура его приз-
матическая. Под горизонтом В„ залегает материнская порода, содер-
жащая всегда значительное количество карбонатов. С глубины 120—
180 ем. чаще всего со 150—170 см, начинается горизонт скопления Гип'
са и других легкорастворимых солей (сульфаты и хлориды натрия
и магния), верхняя граница которого более или менее счютветСИУет
наибольшей глубине ежегодного промачивания, т. е. нижней Гранине
почвенного профиля.

Гранулометрический состав темно-каштановых почв также отли-
чается однообразием по профилю, т. е. и в этих почвах полностЫООТО^’
ствуют признаки перераспределения в почвах илистых и коллоидны-
частиц.

Содержание гумуса в верхнем (10-сантиметровом) слое темно-каш,
гановых почв колеблется в пределах 3—6%. Книзу оно уменьШЖД
постепенно. Об этом свидетельствуют данные рис. 82, на котором H*J4
ражены три профиля темно-каштановых почв. Кривая распределен
клболатов свидетельствует о том, что карбонатный горизонт очерчен
кг1* о В верхней части его наблюдается некоторый максимум содержа-
Гкарбонатов (карбонатно-иллювиальный горизонт ВД которое
’ низу уменьшается. Этот максимум примерно соответствует горизонту
ЗБоглязки.

1 Сумма обменных катионов в верхних горизонтах достигает 25—

« чг-.we и книзу несколько падает.

' Обменные катионы представлены главным образом кальцием и
нНем. причем относительное содержание обменного кальция здесь
Сколько ниже, чем в черноземах, достигая лишь 70—75% емкости

Рис.82. Распределение гумуса, карбонатов и сульфатов в профиле темпо-каштановой
почвы

обмена, в то время как 25—27% падает на обменный магний. В сос-
таве обменных катионов, как правило, встречается и натрий, содержа-
НИе которого в несолонцеватых темно-каштановых почвах не превы-
шает нескольких десятых миллиграмм-эквивалента, т. е. 1% емкости
обмена.

Водорастворимые соли — хлориды и сульфаты кальция, магния
чатрия — в пределах ежегодно промачиваемой почвенной толщи
Ручаются всегда, но в весьма незначительном количестве. Сумма
т н? превышает 0,1%. Но около верхней границы мертвого горизонта,
а • на глубине 150—170 см, содержание солей возрастает до 0,6—0,8%,
сопу^еДК° И Д0 '—Среди солей обычно преобладает гипс. Ему
г»р,вУет сернокислый натрий.

Чери . вал°вому составу темно-каштановые почвы напоминают почвы
в со 'ем,‘0го тнпа и характеризуются почти полным однообразием
Дер4*1РЖан1,и 110 профилю кремнезема, глинозема и окиси железа. Со-
t н,,е кальция в верхних слоях несколько выше, чем в нижних,
что объясняется его биологической аккумуляцией. Наоборот, сод^И
ине окисей щелочных металлов — калия и натрия, так же как в в.3'
нозе.мах, в верхних горизонтах несколько ниже и книзу возрасДВ
что объясняется медленным выветриванием первичных минералов**’
некоторой потерей продуктов выветривания, прежде всего оснований
Таким образом, и валовой состав свидетельствует о том, что

сматриваемые почвы по своему происхождению очень близки к чегГ
ноземам. Существенных изменений в составе алюмосиликатной части
в профиле этих почв не наблюдается.	и

Темно-каштановые почвы довольно богаты питательными вещест-
вами, хотя содержание последних в них все же ниже, чем в черноземах
Благодаря нейтральной реакции и хорошему воздушному режиму
в темно-каштановых почвах хорошо идет и процесс нитрификации. 1

Происхождение почв степной зоны может быть различные
В одних случаях они могут быть издавна степными, развивавннпщй
с весьма отдаленного прошлого под степной травянистой раститель-
ностью. В других случаях они могли проходить вначале стадию луго-

вых или черноземно-луговых почв или соответственно темно-канпано-
во-луговых с близким уровнем грунтовых вод. Такие почвы и сейчас
нередко встречаются в стенной зоне.

За последние 5—10 лет почвы черноземного облика были обна-
ружены под лиственничными лесами в Сибири и в Монголии. Однако
свойства и происхождение этих почв изучены еще недостаточной!

ЛЕСОРАСТИТЕЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

СТЕПНОЙ зоны

Прежде всего остановимся на водном режиме степных почв, так
как возможность произрастания древесных растений в этой зоне оп-
ределяется главным образом обеспеченностью их влагой. Все осталь-
ные свойства почв, влияющие на лесорастительные условия (обеспе-
ченность питательными веществами, физические свойства, воздушный
режим и т. д.), вполне благоприятны. Только на солонцеватых и за-
соленных почвах древесные растения встречают условия, препятствую-
щие их росту и развитию.

В отношении потребности во влаге между древесной и травянис-
той растительностью имеется одно существенное различие. Как и3*
вестно, метеорологические условия отдельных лет могут сильно
личаться. Древесное насаждение, заложенное и начавшее развитие
в годы с нормальным (близким к среднему) количеством атмосферных
осадков, в сильно засушливый год может полностью или частично по-
гибнуть. Травянистая растительность отзовется на такой засушливы!
год лишь более угнетенным развитием, в отдельных случаях может
быть отсутствием цветения и т. д., но во всяком случае уцелеет я пр
наступлении года с нормальным или тем более повышенным количест
вом осадков снова будет развиваться нормально. Другими словам .
древесное насаждение ежегодно требует некоторого мнннмальШ’
количества влаги, не получив которого, оно частично или полное1 ь
может погибнуть, в то время как травянистый фитоценоз лишь ней
Ж^тьшее или меньшее угнетение, но переживет неблагоприятный
W р0.разному реагируют на условия, характерные для степной зоны,
Ьлшные более или менее крупные массивы и лесные полосы шириной
111 нескольких метров до нескольких десятков метров. Наибольшие
Ик-чоп н встречает создание первых, так как крупный массив полу-
т* 1т лишь то количество осадков, которое выпадает на его площадь,
^ засушливый год при недостаточном количестве осадков такое на-
^ждсние страдает. Начинается изреживанне насаждения, которое
1 р 90-х годах прошлого столетия описывал акад. Г. Н. Высоцкий
а примере известного Велнко-Анадольского лесничества, одного из
—арейших степных лесничеств в России. Возникают суховершин-
ность и другие признаки угнетения. В таких насаждениях мощным
конкурентом древесных растений в борьбе за влагу выступает травя-
иистач растительность, развивающаяся под разреженным пологом
деревьев Она же противодействует возобновлению древесных пород.
^Создание крупных древесных массивов вызывает иссушение всей
почвенно-грунтовой толщи (см. гл. VII). Г. Н. Высоцкий указывает
на иссякание ключей и родников в Вслико-Анадольском лесничестве,
провсшедшее вследствие создания лесных насаждений.

Г Случаи частичной или полной гибели насаждений в засушливых
степных областях, наблюдавшиеся неоднократно, породили «теорию
критического возраста». Согласно этой «теории», насаждение в степ-
ной области, достигнув определенного возраста и исчерпав все запасы
влаги не только в почве, но и во всей почвенно-грунтовой толще, на-
чинает отмирать. В зависимости от сочетания погодных условий такой
«критический» возраст может равняться 15—25 годам. Эта «теория»
вызвала в начале нынешнего столетия значительное разочарование
в степном лесоразведении.

1 Однако более поздние исследования и опыты показали, что сплош-
ная или частичная гибель искусственных насаждений на черноземах
не является неизбежной, а в значительной мере объясняется неудач-
ным подбором древесных пород. В том же Велнко-Анадольском лес-
ничестве при средней годовой сумме осадков 400 мм 70- и 90-летние
массивные дубовые насаждения имеют нормальный вид и развиваются
вполне успешно. В то же время насаждения из ясеня, береста и неко-
торых других пород еще в сравнительно раннем возрасте действнтель-
110 начинают страдать от недостатка влаги, плохо развиваются и в
~°НЦе концов изрежнваются и гибнут, хотя и сохраняют способность
авать пневую поросль.

^Создание сплошных лесных массивов в степной зоне является
РВане разрешимой задачей, но требующей самого тщательного нзу-
,। '’Ия естественнонсторических условий, правильного подбора пород
тогоОрОШеГО Ухода за насаждениями, особенно в первые годы. Мало
шц.’ Массивные насаждения с течением времени сами вызывают улуч-
Чаю! 1 св°йств почв, на которых они созданы. Эти улучшения заклю-
Гр в следующем.

н°го темотРи на то что массивное насаждение никакого дополннтель-
оличества влаги, кроме атмосферных осадков, не получает, все
же количество влаги, поступающее в почву под насаждением, быпЯ
большим, чем поступающее на примыкающие к насаждению' бс а₽т
ные пространства. Это объясняется тем, что в степной зоне значите^
ная часть зимних осадков теряется как вследствие нх сноса веть(
овраги и балки, так и вследствие стока части талых вод по мег.ч?-
почве.	4

Массивное насаждение задерживает на своей площади весь скег
который на нее выпадает, а на опушках даже накапливает некотоы''
дополнительное его количество. Вся талая вода, как и почти все лвд
невые летние осадки, под насаждением поступает в почву. Общее ко-
личество влаги, поступающей за осенне-зимне-весенний (самый Влаж.
ный) период в почву под насаждением, может на 50—100% превышать
то количество ее, которое поступает в почву на соседних оезлесизд
пространствах. Это превышение с большим избытком компенсирует
потери дождевых осадков в течение вегетационного периода вследствие
испарения с крон деревьев. Благодаря этому глубина промачивания
почвы после создания насаждения начинает увеличиваться. Если под
почвой на нижней границе почвенного профиля имелось скопление
вредных солей (см. рис. 80). они начинают отмываться в более глубокие
слои, и мощность корнеобитаемого слоя, лишенного вредных солей,
возрастает.

Сравним солевой профиль, изображенный на рис. 80, и солевой
профиль такого же южного чернозема с подпочвенным засолением
(рнс. 83), но испытавшего на себе влияние 43-летнего массивного дубо-
вого насаждения. Анализ этих рисунков показывает, что во втором со-
левом профиле произошли большие изменения. Из верхней полуто-
раметровой части почвенной толщи соли исчезли почти нацело. На глу-
бине около 180 см, где раньше отмечался максимум накопления солей,
сохранился главным образом трудно растворимый сернокислый каль-
ций, т. е. гипс, который не вреден для древесных растений, а большая
часть солей натрия отмыта в самую нижнюю часть третьего метра, где
и начинает формироваться новый максимум накопления солей, соответ-
ствующий современному водному режиму почвы под насаждением-

Хлориды, т. е. соли, наиболее вредные, нз почвенной толшИ
исчезли совсем. Мощность почвенного профиля возросла со 180 с*
примерно до 280 см. Такое увеличение мощности почвенного профиля,
т. е. корнеобитаемого слоя, сопровождаемое накоплением значительно
большего количества влаги и выщелачиванием вредных солей, пред-
ставляет собой значительное улучшение лесорастительных условия
Кроме этого, под лесом наблюдается всегда накопление гумуса, И |
тательных веществ, улучшение структуры, увеличение водопронии
МОСТИ И Т. Д.	yj

В гораздо лучшем положении находятся лесные полосы, которт®ч
в больших масштабах насаждаются в южных засушливых Р81'°^ко
Как уже было показано в гл. VII, лесная полоса получает нетодав
то количество влаги, которое в виде атмосферных осадков выпадад
на ее площадь, но и дополнительное, за счет накопления снега,
ваемого ветром с соседних полей и других открытых простри
Снег, накапливаясь в полосе и особенно на ее опушках, препятСТИ
ыз

v н ng/iifj
промерзанию почвы под полосой, а весной — и это главное —.
время снеготаяния дает большое количество влаги, которая целиков
впитывается незамерзшей почвой. Таким образом, лесная полоса, ]
держивая снег, сама создает для себя добавочное увлажнение. q3
может быть настолько значительным, что полоса (см. рис. 56) при бЯ|
гоприятных обстоятельствах может превратиться в потускул, т. е
под ней может создаться сквозное промачивание почвенно-грунтовой
толщи вплоть до грунтовых вод, которые, следовательно, также по-
лучат дополнительное питание.

Итак, и массивные насаждения и тем более полосные в степной

зоне с течением времени сами настолько улучшают лесорастнтельные
в частности почвенные, условия, что их существование становится Обес-
печенным при условии правильного подбора пород.

Однако улучшение лесорастительных условий наступает посте-

пенно, и в первые годы насаждения нуждаются в помощи.

Прежде всего для посева и посадки древесных и кустарниковых
пород необходима тщательная подготовка почвы. Основные приемы
подготовки почвы — глубокая вспашка с почвоуглублением, парова-
ние с целью уничтожения сорняков и накопления влаги, снегозадер-
жание (особенно в южной части степной зоны).

В первые годы после посева и посадки древесных и кустарниковых
пород за ними необходим уход: рыхление почвы и уничтожение сорня-
ков. Уничтожение сорняков устраняет потерю ими влаги на испаре-
ние и десукцию. Пока насаждение еще не может в заметном количе-

стве задерживать снег, очень полезно организовать снегозадержание,
например, путем посева в междурядьях высокостебельных сельскохо-
зяйственных растений: кукурузы, подсолнечника и др.

Весьма желательно в ассортимент пород вводить быстрорасту-
щие кустарники или деревья, по возможности с глубокой корневой
системой. Они в кратчайший срок обеспечат накопление снега, а
следовательно, и улучшение снабжения влагой основной породы
(обычно это бывает дуб), а также отмывание солей, если они имеются,
в почвенно-грунтовой толще. Глубокое распространение корней вос-
препятствует восходящему передвижению солей. Одновременно быст-
рорастущие деревья и кустарники, например клен татарский, жимо-
лость, создадут для дуба и защиту от вымерзания. По мере подрастания
насаждения оно само начинает накапливать снег, смыкание кроны
ведет к отмиранию травянистой растительности, и необходимость 1
уходе за насаждением постепенно отпадает.

Возможность создания при надлежащем уходе лесных насаждений
во всей степной зоне доказана многочисленными опытами. Все рас-
смотренные подтипы чернозема и темно-каштановые почвы оказались
вполне для этого пригодными.

БОРЬБА С ЗАСУХОЙ В СТЕПНОЙ
И ЛЕСОСТЕПНОЙ зонах

Пахотные земли, расположенные в степной и лесостепной зонах,
служат основным источником зерна в СССР. Однако, несмотря на
очень высокие качества черноземов и почв лесостепи, урожаи здес*
382
нередко бывают низкими вследствие периодически повторяющихся
acvx и черных бурь. На протяжении всей истории развития земледелия
К'гнх областях были отдельные попытки устранить эти неблагоприят-
ные явления. Однако большей частью они, по понятным причинам, не
имели должного эффекта. Первым, кто по-настоящему поднял вопрос
0 борьбе с засухой в государственном масштабе, был В. В. Докучаев,
который в известной книге «Наши степи прежде и теперь» (1892 г.)
предложил обширную и глубоко продуманную систему мероприятий
ддя «упорядочения водного хозяйства в степях России».

В настоящее время систему Докучаева начинают планомерно
внедрять в сельское хозяйство степных областей СССР. Однако темпы
этого внедрения пока недостаточны и периодически повторяющиеся
засухи, например засуха 1946 г. или черные бури 1969 г., продолжают
оказывать неблагоприятное влияние на урожай. Система агрономиче-
ских мероприятий по подъему земледелия, разработанная В. В. До-
кучаевым и дополненная на основе некоторых предложений П. А. Кос-
тычева и В. Р. Вильямса, в современном своем виде слагается из сле-
дующих мероприятий:

а)	посадка защитных лесных полос на водоразделах, по границам
полей севооборотов, по склонам балок и оврагов, по берегам рек и
озер, вокруг прудов и водоемов, а также облесение и закрепление пес-
ков;

б)	целесообразная организация территории с введением травополь-
ных полевых и кормовых севооборотов и рациональным использова-
нием земельных угодий;

в)	система правильной обработки почвы, ухода за посевами и
прежде всего широкое применение черных паров, зяби и лущения
стерни;

г)	правильное применение органических и минеральных удобре-
ний;

д)	посев отборными семенами приспособленных к местным усло-
виям высокоурожайных сортов;

е)	развитие орошения на базе использования вод местного стока
путем строительства прудов и водоемов.

Таким образом, на первое место в этой системе выдвигаются по-
лезащитные лесонасаждения, которые должны создаваться на полях
совхозов и колхозов.

В гл. VII было уже рассмотрено влияние полосных насаждений
па водный режим, а в гл. VIИ — на почвенную эрозию. В настоящей
главе остается несколько обобщить и дополнить сказанное ранее.

Влияние полос на водный режим заключается прежде всего в их
илиянии на распределение снега. При отсутствии полос значительная
'•асть снега сдувается в овраги, балки и другие понижения рельефа,
и поля, расположенные на водоразделах и склонах, не только лиша-
ется большей части снеговой влаги, но вследствие глубокого промер-
зания, вызываемого малой мощностью снегового покрова, теряют
возможность усвоить даже то небольшое количество талых вод, ко-
торое дает сохранившийся все же на полях снег. Все это сопровожда-
йся развитием поверхностного стока, а следовательно, плоскостной и
линейной эрозии. Полезащитные паюсы, ослабляя силу ветра, прм
пятствуют сдуванию снега в овраги и балки.

Характер накопления снега зависит от конструкции полос. Плоц
ные, непродуваемые полосы, особенно при сравнительно резком их ра&
положении, вызывают накопление снега в них самих в виде больцЯ
сугробов. Благодаря этому почва под паюсами не промерзает и вся вл»,
га, образующаяся при медленном таянии сугробов, целиком или почти
целиком поступает в почву под полосой; избыток влаги поступает]
грунтовые воды. В результате прекращается поверхностный сток, уси-
ливается грунтовый сток и обеспечивается влагой паюсное пасаЖДО
ние. Вместе с тем увлажнение межпаюсных полей при этом хотя не-
сколько и улучшается, но недостаточно, так как все-такн снег отнв
сится с патей и концентрируется в паюсах.

Узкие паюсы продуваемой, или ажурной, конструкции значи-
тельно уменьшают скорость ветра, но не доводят ее до нуля. Поэтому
накопление снега в паюсах получается значительно меньшим, снеговой
покров на полях значительно более равномерным, и поля получап
наибольшее количество влаги. Исходя из задач повышения урожай-
ности, на выровненных участках, где нет оснований опасаться развития
значительного поверхностного стока, следует создавать узкие (шириной
6—12 м), но достаточно часто расположенные полосы продуваемой
или ажурной конструкции. На участках, расположенных на более
крутых склонах, где может возникнуть поверхностный сток, водоудер-
живающие полосы должны располагаться поперек склона и иметь
ширину (20—60 л), достаточную для того, чтобы почва под полосой
могла поглотить всю влагу, стекающую с вышележащего межполос-
ного участка.

Для прекращения и предотвращения размыва вдоль оврагов и
балок должны создаваться приовражные полосы шириной 20 60-л,
а на склонах оврагов и балок — сплошные насаждения.

Ввиду того что полезащитные полосы нельзя располагать очень
близко одну к другой (это явилось бы помехой для механизации сель-
скохозяйственных работ в межполосных клетках), на патях в случае
необходимости следует обеспечить снегозадержание. Один из наибо-
лее удобных и эффективных способов снегозадержания — создание
на патях кулне — узких (2—3 м) полос из высокостебельных одно-
летних сельскохозяйственных растений: кукурузы, сорго, подсолнеч-
ника и т. п. Такне кулисы, оставляемые на зиму после уборки основной
культуры, препятствуют переносу снега ветром в межполосных клет-
ках, и снеговой покров получается более равномерным.

Таким образом, полезащитные полосы способствуют сокращений
поверхностного стока. Влага, которая при отсутствии полос была ОЙ
сброшена весной во время снеготаяния или летом во время сильных
ливней в овраги, балки, реки, при наличии паюс впитывается в почву-
В дальнейшем батьшая ее часть через десукцию и испарение возвра-
щастся в атмосферу, а часть — под плотными паюсами, в депрессию!
рельефа (степные блюдца, потяжины и т. п.) — уходит в грунтовые воды-

Влага, транспнрируемая сельскохозяйственными растениями, не-
посредственно nacxn.-lVPTca ия шшипи>иш> чгши/оо П...^ со ппЯИ
эТ11м не ограничивается. Увеличение количества испаряющейся влаги
повышает влажность воздуха. Эго в совокупности с уменьшением ско-
рости ветра, вызываемым полезащитными патосами, улучшает условия
произрастания сельскохозяйственных культур, которые при отсут-
ствии патос сильно страдают от суховеев.

Лесные полезащитные полосы не только сберегают влагу на по-
дЯ.х, но делают расходование влаги более экономным (табл. 72).

Таблица 72

Влияние полезащитных полос на расходование влаги яровой пшеницей
(средине данные за 1950—1952 гг.). Чкаловская обл. (по С. Б. Мостииской)

Место наблюдения	Обшнй расход воды.	Урожай яроаоЛ пшеницы, щеа		Расход поды в ч и на 1 ч урожая	
		всего	В том числе верна	ил весь урожай	на зерне
Зона непосредственного действия поле X 	  Середина межполосной клетки Открытая степь (без полос) . .	20 700 г.			  14 800	34,0  233  18,0	14,0 9.0 6,5	610  695  820	1480  1800  2280

Из данных таблицы видно, что патосы не только повышают уро-
жай вследствие сохранения ими влаги на патях, но и снижают рас-
ход влаги на единицу урожая, т. е. делают этот расход более продук-
тивным.

Полосы, как уже упоминалось, имеют и почвозащитное значение:
прекращая поверхностный сток, они тем самым предотвращают смыв
почв. Полосы не только предохраняют от разрушения почвенный слой,
но одновременно предотвращают заиление водохранилищ, обмеление
Рек и т. д.

Полосы — самое мощное средство борьбы с черными бурями.
В1969 г., в то время как на больших площадях посевы были полностью
Уничтожены черными бурями, на территориях, защищенных паю-
сами, посевы от черных бурь почти не пострадали.

В пределах степной зоны в европейской части СССР имеются до-
вольно большие площади песков. Эти пески в результате неправиль-
ного в прошлом хозяйственного использования лишились раститель-
ного покрова. В настоящее время они не только сами являются бес-
плодными площадями, но, передвигаясь под влиянием ветра, засыпают
прилегающие пашни и тем самым наносят ущерб сельскому хозяйству.
Унесение и закрепление песков не только избавят от засыпания пло-
дородные земли, но и превратят пески в хозяйственно полезные пло-
*ЧДДИ: пастбища, сенокосы и т. п.

Создание прудов и водоемов позволит использовать местный сток
а орошение и тем самым производительно использовать для сельского
озяйства и ту небольшую датю поверхностного стока, которая оста-
лся после проведения всех рассмотренных выше мероприятий.
Для повышения продуктивности почв очень важна правнльИа 
система обработки почвы с широким применением черных паров, зяЛ
левой вспашки и лущения стерни, применение органических и
ральных удобрений и посев отборными семенами приспособленных »
местным условиям высокоурожайных сортов.	Е

Следует, однако, отметить, что в наиболее засушливых районах
СССР при малом количестве атмосферных осадков рассмотревдЯ
мероприятий недостаточно для того, чтобы значительно поднять цри.
дуктивность сельскохозяйственных площадей. В этих случаях необ^
ходимо дополнительное увлажнение путем орошения. ОрошениеЯ
давних времен применяется, например в Средней Азин, и именно с ним
связано целиком выращивание такой важной и ценной культуры, как
хлопчатник.

В настоящее время на юге и востоке европейской территории СССР
(Украина, Крым, Заволжье) и в Средней Азии уже действуют и со-
оружаются еще большие новые оросительные системы, которые поз-
волят оросить дополнительно многие миллионы гектаров засушливых
земель.
ГЛАВА XV

ЗАСОЛЕННЫЕ ПОЧВЫ, СОЛОНЦЫ

И СОЛОДИ

В южных зонах, начиная с лесостепной, в составе почвенного
покрова появляются почвы, образовавшиеся при том или ином уча-
стии легкорастворимых солей. Эти почвы нигде не являются «зональ-
ными», т. е. нигде не имеют столь значительного сплошного распростра-
нения, чтобы их можно было выделить в самостоятельную зону. Они
встречаются всегда отдельными пятнами того или иного размера на
фоне других почв, распространение которых характерно для данной
природной зоны.

В зоне лесостепи эти почвы встречаются редко, общая площадь
их распространения весьма незначительна, и они представлены пре-
имущественно солодя ми. В степной зоне общая площадь их также
невелика, но все же больше, особенно в полосе распространения тем-
иокаштановых почв. При этом наряду с солодями, которые чаще встре-
чаются в сочетании с черноземами или с темнокаштановыми почвами,
распространены обычно солонцы. Значительно чаще встречаются и
значительно большую площадь занимают указанные почвы в зонах
полупустынь и пустынь, причем в первой главным образом солонцы,
во второй — засаленные почвы.

Засоленные почвы

Известно, что в числе продуктов выветривания имеются простые
воли, батее или менее растворимые в воде. Наиболее распространены
Из них хлориды (соли сатяной кислоты), сульфаты (соли серной кис-
л°ты) и карбонаты (соли угольной кислоты) кальция, магния и натрия,
•значительно реже встречаются нитраты (сати азотной кислоты) каль-
ция, магния и натрия. Растворимость этих солей в воде различна, и их
Чожно в этом отношении разделить на три группы:

1)	соли с низкой растворимостью: карбонаты кальция и магния
(в присутствии углекислоты растворимость повышается);
2)	соли со средней растворимостью: сульфат кальция;

3)	соли с высокой растворимостью: бикарбонат и карбонат натрия
сульфаты натрия и магния, хлориды кальция, магния и натрия, ци!
траты кальция, магния и натрия.

Ввиду того что карбонаты кальция и магния резко отличаются
от остальных солей меньшей растворимостью, они в этой главе не
рассматриваются и в дальнейшем речь будет идти только о солях вто-
рой и третьей групп.

Соли могут поступать в почву различными путями. Их источником
может быть осадочная материнская порода, в ко-
торой соли накопились при ее отложении на дне моря или соленого
озера. С точки зрения почвообразования в этом случае можно говорить
об остаточном засолении почв.

Соли могут приноситься в почву с атмосферной пылью
и атмосферными осадками, которые, проходя через
толщу атмосферы, растворяют содержащиеся в ней в виде пыли соли и
вносят их в почву. Это явление называется импульверизацией солей. Как
первоисточник солей для почвы оно может иметь серьезное значение
только в полосе, прилегающей к морским побережьям, где постоян-
но происходит испарение морской воды, и выпадающие в осадок мор-
ские соли могут подхватываться ветром и переноситься в глубь страны.

Наиболее важный источник солей в почве — засоленные грун-
товые воды, расположенные близко к поверхности и принимающие
участие в увлажнении почвы. Источником солей самих грунтовых вод
могут быть изверженные породы, при выветривании которых обра-
зуются и легкорастворимые соли и главным образом — толщи соле-
носных осадочных пород, через которые проходят воды.

Наконец, источником солей для почв в условиях искусственного
орошения могут быть и оросительные воды, чаще всего
речные, которые в засушливых местностях нередко содержат солйа
Все случаи засоления почв, кроме первого, остаточного, с точки зре-
ния почвообразования относятся к процессам современного засоле-
ния.

Дальнейшая судьба солей, поступивших тем или иным путем В
почву, зависит от ее водного режима.

Если водный режим почв складывается по типу промывного и
грунтовые воды пресные, значительного накопления солей в почве
происходить не может, так как почвенная толща ежегодно промываете»
водами атмосферных осадков, которые уносят с собой и соли. Если
при промывном типе водного режима почва находится под воздействием
близко залегающих засоленных грунтовых вод, то в периоды отсуг*
ствия атмосферных осадков эти воды, капиллярно поднимаясь в поч-
венную толщу и расходуясь на испарение или на десукцию раститеЛЬ(-
ным покровом, будут обогащать почву солями. В этих условиях может
происходить периодическое временное засоление почв, причем весьма
незначительное, поскольку соли накапливаются лишь в течение ко-
ротких периодов, сменяемых периодами, когда они вымываются из
почвенной толщи. Однако и в этом случае соли могут оказывать замет*
ное влияние на свойства почвы.

зза
При водном режиме непромывного типа соли обычно также вы-
мываются из почвенной толщи. По в отличие от почв промывного
режима они выносятся только из почвенного слоя, который подверга-
ется промачиванию, и накапливаются на его нижней границе над мерт-
вЫм горизонтом (см. рнс. 79). В почвенной толще в этом случае содер-
жится лишь незначительное количество солей, находящихся преиму-
щественно в современном биологическом круговороте.

Таким образом, при водном режиме непромывного типа также
не может происходить значительного накопления солей в почвенной
толще. Единственным исключением из этого правила являются почвы
остаточно засоленные, в которых соли, содержавшиеся в материнской
породе, еще не успели выщелочиться вследствие малой растворимости
этих солей (если это гипс), значительного нх содержания, плохой во-
допроницаемости породы, малого количества осадков и т. п.

Наиболее резко явления засоления почв выражены при водном
режиме выпотного типа. Напомним, что самая характерная черта
водного режима этого типа, возникающего всегда при близком зале-
гании грунтовых вод, — превышение величины испарения над суммой
атмосферных осадков, причем разность между этими двумя величинами
покрывается за счет капиллярного поступления влаги из грунтовых
вод. Эта влага частично испаряется непосредственно, т. е. чисто фи-
зически, частично усваивается растениями и испаряется в процессе
транспирации.

В первом случае соли, находящиеся в грунтовой воде, непосред-
ственно переносятся в зону испарения, т. е. в верхние слои почвы,
и там при испарении влаги накапливаются, выпадая в осадок или кон-
центрируясь в почвенном растворе в зависимости от растворимости,
степени концентрации и т. д. Создается водный режим выпотного типа.
Во втором случае соли поступают в растения и создается водный ре-
жим десуктивно-выпотного типа. Поступление солей в растения и
поступление в них влаги — процессы в известной мере независимые.
Растения обладают избирательной поглотительной способностью, т. е.
усваивают соли не в тех соотношениях, в которых они находятся в
грунтовой воде или в почвенном растворе, а в иных, зависящих от фи-
зиологических особенностей отдельных видов растений. Вследствие
этого соли могут концентрироваться в области распространения и
деятельности корневых систем, когда растения извлекают из почвен-
ного раствора больше влаги, чем солей, и состав солей, перемещаю-
щихся через растения из глубоких горизонтов почвы или из грунтовых
вод на поверхность, как правило, отличается от состава солей, нахо-
дящихся в нижних горизонтах почвы или в грунтовых водах. Таким
образом, растения являются фактором не только количественного,
но и качественного перераспределения солей в профиле почвы.

При водном режиме выпотного типа также происходит чередова-
ние периодов восходящего передвижения влаги с периодами нисходя-
щего передвижения, но суммарно преобладает влага, передвигающаяся
в восходящем направлении. Вследствие этого и масса растворимых
солей не остается неподвижной в почвенном профиле в течение года.
° периоды преобладания нисходящих токов влаги, обычно начиная
с конца осени, в течение зимы и начале весны, соли из верхних горизоц.
тов вымываются в нижние, причем глубина вымывания зависит aj
количества осадков, глубины залегания грунтовых вод и т. л. В слеЗ
дующие за этим периоды преобладания восходящего передвижения
влаги соли передвигаются в обратном направлении, т. е. из глубоких
слоев почвы к ее поверхности.

Так как засоление почв связано с водным .режимом выпотного
или десуктнвно-выпотного типа, то можно сделать вывод, что явления
засоления почв свойственны преимущественно областям с резко вы-
раженным континентальным климатом, в которых испаряемость пре-
вышает сумму атмосферных осадков 1. Вторым условием засоления
почв является, как известно, близкое залегание грунтовых вод. По-
следние же приближаются к поверхности преимущественно на пони-
женных элементах рельефа: нижних террасах речных долин, древних
дельтах рек, шлейфах склонов, конусах выноса горных рек, бессточных
впадинах, побережьях озер и т. п.

Наиболее крупные районы накопления солей, которые, по пред-
ложению В. А. Ковды, называют провинциями солепакопления, при-
урочены к большим материковым впадинам (Приднепровская, Окско-
Донская, Прикаспийская и Куринская низменности, южная часть
Западно-Сибирской низменности, Туранская и Центрально-Якутская
низменности, а также долины рек Сырдарьи, Амударьи, Терека,
Чу, Или и др.).

Следовательно, при соответствующих условиях засоление почв
возможно в разных природных зонах, но в южных эти явления раз-
виты сильнее.

Не следует думать, что почвенный покров впадин состоит исклю-
чительно из засоленных почв. Поверхность впадин, в свою очередь,
не представляет собой ровной плоскости. Распределение солей и в этом
случае зависит от рельефа, причем наибольшее засоление наблюдается
на наиболее пониженных его элементах. На обширных возвышенных
участках низменностей — плато, высоких террасах и т. п., где грун-
товые воды залегают глубоко, водный режим складывается по непро-
мывному типу и засоления почвенной толщи не наблюдается.

Засоленные почвы различают по составу солей и по степени засо-
ления.

При разделении по составу солей учитываются главным образом
их анионы. По этому признаку принято различать засоление сульфат-
ио-содовое, хлоридно-сульфатное (с преобладанием сульфатов над
хлоридами), сульфатно-хлоридное (с преобладанием хлоридов над
сульфатами) и, наконец, хлоридное. Случаи нитратного засоления
очень редки, и соответствующие почвы занимают весьма незначительг
ные площади.

Типы засоленных почв имеют определенную связь с климатиче-
скими условиями. В приведенном выше перечне типы почв поставлены

1 В приморских областях, где происходит постоянный приток солей в почву
путем нмпульверизацни и непосредственно из морской воды во время приливов,
засаленные почвы могут возникать и в условиях влажного климата.
пОрядке нарастания засушливости климата и увеличения степени ми-
нерализации грунтовых вод, т. е. в наиболее северных районах преоб-
ладают почвы сульфатно-содового засоления на слабоминерализован-
ных грунтовых водах с хорошим стоком, в наиболее засушливом
климате — почвы хлоридного засоления с сильноминерализованными
водами, обладающими плохим стоком.

Говоря о сульфатно-содовом засолении, необходимо остановиться
„а вопросе о том, откуда в грунтовых водах появляется сода.

Сода в грунтовых водах может появиться в процессе обычного вы-
ветривания. Однако соответствующие расчеты показывают, что этим
путем образуются лишь очень небольшие количества соды, которые
к тому же в процессе дальнейшего передвижения в результате обмен-
ных и иных реакций могут легко исчезать.

Как показывают многочисленные наблюдения, сода может об-
разоваться в результате восстановления сульфатов (сернокислых
солей). Этот процесс в значительной мере биохимический и совершается
при участии особых сульфатредуцирующих бактерий. В анаэробной
среде, при плохом доступе кислорода, эти бактерии, окисляя органиче-
ское вещество, используют в качестве источника кислорода кислород,
входящий в состав сульфатного аниона (SO4If). Допустим, что в качестве
органического вещества используется клетчатка. Тогда реакция вос-
становления сульфата натрия будет иметь следующий вид:

3Na,SO4+С„Н10О4 =3Na8S 4- 6СО8+ 5Н2О

Сернистый натрий вступает в реакцию с угольной кислотой, кото-
рая, как более сильная, разлагает его с образованием сероводорода
и соды:

N a 2S -Г Н2СОз=Н jS -f- N ajCOj

Такой же результат получится при реакции между сернистым
натрием и углекислым кальцием или углекислым магнием:

N agS 4- СаСО, = CaS 4- N a4COs

Таким образом, для образования соды требуется одновременное
наличие сульфатов и органического вещества. Поэтому' грунтовые
воды, содержащие соду, чаще всего находятся под лугово-чернозем-
ными или под луговыми почвами, т. е. там, где в почвенной толще име-
ется много органического вещества, которое, проникая в растворен-
ном состоянии в грунтовые воды, содержащие сульфаты, может обес-
печить процесс восстановления последних.

Сода может также поступать из глубинных грунтовых вод и воз-
никать в процессе почвообразования в солонцах.

По степени засоления почвы подразделяются в зависимости от ко-
личества солей и глубины залегания соленосных горизонтов. При-
нято считать, что если в почвенном горизонте содержится меньше 0,25%
легкорастворимых солей, он является незасоленным. Если таких го-
ризонтов в почвенном профиле нет до глубины не менее 150 см, такую
почву в целом считают незасоленной. Если соли составляют более
0.25% веса почвы и встречаются в пределах глубин 80—150 см, такая
почва называется слабосолончаковатой, если соли наблюдаются в пре-
делах 30—80 см — солончаковатой, в пределах 5—30 см — солончако]
вой. И, наконец, если почва в самом верхнем слое содержит не менее
1% солей, она называется солончаком.

Количество солен в солончаках может колебаться в очень широких
пределах — от одного до десятка процентов. В последнем случае и
концентрация солей в почвенном растворе может достигать весьма
больших величин — до нескольких сот граммов в литре.

Рис. 8-1. Распределение ионов солей в профиле солончака



Большая часть солей в почвах, как правило, находится в растворе-
Гипс вследствие низкой растворимости накапливается в почве в твер
дом состоянии. Содержание его может достигать десятков процентов
от веса почвы, а в некоторых случаях он образует сплошные коры,
которые уже не могут называться почвами, а должны быть отнесены
к категории геологических образований. В холодное время года может
выпадать из раствора сернокислый натрий, растворимость которого
при понижении температуры резко уменьшается. При иссушении
почвы — физическом или биологическом — часть солей тоже может
выпадать из раствора, переходя в твердую фазу.

Распределение и состав солей в типичном солончаке показаны на
рис. 84. Характерно наибольшее содержание солей в верхнем слое>
в котором и происходит испарение влаги и накопление солей.
^^^Наличие в почве более или менее значительного количества лег-
корастворимых солей — сильных электролитов вызывает коагуляцию
всех почвенных коллоидов, вследствие чего алюмосиликатная часть
почвы остается инертной и никаким превращениям не подвергается.
Поэтому соответствующие анализы обычно констатируют в солонча-
ках полную однородность как гранулометрического, так и валового
химического состава алюмосиликатной части по всему профилю. Раз-
личия между отдельными горизонтами определяются исключительно
количеством и составом солей.

Состав обменных катионов в засоленных почвах, естественно, в
большой мере зависит от состава солей. Так как среди последних обычно
имеются соли натрия, магния и кальция, то эти же катионы в засолен-
ных почвах содержатся и в качестве обменных, но в различном соот-
ношении, определяемом их соотношением в растворе. Емкость обмена
может изменяться в широких пределах в зависимости от гранулометри-
ческого состава породы, т. е. от содержания в ней илистой фракции и
коллоидов.

На засоленных почвах обычно произрастает специфическая рас-
тительность, состав которой зависит от степени засоления и качествен-
ного состава солей. При сильном засолении растительность представ-
лена преимущественно солянками — растениями суккулентного типа,
хорошо приспособленными к высоким концентрациям солей. Они об-
разуют несомкнутый покров, количество продуцируемых ими расти-
тельных остатков очень невелико, поэтому и содержание гумуса в
солончаках колеблется обычно от нескольких десятых долей процента
до 1—2%.

Легкорастворнмые соли даже при небольшом содержании в
почве — в количестве нескольких десятых долей процента — вредно
влияют на рост древесных растений. При этом наиболее вредны нор-
мальная сода, сульфат магния и все хлориды; несколько менее вредны
сульфат натрия и двууглекислая сода. Вообще же даже слабозасолен-
ные почвы мало пригодны для создания древесных насаждений и тре-
буют предварительного удаления солей. В условиях орошения это
лучше всего достигается промывкой почвы. При выращивании деревьев
на засоленных почвах особенное значение приобретает правильный
подбор древесных пород. Наименее чувствительны к солям различные
солянки, тамарикс, лох узколистный, некоторые виды саксаула,
вяз мелколистный и др.

При неправильном ведении хозяйства на слабозасоленных, а не-
редко даже и вовсе незасоленных первоначально почвах, возникает
так называемое вторичное, или ирригационное, засоление. Непосред-
ственной его причиной чаще всего бывает неправильное орошение.

Орошение широко практикуется в СССР в засушливых районах:
в Закавказье, Средней Азии, на Украине и в других местах. Значение
орошаемого хозяйства огромно, что видно на примере культуры такого
важного растения, как хлопчатник, всецело сосредоточенной на оро-
шаемых землях. Поскольку орошение производится главным образом
в засушливых районах, естественно, что оно территориально, как пра-
вило, совпадает с распространением засоленных грунтовых вод и почв.
При неправильном орошении, которое выражается в подаче на пода
избыточного количества воды, часть ее не может быть удержана поч.
венной толщей и израсходована в дальнейшем культурными растения,
мн на транспирацию. Эта часть влаги просачивается вниз и в конце
концов поступает в грунтовые воды, которые в этих условиях всегД
более или менее засолены. Другим источником влаги, просачивающейся
в грунтовые воды, являются оросительные каналы, через дно ко-
торых, если они не имеют водонепроницаемой одежды, также идет
постоянная фильтрация.

В результате просачивания уровень грунтовых вод поднимается!
увеличивается нх расход на испарение, а следовательно, возрастаем
и количество поступающих в почву солей. В итоге засоление почвцИ
резко увеличивается, и нередки случаи, когда высокоплодородные
земли в результате ирригационного засоления делаются негодным»!
для сельскохозяйственного пользования и переходят в разряд бро.1
совых.

Для предупреждения вторичного засоления орошение нужно вести
в строгом соответствии с оросительными нормами, оросительная сеть
должна содержаться в порядке, и, самое главное, везде, где есть опас-
ность вторичного засоления, в почвах должна создаваться параллельно
с оросительной дренажная сеть, которая отводит излишек грунтовы!
вод, понижает их уровень и вместе с ними выводит из почвы избыток
солей.

Солонцы

В природе нередки случаи, когда из засоленной почвы начи-
нается вымывание солей. Такой процесс называется рассолением.

Причины рассоления могут быть различными. Иногда оно может
вызываться увеличением влажности климата, но чаще всего в сто
основе лежит понижение уровня грунтовых вод — важнейшего источ-
ника солей. Понижение уровня грунтовых вод обычно бывает резуль-1
тагом понижения базиса эрозии, которое в свою очередь вызывает»
врезание речных долин и вообще усиливает расчлененность рельефа,
а следовательно, улучшает условия подземного и поверхностного сто--]
ка. К тем же результатам может привести медленное эпейрогеническое
поднятие суши.

При достаточно глубоком понижении уровня грунтовых вод и
при соответствующих условиях климата выпотной тип водного ре-«
жима сменяется непромывным, в результате чего соли могут быть "
вымыты к нижней границе почвенного профиля. В зависимости от
быстроты понижения уровня грунтовых вод, степени засоления почвы
и состава накопившихся в ней солей эволюция этой почвы при рассоле-
нии может принять различный характер.

В процессе рассоления почвы, засолявшейся в течение длитель-
ного промежутка времени и имеющей, как правило, значительный за-
пас гипса, из нее вымываются в первую очередь наиболее растворимые!
соли — натрия и магния. Гипс вследствие малой растворимости за*
держивается дольше, чем остальные соли, и вымывается последним
/За исключением карбоната кальция). В процессе рассоления почвы
Аудет изменяться и состав ее обменных катионов.

В засоленной почве, содержащей растворимые соли натрия, каль-
ки и магния, эти же самые катионы в разных соотношениях нахо-
дятся и в форме обменных оснований. При этом вследствие высокой
растворимости солей натрия и, следовательно, высокой концентрации
его иона в почвенном растворе, он занимает значительное место и в
составе обменных оснований.

После того как легкорастворимые соли натрия и магния будут
выщелочены, катион кальция, появляющийся в растворе в результате
растворения гипса, будет понемногу вытеснять и обменный натрий и
магний. А так как запас гипса обычно значительно больше, чем запас
обменных натрия и магния, то очень скоро в процессе рассоления об-
менный натрий нацело, а обменный магний в большей своей части будут
вытеснены, и почва окажется насыщенной главным образом кальцием
и отчасти магнием. Иными словами, состав ее обменных катионов при-
мет характер, свойственный почвам степных областей.

Этому процессу будет сопутствовать смена растений. По мере вы-
щелачивания легкораствзримых солей, особенно натриевых, солян-
ковая растительность сменяется сначала полынной, а затем и злаковой.

Рассмотрим второй путь эволюции засоленных почв, для которого
характерно большое участие в процессе почвообразования обменного
натрия. Этот процесс называют осолонцеванием почв, а образующиеся
при этом почвы — солонцами.

Источником обменного натрия служат соли натрия, имеющиеся в
почвенном растворе засоленной почвы. Однако степень внедрения
обменного натрия в коллоидный комплекс оказывается различной в
зависимости от того, какие соли натрия имеются в составе почвенного
раствора. Наиболее энергично внедрение обменного натрия происходит
в тех случаях, когда он присутствует в почвенном растворе в виде соды.
Реакцию его внедрения и замещения нм двухвалентных катионов в этом
случае можно изобразить следующим образом:

пк

с»

Ms

Ч-гЫа^Оз-*

---|Na

пк K: + CaCOs + MgCO3

----Na

Вследствие того что СаСОа и MgCO3 слаборастворимы в воде (осо-
бенно в присутствии соды), эта реакция идет почти до конца слева на-
право, т. е. замещение натрием обменных катионов кальция и магния
является почти полным. Замещение происходит еще в процессе засо-
ления почвы, причем образуется так называемый содовый солонец —
солончак, т. е. почва, засоленная содой, но обладающая некоторыми
признаками солонца.

Процесс протекает несколько иначе, если натрий в почвенном
растворе представлен нейтральными солями — хлоридами и сульфа-
тами:

пк

---,Na

+ 4NaCl^ пк Jja + CaCl, + MgCL
--------------Na
В этом случае нерастворимых продуктов не образуется и реакцця
до конца идти не может. В результате натрий замещает в коллоидно*
комплексе лишь некоторую часть обменных кальция и магния. Эта
часть будет большой лишь при высоком отношении концентрации нат.
рия в почвенном растворе к сумме концентраций кальция и магния
которое в природе наблюдается не часто. Однако, если при рассолений
грунтовые воды понижаются медленно, то они в жаркое время года mq.
гут капиллярно подниматься в почвенную толщу и, испаряясь, остав-
лять новые порции солей натрия. В холодное время года при периоди-
ческом рассолении вымываются и соли натрия и соли кальция. Вслед-
ствие периодической смены процессов засоления и рассоления почва
периодически подсолонцовывается, в результате чего содержание об-
менного натрия постепенно возрастает. Если такой режим длится
долго, содержание обменного натрия может достичь такой величины,
которая обеспечивает превращение почвы в солонец.

Таким образом, внедрение обменного натрия в коллоидный комп-
лекс происходит в процессе засоления и бывает особенно энергичным
в случае содового засоления. Развитие же свойств, присущих солонцу,
начинается в процессе рассоления, после того как из почвенной толщи
будет удалена большая часть легкорастворимых солей.

Обменный натрий резко меняет многие свойства почвы (см. гл.
V). Почвенные коллоиды, насыщенные натрием, подвергаются пеп-
тизации, частично переходят в состояние золя, почвенные агрегаты
распадаются, и физические свойства почвы меняются. При увлажне-
нии она сильно набухает, становится клейкой, маловодопроницаемой,
в сухом состоянии твердой и плотной. Однако все эти явления начи-
нают проявляться лишь после вымывания из верхних горизонтов раст-
воримых солей, оказывающих коагулирующее действие на почвенные
коллоиды, даже насыщенные натрием.

Изменения в физическом состоянии почвы сопровождаются и не-
которыми особыми химическими явлениями, из которых важно обра-
зование соды и как следствие этого — возникновение щелочной реак-
ции. Образование соды в солонцах может происходить двумя путями.
Если в солонце нет углекислого кальция, то между почвенными кол-
лоидами, содержащими обменный натрий, и почвенным раствором,
всегда содержащим угольную кислоту, возникает такая обменная реак-
ция:

пк

Na

Na

+ H.CO37t

----Na

ПК
____н

+ NaHCO3

Если солонец содержит карбонат кальция, реакция пойдет иначе:

----Na

ПК
____Na

4- Са(НСОз)<

пк Ca4-2NaHCOs;

в обоих случаях в почве образуется сода. При малых ее количествах
она вся находится в форме бикарбоната натрия, а при больших —
может переходить частично в нормальную соду. Сода, будучи солью
сильного основания и слабой кислоты, подвергается гидролизу и вы-
зЫБает щелочную реакцию. pH почвенных растворов солонцов может
-оходитъ до 10, а в некоторых случаях до 11.

Д Следовательно, появление соды — характерный признак всех
солонцов, независимо от того, что предшествовало их образованию —
засоление нейтральными солями (хлоридами и сульфатами) или содой.
Но, разумеется, если солонец образовался в результате содового засо-
пеиия, а тем более,если грунтовые воды залегают еще близко от поверх-
ности и новообразование соды за счет восстановления сульфатов про-
должается, содержание соды в солонцах бывает особенно высоким.

Вследствие перехода почвенных коллоидов в

сильно диспергированное состояние, а также воз-
никновения сильнощелочной реакции в почве на-
чинается своеобразный почвообразовательный про-
цесс. Одна часть пептизированных почвенных
коллоидов непосредственно (в виде суспензий и
золен) начинает вымываться из верхних горизон-
тов почвы в нижние. Другая часть их подвергается
предварительному химическому распаду под дейст-
вием микроорганизмов, воды, углекислоты и дру-
гих факторов. Распад облегчается пептизированным
состоянием коллоидов, благодаря которому все са-
мые тончайшие частицы со всех сторон подвергаются
воздействию воды.

Продукты распада коллоидных частиц также
вымываются в нижележащие горизонты. Их пере-
ходу в раствор, отчасти истинный, отчасти кол-
лоидный, способствуют гуминовые соединения.
Будучи также насыщены натрием, т. е. представ-
ляя собой натриевые соли, эти соединения легко
растворяются в воде и служат по отношению к
минеральным окнслам, особенно окислам железа
и алюминия защитными веществами, удерживаю-
щими их в растворенном состоянии в форме комп-

СП

Рис. 85. Морфоло-
гия профиля солон-
ца

лексных золей или комплексных анионов.

Кремневая кислота благодаря щелочной реакции легко образует
растворимые силикаты, главным образом, натрия, и также может пере-
двигаться в почвенном профиле. В результате всего этого почвенные
коллоиды вымываются из верхних горизонтов почвы. На той или иной
глубине они обычно встречаются с остатками еще не вымытых солей и
коагулируют, образуя горизонт вмывания, или иллювиальный солон-
цовый горизонт. В итоге образуется почва, называемая солонцом и
обладающая очень своеобразным профилем (рис. 85). Сверху профиль
солонца начинается надсолонцовым горизонтом, который в то же время
является элювиальным, т. е. горизонтом А. Мощность его изменяется
от 2—3 см в так называемых корковых солонцах до 15—25 см в глубо-
костолбчатых солонцах. Он окрашен в светло-серый цвет разной интен-
сивности в зависимости от содержания гумуса и имеет сравнительно
легкий гранулометрический состав. Структура слоеватая, но иногда
этот горизонт несколько цементирован, и в этом случае образует
хрупкую непрочную корочку ноздреватого или пористого сд^
жения.

Ниже идет иллювиальный горизонт В, называемый также солон,
новым. Он распадается обычно на хороню обособленные отдельности L.
столбы, тумбы или призмы, вследствие чего его называют еще столлЗ
тым или призматическим. Столбы имеют поперечник 5—10 см, высоД
10—20 см, верхушки их обычно несколько округлы. Столбы распада-
ются на хорошо выраженные кубовидные отдельности с плоскими гра.
нами, имеющие в поперечнике 10—20 мм. Грани отдельностей как бу д.
то покрыты лаком. Цвет их темно-бурый или буро-черный вследствие
накопления в этом горизонте вмытого гумуса. В сухом состоянии они
обладают исключительной плотностью и прочностью благодаря склеи-
вающему действию минеральных и органических коллоидов, накопив-
шихся в этом горизонте.

Под солонцовым горизонтом находится обычно горизонт скопления
солей, среди которых чаще всего преобладают гипс и сернокислый нат-
рий, но встречаются и хлориды. Этот горизонт имеет окраску, свой-
ственную материнской породе, но осветленную солями. Мощностя
горизонта скопления солей может колебаться от 50—70 до 200—300 с.ч.
Ниже его идет материнская порода, содержащая небольшое количество
солей.

В большинстве случаев в солонцах содержится углекислый калы
ций, выделяющийся в форме белоглазки, начиная со средней или ниж-
ней части столбчатого горизонта. Мощность горизонта белоглазки
может достигать 1 м.

Для солонцов характерно обеднение илом н окисламп Л1 и Fe
надсолонцового горизонта и обогащение его кремнеземом и накопле-
ние ила и полуторных окислов в солонцовом горизонте.

Солонцы отличаются большим разнообразием профилей и хими-
ческого состава.

По глубине залегания грунтовых вод солонцы делятся на луговые
с грунтовыми водами не глубже 3 м, лугово-степные — с грунтовыми
водами на глубине от 3 до 7 м и степные с грунтовыми водами глубже
7 м.

Затем солонцы, независимо от их принадлежности к одной из
указанных групп, подразделяются по мощности надсолонцового го-
ризонта, т. е. по глубине залегания солонцового горизонта, также на
три группы: мелкие, у которых надсолонцовый горизонт имеет мощ-
ность не более 7 см (в том числе корковые), среднестолбчатые, у которых
мощность надсолонцового горизонта варьирует от 7 до 15 см, и глубоко-
столбчатые, у которых она превышает 15 см, колеблясь от 15 до 25 см.

Далее солонцы подразделяются по глубине залегания солей на
солончаковые (когда соли залегают не глубже 30 см), солончаковатые
(глубина залегания солей 30—80 см) и глубокосолончаковатые (соли
залегают глубже 80 см).

По составу солей различают солонцы содовые, смешанного засо-
ления (содово-хлоридно-сульфатные) и хлорндно-сульфатные.

Из сказанного ясно, что луговые солонцы с близко залегающими
грунтовыми водами представляют собой почвы, для которых стадия
«олони'4 является современной. Их солонцовость поддерживается пе-
„□днческнм поступлением натрия в почвенную толщу из грунтовых
Р ' Солонцы степные с глубокими грунтовыми волами представляют
L,ftOii одну из стадий прогрессирующего рассоления почвы, причем
могут возникать как из засоленных почв (этот случай был рас-
смотрен выше), так и из луговых солонцов путем их остепнения при
понижении уровня грунтовых вод.

Наконец, солонцы подразделяют по степени их солонцеватости,
характеризуемой той долей, выраженной в процентах от емкости об-
мена, которую среди обменных катионов занимает обменный натрий.
Существует следующая шкала степени солонцеватости (%):

От 3 (5) до 10....................... почва слабосолонцеватая

»	10	* 15.................. почва среднесолонцеватая

»	15	>20........................ почва сильиосолонцеватая

>20	»25........................солонец ннзкосолонцовый

»	25	» 40.......................солонец среднесолонцовый

Свыше 40............................. солонец высокосолонцовый

Солонцы не занимают обширных сплошных площадей. Они встре-
чаются в почвенном покрове в виде пятен разного размера — от не-
скольких метров до нескольких сотен метров в поперечнике, вкраплен-
ных в массивы сплошного распространения степных почв. В черно-
земной зоне их не так много (преимущественно в долинах Днепра и
Дона и в Западной Сибири), больше же всего они встречаются в зоне
полупустыни среди светло-каштановых почв. В зоне пустыни их снова
немного.

Солонцы занимают обычно участки, отличающиеся по своему по-
ложению в микрорельефе; чаще всего это хорошо очерченные плоские
понижения с относительной глубиной от нескольких сантиметров до
нескольких дециметров и иногда же, наоборот, микроповышения
рельефа.

Почвенный покров, в котором на фоне той или иной почвы, зани-
мающей большую часть площади, встречаются пятна других почв,
например на фоне светло-каштановых почв — пятна солонцов, назы-
вается комплексным, а такие сочетания почв — почвенными комплек-
сами. Почвенные комплексы легко улавливаются, так как раститель-
ность солонцовых пятен, представленная, например, черной полынью,
резко выделяется на фоне злаковой растительности каштановых или
Других степных почв. Степень участия солонцов в таком комплексном
почвенном покрове может быть от нескольких процентов до 60 и более.

Солонцы в естественном состоянии совершенно непригодны для
произрастания деревьев. Эта непригодность определяется как физиче-
скими свойствами солонцового горизонта (плохим водно-воздушным
режимом, связанным с легкой заплываемостью, набухаемостью, клей-
костью и др.), так и его химическими особенностями (наличием соды,
высокой щелочностью и др.). Даже небольшая солонцеватость уже
вызывает резкое снижение продуктивности насаждения. Так, по наб-
людениям С. П. Кравкова в Шиповом лесу, текущий прирост дубового
насаждения на черноземе оказался в четыре с лишним раза выше, чем
на солонцеватой почве (табл. 73).
Таблица 73

Текущий прирост дуба на черноземе
и солонцеватой почве (по данным С. П. Кранкова)

Возраст, ле?	Прирост, дм‘/год		Возраст, лет	Прирост. дм*/еод	
	на черно- земе	ня солонце- ватой почве		на черно- земе	нв солон це- на гой почве
20	5,20	1,31	60	17,60	3,76
40	12,22	3,01	87	14,58	3,00

Однако н в Шиповом лесу и в Теллермановой роще площади, за!
нятые солонцами, по мере рассоления и рассолонцевания постепенно
все же завоевываются лесом.

Из сказанного выше следует, что отрицательные свойства солонца
связаны с наличием в составе обменных катионов нона натрия, содеЯ
жанне которого в солонцовых горизонтах солонцов превышает 20Я
емкости обмена, а иногда доходит до 80%. Поэтому для проведения
мелиорации солонцов нужно удалить из состава обменных катионов
натрий. Это достигается путем замещения его ионом кальция, который
коагулирует почвенные коллоиды, способствует образованию струк-
туры, а следовательно, повышению водопроницаемости, исчезновению
соды и т, д.

Наиболее быстрым и эффективным методом мелиорации солонцов
является внесение в них гипса. Этот прием называется гипсованием
солонцов. Реакция, протекающая при этом в почве, может быть пред-
ставлена следующей формулой:

---Na

пк -j- CaSO4 5^

Na	*

пк Ca-hNa4SO4

Гипс вносится в соответствии с содержанием обменного натрия.
Наибольшие нормы гипсования требуются для содовых солонцов:
до 20—25 т гипса на 1 га. Среднестолбчатые луговые солонцы требуют
5—12 т, а все остальные солонцы — 3—8 т на 1 га.

Внесение гипса должно обязательно сопровождаться соответ*
ствующей обработкой солонцов — глубокой вспашкой. При вспашке
необходимо захватить весь солонцовый горизонт, так как даже не-
большие остатки его являются иногда непреодолимым препятствием
для корней древесных растений. Солонцовый горизонт должен быть
в процессе обработки очень тщательно перемешан с надсолонцовым,
а также с внесенным гипсом. Мелиорация солонцов гипсом значительно
ускоряется при одновременном посеве трав.

В корковых солончаковых солонцах иногда на небольшой глубине
(40—50 см) гипс встречается в подсолонцовом засоленном горизонте.
В этих случаях целесообразно применять глубокую вспашку план-
тажным плугом на глубину до 50—55 см, чтобы вовлечь в пахотный
слой гипс, содержащийся в подсолонцовом горизонте, и при помощи
его произвести мелиорацию солонца.
Мелиорация солонцов гипсом совершается быстро лишь при усло-
вии достаточного содержания в почве влаги. В сухой почве реакция
замещения обменного натрия ионом кальция не происходит или она
совершается чрезвычайно медленно. Поэтому при мелиорации солон-
цов необходимо орошение, а там, где оно не может быть применено, —
снегозадержание.

Мелиорации и освоению особенно легко поддаются степные со-
лонцы, которые в результате мелиорации превращаются в соответ-
ствующие степные почвы: темно-каштановые, светло-каштановые и др.

Мелиорация луговых солонцов более трудна, так как в этом случае
приходится считаться не только с солонцеватостыо, но и с близким
к поверхности залеганием солей и засоленных грунтовых вод. Для
борьбы с этими неблагоприятными факторами приходится прибегать
к промывке почв и дренажу.

Кроме рассмотренных выше натриевых солонцов, в природе встре-
чаются почвы, имеющие все признаки, характерные для настоящих
натриевых солонцов, но не содержащие обменного натрия в сколько-
нибудь заметных количествах. Предполагается, что в этом случае
солонцеватость почв обусловлена содержанием значительного коли-
чества обменного магния. Однако эти почвы до настоящего времени изу-
чены весьма недостаточно и поэтому они здесь не охарактеризованы.

Солоди

Эволюция засоленных почв в процессе рассоления не останав-
ливается на стадии солонца. Дальнейшая эволюция солонцов может
идти в двух направлениях, определяемых главным образом харак-
тером водного режима.

Если уровень грунтовых вод продолжает понижаться и устанав-
ливается водный режим непромывного типа, связь солонца с грун-
товыми водами прекращается. Легкорастворимые соли постепенно вы-
мываются в нижнюю часть почвенного профиля, т. е. в нижнюю часть
промачиваемой толщи. Этот процесс сопровождается сменой расти-
тельности, в составе которой появляются сначала полыни, потом
злаки, т. е. солонцовая растительность постепенно сменяется степной.

.Степная растительность способствует переносу кальция из ниж-
них почвенных горизонтов в верхние.

Кальций, поступающий через растения в верхние горизонты поч-
вы, постепенно вытесняет обменный натрий, находящийся в элювиаль-
ном и особенно солонцовом горизонте, в связи с чем этот горизонт
постепенно начинает утрачивать присущие ему солонцеватые свой-
ства, вплоть до полной потерн их, которая, однако, наступает не ско-
ро, так как все эти явления идут очень медленно. Этот процесс назы-
вается остепнением солонцов и представляет собой первый путь их
эволюции.

Второе направление эволюции солонцов возможно в тех слу-
чаях, когда грунтовые воды остаются близко расположенными к по-
верхности. Водный режим местности может быть при этом как про-
мывного, так и выпотного типа, в зависимости от климатических усло-
вий. Однако даже при общем преобладании водного режима выпотного
типа, в понижениях микрорельефа, в которые стекает некоторый нзбц.
ток поверхностных вод, устанавливается водный режим промывного
типа. Вследствие этого солонцы, которые обычно занимают пониже,
ния микрорельефа, промываются водами атмосферных осадков, к ко-
торым добавляются воды поверхностного стока.

Однако промывание не идет непрерывно. Периоды преоблада.
ния нисходящих токов влаги и в этих случаях сменяются периодами
восходящего ее передвижения, во время которых из грунтовых вод
(хотя верхние слои их и сильно опреснены) будет поступать в верхние
горизонты почвы некоторое, очень небольшое, количество солей, пре-
имущественно натриевых. Почва периодически как бы подсолонцовы-
вается, т. е. в ее коллоидный комплекс будет периодически поступать
некоторое количество обменного натрия. В то же время концентрация
солей последнего будет настолько невелика, что коагуляции колло»
дов происходить не будет. Поэтому распыление и разрушение коллои-
дов, которое начинается еще в стадии солонца, но захватывает лишь
надсолонцовый, или элювиальный, горизонт, в этом случае будет пе-
риодически продолжаться, распространяясь вглубь на весь иллювиаль-
ный солонцовый горизонт, особенно обогащенный коллоидами, а со-
держащийся в солонцовом горизонте гумус вымываться.

Продукты разрушения коллоидов (как основания, так и полу-
торные окислы) вмываются в нижележащие слои, причем полуторные
окислы в виде комплексных запей под защитой гумуса. На некоторой
глубине пачуторные окислы коагулируют и выпадают из раствора,
образуя иллювиальный горизонт. Часть полуторных окислов, нахо-
дящаяся в растворе в периоды восходящего передвижения влаги,
может перемещаться в верхние слои почвы и там выпадать в виде конк-
реций, бобовин и т. п. Особенно это касается окислов железа и мар-
ганца, которые в периоды насыщения профиля почвы влагой могут
восстанавливаться, а поднимаясь затем к поверхности и окисляясь,
выпадать из раствора. В таких почвах на глубине 15—30 см иногда на-
ходят целые залежи «картечи» — шарообразных твердых конкреций,
состоящих из окислов железа и марганца. Источником этих окислов
служит не только сама почва, но и почвенные воды, стекающие в по-
нижения из почв соседних участков.

Кремневая кислота первоначально также переходит в раствор, ве-
роятно, в виде силиката натрия. В дальнейшем, в периоды преобла-
дания восходящих токов влаги, она может подниматься к поверхно-
сти и здесь выпадать из раствора в форме аморфного кремнезема. Это
выпадение может идти физико-химическим путем во время подсыха-
ния почвы (вследствие обезвоживания кремнезема). Однако бачьшое
участие в этом процессе принимают, как это установил И. В. Тюрин,
и живые организмы, в частности микроскопические диатомовые водо-
росли. Они усваивают кремневую кислоту из раствора и используют
ее на построение своих панцырей. После отмирания диатомовых во-
дорослей их панцири накапливаются в верхних горизонтах почвы. I

Кроме панцырей диатомовых водорослей, аморфный кремнезем на-
капливается также в форме фитачитарий — кремневых телец, обра-
зующихся в тканях высших растений (злаков и осок).
Накопление кремнезема приводит к тому, что под гумусовым го-
ризонтом Ai появляется белесый осолоделый горизонт А.., очень на-
поминающий подзолистый горизонт Аг подзолистых почв, лишенный
Епуктуры, но со следами столбчатости, присущей солонцовому го-
ризонту. Мощность осолоделого горизонта может достигать 10—20 см.
h нем нередки скопления конкреций полуторных окислов. Под ним
залегает иллювиальный горизонт В, также иногда сохраняющий
остатки столбчатой структуры солонцового горизонта. В нижней части
оН начинает вскипать с кислотой, т. е. содержит карбонаты. Верхние
горизонты почвы обычно имеют уже слабокислую реакцию.

Образующиеся в результате описанного процесса почвы назы-
ваются солодями, а процесс их образования из солонцов — осолоде-

ние.ч-

Так как морфологическое строение солодей напоминает строение
подзолистых почв, их раньше называли западинными подзолами.

В процессе образования солоди происходит смена растительности:
солончаковая и солонцовая растительность заменяется сначала лу-
говой травянистой, а затем и древесной. Сначала появляется ива, к
которой довольно скоро примешивается осина, а затем и береза. По-
скольку образование солоди происходит обычно в понижении мик-
рорельефа более или менее округлой формы, то и древесное насажде-
ние приобретает форму небольшой рощицы с округлыми очертаниями
и с поперечником от нескольких десятков до нескольких сотен метров.
Такие рощицы в Воронежской области, как уже упоминалось, назы-
ваются «осиновыми кустами», а в Западной Сибири — «колками». Наи-
более распространены они в черноземной зоне и отчасти в лесостеп-
ной. В лесостепи европейской части СССР к осине и березе начинают
присоединяться и широколиственные породы, в том числе дуб.

Процесс превращения засоленных почв в солонцы, а солонцов в
солоди впервые установил К. К. Гедройц. До исследований К. К. Гед-
ройца эти почвы хотя и были известны почвоведам, но сущность их ге-
незиса и природа свойств оставались нераскрытыми. К. К. Гедройц
разработал и научные основы мелиорации этих почв, в особенности
солонцов. Идеи Гедройца получили весьма широкое признание как в
СССР, так и за рубежом.

Наряду с типичным полным проявлением процессов превраще-
ния засоленных почв в солонцы, а солонцов в солоди в природе не-
редки случаи, когда они проявляются в ослабленном виде и тогда
появляются, например, слабозасоленные каштановые почвы, солон-
цеватые или осолоделые черноземы и т. д. В этих случаях соответствую-
щие этим процессам свойства, накладываясь на основные свойства
чернозема или каштановой почвы, не могут подавить последние, а при-
дают всему процессу почвообразования лишь специфический оттенок.
ГЛАВА XVI

ПОЧВЫ ПОЛУПУСТЫННОЙ зоны

Полупустынная зона, или зона пустынных степей, как ее иногда
называют, представляет собой переходную зону между пустынями и
степями. В отличие от степей растительный покров в полупустыне
резко ксерофитный, несомкнутый, и в промежутках между растениями
можно видеть участки открытой почвы, которые, однако, занимают
подчиненное- положение. Общая площадь этой зоны в СССР состав-
ляет 121 млн. га.

Для зоны полупустынь характерен сухой континентальный
климат. Количество осадков не превышает 150—300 мм в год, причем
максимум их приходится на май — июнь; второй, меньший, максимум
бывает в октябре. Высота снегового покрова не превышает 20 см.
Лето жаркое: средние июльские температуры 24—26 С. Зима суро-
вая; средняя температура января от — 16 до— 12° С. Испаряемость
резко преобладает над осадками.

Материнские породы представлены в европейской части СССР
(Заволжье) отчасти внеледниковыми отложениями (сыртовые глины
и лёссовидные породы) и преимущественно отложениями каспийских
трансгрессий, состоящими из разнообразных пород — от тяжелых глин
до песков. В азиатской части СССР в пределах зоны широко развиты
третичные отложения, на продуктах выветривания которых' и разви-
ваются почвы.

На характере ландшафта полупустыни сильно сказывается влия-
ние микрорельефа и связанного с ним режима увлажнения почв грун-
товыми водами. Отражением этого является комплексность почвенного
и растительного покрова. Так, в полупустыне часто закономерно че-
редуются растительные группировки сухостепного (дерновинные злаки
на светло-каштановых почвах) и пустынного типа (полыни, солянки
на сероземах и солонцах). Смена растительности наблюдается и с се-
вера на юг. На севере в ее составе преобладают злаки. К югу они
постепенно уступают место полыням, средн которых чаще встречают-
ся разные формы белой полыни, а на засоленных и солонцеватых
^эстках — черная полынь. На пятнах солонцов растут солянки и
епмеки. На песчаных участках во влажных котловинах встречаются
ппевесные растения: ива, лох, береза, топать, осокорь и осина. Все
Растения отличаются сильно развитой корневой системой.

" Для зоны полупустыни характерны каштановые и светлокашта-
нОвые почвы, близкие друг к другу. Климат зоны обусловливает вод-
ный режим нспромывного типа, причем глубина промачивания при

суглинистом гранулометрическом
составе не превышает 150с.и в каш-
тановых и 120 см в светло-каш-
тановых почвах.

Морфологическое строение
этих почв следующее. Профиль
начинается обычно (в целинных
условиях) корочкой Ai толщиной
3-8 си, которая отличается слит-
ностью, тонкой пористостью и
хрупкостью. Под корочкой нахо-
дится нижняя часть перегнойно-
аккумулятивного горизонта А?,
нижняя граница которого в каш-
тановых почвах проходит на глу-
бине 20—25 см, а в светло-каш-
тановых — 12—15 см. Эта часть
имеет чешуйчато-слоеватую, до-
вольно непрочную структуру. Под
ним залегает очень плотный го-
ризонт В с хорошо выраженной
призматической структурой серо-
вато-бурого цвета, несколько более
темный, чем горизонт Ах. Поверх-
ности структурных отдельностей
блестящие, как бы лакированные

Рис. 86. Распределение гумуса, кар-
бонатов. суммы обменных катионов
и илистой фракции в светло-каштано-
вой почве (по данным Н. И. Усова)

(морфологический признак солон-
цеватости). Нижняя граница этого
горизонта проходит на глубине
окаю 40 см и в нем обычно начи-

чается вскипание; реже оно начи-

нается с поверхности. Под горизонтом В идет карбонатный горизонт
В„. бурого цвета, довольно плотный, с призматической структурой.
Карбонаты могут образовывать белоглазку. На глубине 100—150 см
в каштановых почвах и 80—120 см в светло-каштановых появляются
кристаллы гипса и легко растворимые соли. Содержание гумуса
(рис. 86) в верхнем горизонте каштановых почв колеблется в преде-
лах 2,5—3,5%, а в светло-каштановых — от 1,5 до 2,5%. Верхние
горизонты почв несколько обеднены илистой фракцией, а в горизонте
В наблюдается ее накопление.

Емкость обмена (табл. 74) при суглинистом гранулометрическом
составе почв составляет 30—40 мг-экв, причем наряду с кальцием н
магнием в составе обменных катионов очень часто имеется и натрий
особенно в нижней части профиля. Его наибольшее содержание совпа’.
дает с горизонтом накопления илистой фракции.

Таблица 74

Содержание и состав обменных катионов. pH и сумма водорастворимых
солей в светло-каштановой почве, Заволжье (по Н. И. Усову)

Гори- зонт	Глубина и:»ятня образца, см	pH ВОДНОЙ суспен- зии	Сумма раствори- мых солей (в % от веса сухой почвы)	Содержание обменных катионов, ма-ми на 100 а сухой почвы				Состав обменных i катионов (и % от I суммы)		
				Са**		Na*	сумма	Са**	Mg»!-	Nabi
А	0—10	7,7	0,14	33,3	ад	1,6	37,4	90	6	4 1
В	25—35	7,7	0.17	32,2	ад	2,9	38.6	84	9	7 ।
В	55-65	8,2	0.23	26,1	ад	.3,9	33,3	78	10	12 I
С	90—100	8,3	0,90	14,7	10,3	5,6	30,6	48	34	18
с	140—160	8,3	1,56	—	—	3.2		—	——	— I
с	190-210	8,3	1,83	—	—	2,4	—	—	—	— fl

Более или менее значительное содержание обменного натрия сви-
детельствует о солонцеватости почвы, которая и явилась, очевидно,
причиной пептизации и перемещения вниз илистых частиц. Солонцева-
гость служит одновременно и причиной большой уплотненности го-
ризонта В. Вскипание почвы в данном разрезе начинается с поверх-
ности. Поэтому, а также ввиду значительной солонцеватости, весь
почвенный профиль обладает щелочной реакцией. Во всем профиле
имеются, хотя и в небольшом количестве, легкорастворимые соли.
В глубоких горизонтах их содержание превышает 1%.

Валовой состав показывает небольшой, но отчетливо выраженный
вынос из верхнего горизонта оснований магния, натрия и кальция*
а также заметный вынос глинозема из верхнего горизонта и накоп-
ление его в нижележащих. Эти признаки совпадают с указанной выше
солонцеватостыо, которая и явилась причиной передвижения илис-
той части и, следовательно, обеднения глиноземом верхних горизонтов.

В этой зоне иногда наблюдается близкое залегание грунтовых вод.
В этих случаях образуются лугово-каиипановые почвы. Если они за-
нимают замкнутые углубления с повышенным увлажнением за счет
стока в них талых вод, почвенно-грунтовая толща выщелачивается от
солей и образуются выщелоченные лугово-каштановые почвы. Если до*
волнительного увлажнения нет, то в зависимости от близости уровня
грунтовых вод, степени их засоленности и состава солей могут обра-
зоваться лугово-каштановые почвы карбонатные, солонцеватые И
солончаковатые.

В южной части полупустынной зоны распространены бурые пус-
тынно-степные почвы, которые не следует смешивать с бурыми лес-
ными почвами. Эти почвы обладают в основном теми же признаками,
что и светло-каштановые, но содержат еще меньше гумуса, имеют бо-
лее короткий почвенный профиль и характеризуются еще более енль*
нон солонцеватостыо. Наиболее резко от светло-каштановых почв они
уличаются по составу растительности, которая представлена исклю-
чительно полынями, преимущественно белой полынью и солянками.
Злаки и эфемеры встречаются очень редко.

На фоне светло-каштановых почв в большом количестве встре-
чаются солонцы, образующие вместе с ними комплексный почвенный
покров. Значительно менее распространены засоленные почвы. Засо-
ление их чаще всего носит остаточный характер. Солончаки, связан-
ные с грунтовыми водами, встречаются обычно лишь на нижних тер-
расах рек.

Наконец, в зоне распространения каштановых почв в замкнутых
неглубоких депрессиях встречаются еще темноцветные почвы.

Депрессии при общем равнинном характере рельефа местности
служат водосборами, которые во время весеннего снеготаяния полу-
чают, хотя и не ежегодно, дополнительное количество влаги за счет
поверхностного стока с соседних более возвышенных участков. Бла-
годаря дополнительному количеству маги в депрессиях устанавли-
вается водный режим промывного типа, и из всей почвенно-грунтовой
толщи выщелачиваются легкорастворимые соли и гипс. Кроме того,
дополнительное увлажнение обеспечивает развитие достаточно мощ-
ной травянистой растительности, что способствует формированию хо-
рошо выраженного гумусового горизонта мощностью до 40—50 см с
содержанием гумуса до 5—6%. Под гумусовым горизонтом А| нахо-
дится карбонатно-иллювиальный горизонт Вк, переходящий постепен-
но в карбонатную породу С„. В целом профиль темноцветных почв
напоминает профиль маломощных черноземов.

В особенно крупных депрессиях — лиманах, площади которых
достигают нескольких тысяч гектаров, распространены солоди.

Темноцветные почвы обладают благоприятными свойствами, поэ-
тому во многих местах они служат основным фондом пахотных земель.
Лесорастительные свойства этих почв вполне удовлетворительны,
поэтому в больших падинах успешно создаются плодовые насаждения
и полезащитные полосы. Однако общая площадь таких почв очень
невелика.

Лесорастительные свойства светло-каштановых и бурых пустынно-
степных почв неблагоприятны. Причина этого заключается, во-первых,
в недостаточном увлажнении, во-вторых, в солонцеватости всех этих
почв, в-третьих, в их засоленности. Засоленность выражается в том,
что в нижней части профиля, начиная с глубины около 1 м, а часто
и ближе к поверхности, в светло-каштановых и бурых пустынно-степ-
ных почвах, кроме гипса, всегда содержатся еще легкорастворимыс
соли натрия и магния — сернокислые и хлористые, которые даже в
небольших количествах губительны для большей части древесных по-
род. Освоение этих почв под древесные насаждения требует прежде
всего улучшения условий увлажнения как для того, чтобы обеспечить
Влагой древесные и кустарниковые растения, так и для того, чтобы
вымыть из почвы вредные соли. Там, где нет орошения, это может
быть достигнуто лишь путем снегонакопления. Не менее важен также
правильный подбор древесных пород, способных переносить некото-
рую солон цеватость и небольшое количество солей.
Лучшими лесорастительными свойствами обладают светло-кащ?»1
новые почвы супесчаного механического состава, так как они содерл
жат меньше солей. На них вполне можно создавать устойчивые дпЯ
весные полосы, особенно при соответствующем подборе пород. jj

Неблагоприятные свойства светло-каштановых и бурых пустынно-
степных почв требуют особенно тщательной подготовки их к посевам^
и посадкам древесных и кустарниковых растений. Эта подготовка
должна во всех случаях заключаться прежде всего в глубокой вспащ.
ке, сопровождаемой почвоуглублением до 50—60 см. При значительной
солончаковатости и солон цеватости может оказаться необходимым Па-
рование в течение 1—2 лет, сопровождаемое снегонакоплением ддя
вымывания солей из почвенного профиля.

В комплексе со светло-каштановыми почвами, как мы уже гово-
рили, всегда встречаются солонцы, иногда в довольно значительном
количестве. Они требуют мелиоративных мероприятий, описанных в
предшествующей главе. При освоении таких площадей под лесона-
саждения (при значительном участии солонцов в комплексе) мелио-
рации должна подвергаться вся площадь, занимаемая насаждениями.
При малом участии солонцов мелиорация может касаться только их
и проводится выборочно.

Как показывает опыт, создание древесно-кустарниковых насаж-
дений в зоне светло-каштановых почв вполне возможно, но ввиду очень
трудных лесорастительных условий оно требует от лесовода особенно
внимательного учета всей природной обстановки и тщательного при-
менения всех необходимых агротехнических и мелиоративных меро-
приятий и целесообразного подбора пород. Создание древесных на-
саждений на почвах пату пустынной зоны значительно облегчается
при орошении.

Задачи полезащитного лесоразведения в полупустынной зоне не-
скатько иные, чем в степной. Катичество атмосферных осадков в степ-
ной зоне в большинстве случаев может считаться достаточным для
выращивания хороших или удовлетворительных урожаев. Поэтому
полезащитное лесоразведение в степной зоне направлено на сохра-
нение и возможно более равномерное распределение на площади, охва-
ченной полезащитными патосами, всех выпадающих атмосферных осад-
ков, в первую очередь снега. В этих условиях наибатее целесообразно
применение ажурных и продуваемых патос и создание в межпатосных
клетках кулис из высокостебельчатых растений: кукурузы, подсол-
нечника и т. п.

В зоне полупустыни осадков, выпадающих на данную площадь,
как правило, недостаточно для получения удовлетворительного урожай,
поэтому там нужно добиваться дополнительного увлажнения. При от-
сутствии орошения дополнительное увлажнение можно патучить лишь
путем накопления снега на сельскохозяйственных площадях за счет
соседних, нераспахиваемых территорий. Накопление снега может быть
наилучшим образом осуществлено при помощи древесно-кустарни-
ковых снегонакопительных кулис. Такие кулисы могут быть меньшей
высоты, чем патезащитные полосы в степной зоне, но они должна
располагаться чаще. Форму кулис, их размеры, расстояния междЗА
мн и их направление необходимо сообразовать с рельефом и усло-
виями зимы, в особенности с ветровым режимом, поскольку снег пере-
носится ветром.

Двадцатилетние снегонакопительные однорядные кулисы из
вяза мелколистного на почвах солонцового комплекса показаны на 

Рис. 87. Лвадпатилетние снегонакопительные однорядные кулисы из вяза
мелколистного на почвах солонцового комплекса. Фото 1971 г. Джаиыбекскнй
стационар АН СССР.Северный Прикаспнй. Рейка на снимке имеет высоту 2.и

рис. 87. Успешное выращивание таких насаждений в подобных усло-
виях во многом определяется целесообразным подбором древесных и
кустарниковых пород, которые должны обладать соле- и солонцеустой-
чивостью. Примером таких пород могут служить вяз мелколистный
из древесных пород, а из кустарников — смородина золотистая, жи-
молость татарская, лох узколистный.
ГЛАВА XVII

ПОЧВЫ ПУСТЫННОЙ зоны

Зона пустынь расположена к югу от зоны полупустынь. Все пус-
тыни, встречающиеся в пределах СССР, относятся к области уме-
ренного климата, поэтому ниже пойдет речь о зоне пустынь умерен-
ного климата. Площадь зоны пустынь в СССР составляет 164 млн. га.

Пустыни СССР можно разделить на две большие подзоны: пес-
чаных пустынь и лёссовых предгорных р а в •
и и н. К подзоне песчаных пустынь относятся часть Прикаспийской
низменности, пески Каракумы, Кызылкум, Муюнкум, пески Семи-
речья н Туранская низменность; к подзоне лёссовых предгорных рав-
нин (которую иногда выделяют в особую предгорно-полупустынную
зону) — предгорные равнины Копетдага и Тянь-Шаня вплоть до Зан-
лийского Алатау.

Климатические условия зоны пустынь характеризуются премЛ
всего малым количеством осадков, особенно в подзоне песчаных пус-
тынь, где оно колеблется в пределах 80—150 мм. В подзоне лёссовых
предгорных равнин оно может достигать 300 мм. Отличительная черта
зоны — неравномерное распределение осадков в течение года: наи-
меньшее количество их приходится на лето, причем в средней и южной
частях зоны с конца мая до середины октября они почти совсем от-
сутствуют. Выпадение осадков начинается с конца октября, а мак-
симальное количество приходится на начало или середину весны.
Температуры летом очень высоки: средняя июльская достигает 26— 30е.
Зима в северной части зоны суровая. К югу средние зимние темпера-
туры повышаются: от — 12° на севере до 2Э в южной части зоны. Вмес-
те с тем зимние минимальные температуры даже в южной части зоны
могут быть очень низкими, до — 30° С. Вообще же температурный ре-<
жим зимы отличается крайней неустойчивостью. Вследствие высоких
летних температур и малого количества осадков относительная влаж-
ность воздуха в среднем составляет 20—30%, а в дневные часы мо!
жег опускаться ниже 10%. По этим же причинам и испаряемость очень,
велика и в некоторых пунктах зоны достигает 2000 мм в год.
Песчаные пустыни сложены древнеаллювиальными песчаными на-
aocaMii, нередко сильно переработанными ветром, предгорные равни-
лёссом — продуктом выветривания кристаллических и иных по-
поД. из которых образованы прилегающие горные массивы, откуда он
вносится текучими водами. В отличие от лёссов европейской части
дССР. сильно обогащенных кварцем, среднеазиатские лёссы богаты по-
левыми шпатами, что указывает на их меньшую выветренность.

Растительность в подзоне пустынь состоит из разных злаков, осок
И кустарников, приспособленных к жизни на песках. Из кустарни-
ков особенно распространены джузгун (Calligonum turkestanlcum) пес-
чаная акация (Ammodendron Connolyi) и др., способные образовывать
придаточные корни по мере засыпания ствола наносимым песком. Из
древесных растений широко распространен саксаул, достигающий
4—6.4 в высоту и имеющий искривленные, иногда полулежачие ство-
лы, поперечник которых может доходить до 1 м. Значительные участки
песчаных пустынь (сыпучие пески) почти лишены растительности.

В подзоне лёссовых предгорных равнин растительность развивает-
ся чрезвычайно быстро весной, образуя сплошной покров, и так же
быстро выгорает в конце весны — начале лета. Растения с таким ко-
ротким циклом вегетации называются эфемерами. Из них наибольшее
значение имеют мятлик живородящий и осока узколистная. К эфе-
мерам относятся также мак, большая группа лилейных (например,
тюльпаны) и др. Некоторые растения, например молочай, могут веге-
тировать в продолжение всего лета. В речных долинах растительность
гораздо разнообразнее и благодаря близости грунтовых вод вегети-
рует все лето. На поймах рек встречаются тугайные леса из различных
видов тополя, ивы, лоха. Широко распространены в поймах рек за-
росли камыша и тростника, достигающие 6—8 м в высоту.

Об образовании настоящей почвы в подзоне песчаных пустынь
говорить трудно. Там, где пески закреплены растительностью, в их
верхних слоях начинается новообразование мелкозема, как за счет физи-
ческого выветривания, так и под воздействием растительности, являю-
щейся источником зольных веществ. Песок в результате накопления
мелкозема несколько цементируется, однако заметного накопления гу-
муса не происходит. Водный режим в песках, закрепленных расти-
тельностью, бывает непромывного типа, причем вследствие малой вла-
гоемкости песков глубина промачивания, несмотря на небольшое ко-
личество осадков, оказывается довольно значительной. Под обнажен-
ными песками водный режим относится к типу периодически про-
мывного. Именно здесь происходит питание грунтовых вод влагой
атмосферных осадков. Возможно, что существенным дополнительным
источником влаги на песках является конденсация. По наблюдениям
В- Е. Сочеванова в Прикаспийской низменности, конденсация может
Давать дополнительно к осадкам до 100 мм в год, но считать эту циф-
ру вполне достоверной нельзя.

На предгорных лёссовых равнинах наиболее распространенный
тип почв—сероземы. Водный режим сероземов - непромывного типа.
Так как главная масса осадков выпадает в прохладное время года,
они очень полно поглощаются почвой, и глубина промачивания на
сероземах достигает 120—150 см. В период вегетации естественной цЛй
культурной растительности этот запас влаги очень быстро расхо.
дуется растениями, причем влажность почвы падает до величины Вдзд*
ности завядания, а в верхних слоях — даже до максимальной гигром
копнчностн.

Морфологическое строение сероземов отличается однообразием
всего профиля. Общая окраска почвы светло-серая с палевым оттенком.*!
В верхней части профиля выделяется дерновый горизонт мощностью
в несколько сантиметров, обладающий чешуйчато-мелкокомковато#
структурой. Ниже идет гумусовый горизонт мощностью 12—15 см с
несколько более темной окраской, чем остальной профиль, и комко-
ватой структурой. Еще ниже идет карбонатно-иллювиальный гори-
зонт со слабым желтовато-бурым оттенком. Его верхняя часть до глу.
бины 40—50 см имеет резко выраженное дырчатое строение, так как
почва на этой глубине обильно пронизана ходами и камерами беспоз-
воночных животных. В средней части карбонатно-иллювиального го-
ризонта встречаются в довольно большом количестве карбонатные
конкреции, которые книзу при переходе в карбонатную же породу —
лёсс — исчезают. В нижних слоях породы с глубины около 2 .« по-
падаются скопления мелких кристаллов гипса.

Гранулометрический состав серозема однообразен. В нем резко
преобладает характерная для лёссов фракция крупной пыли (0,05—,
0,01 мм), которая во всех горизонтах составляет свыше 50% всей
массы. В пределах горизонта В наблюдается небольшое увеличение
по сравнению с материнской породой содержания самых мелких фрак-
ций, т. е. 0,005—0,001 и мельче 0,001 мм за счет соответствующего
небольшого уменьшения содержания более крупных фракций. Эго
свидетельствует о том, что в горизонтах А1 и В происходит процесс
оглинивания, т. е. выветривания первичных минералов с одновре-
менным накоплением вторичных. Однако процесс этот выражен
слабо.

Содержание растворимых солей в типичном сероземе (рис. 88)
в пределах собственно почвенного профиля, т. е. до нижней границы
промачиваемой толщи, очень невелико и не выходит за пределы
1—2 мг-экв на 100 г почвы или нескольких сотых долей процента от
веса почвы. И только под нижней границей почвенного профиля
имеется накопление легкорастворимых солей, главным образом суль-
фата кальция, в гораздо меньшем количестве — сульфатов натрия
и магния и в весьма незначительном количестве — хлоридов. Мощ-
ность слоя накопления солей может достигать нескольких метров,
а их содержание— 10—15 мг-экв на 100 г почвы, или 1—1,5% от
веса почвы.

В составе обменных оснований в почвенном профиле преобладает
кальций, который книзу уступает место магнию. Емкость обмена не-
велика. Она несколько уменьшается сверху вниз, отчасти, вероятно,
вследствие уменьшения содержания гумуса, отчасти вследствие умень-
шения содержания минеральных коллоидов.

Валовой химический состав типичного серозема позволяет утверж-
дать, что никакого передвижения окислов, входящих в состав алю-’
мосиликатной части, не происходит, и что, следовательно, процесс
гЛинивания идет без потери продуктов выветривания. Содержание
rv.\fyca лишь немного превышает 1%. Значительное содержание
/арбонатов (свыше 7% СОг) наблюдается уже с самой поверхности —
Чфта, весьма характерная для сероземов.

сп

Рис. 88. Солевые профили сероземов:

Анионы	?

Йалобого
гипса

а — светлого, б — типичного (по данным Б. В. Горбунова)

Сероземы делятся на четыре подтипа: светлые, типичные, тем-
ные. выщелоченные.

В подзоне лёссовых предгорных равнин, строго говоря, встре-
чаются только два первых подтипа. Два последних распространены
уже в горах, где годовая сумма осадков значительно больше, чем на
предгорных равнинах. Поскольку вес четыре подтипа генетически
весьма близки, они рассматриваются ниже вместе. Порядок, в котЗ
ром они перечислены, соответствует увеличению высоты над урок,
нем моря и, следовательно, увеличению влажности климата. Свет-
лые сероземы встречаются на низких равнинах, типичные — набЗ
лее высоких равнинах и низких предгорьях, темные — на средних
предгорьях и, наконец, выщелоченные сероземы поднимаются дв.
1500—1800 м над уровнем моря, где сменяются уже коричневыми и
бурыми лесными почвами.

Подтипы сероземов различаются по многим признакам, преиму-
щественно количественным. Так, содержание гумуса в светлых се-

Симпа обнеи-

ншытио-	О W 20	Я Ь0 0 10 20 Я <0	О Ю 20 Я М	0	Ю 20 Я

наб S мг-зкй	।—।—	* 1	—1—I——i—।	।—L_i___l—j	i	1 j___—_i

Рис. 89. Распределение гумуса, карбонатов и суммы обменных катионов в профиле
сероземов разных типов (по данным Б. В. Горбунова):

а — светлый, б — типичный. л — темный, a — выщелоченный

роземах обычно не превышает 1%, а в типичных колеблется в пределах
1—2, в темных доходит до 3, а в выщелоченных—до 4—5% (рис. 89).
Все подтипы содержат карбонаты с поверхности, но содержание их
в верхних горизонтах падает от светлых сероземов к выщелоченным»
достигая в последних лишь нескольких десятых процента. Состав алкЯ
мосилнкатной части совершенно однороден в светлых и типичных се-
роземах. В темных сероземах, и особенно в выщелоченных, уже
имеются некоторые признаки распада алюмосиликатной части и не-
которого передвижения вниз полуторных окислов.

Все незасоленные сероземы вследствие малой выщелоченности и
благоприятного минералогического состава отличаются большими за-
пасами питательных веществ, однако плодородие их ограничивается
недостатком влаги. Поэтому сельское хозяйство на сероземах ведется
преимущественно с применением искусственного орошения, при ко-
^ром получают очень высокие урожаи. Впрочем, обилие тепла, а при
||Скусственном орошении — и влаги, делает естественный запас пи-
тательных веществ уже недостаточным, вследствие чего в этих усло-
виях оказывается целесообразным и применение удобрении, которые
сще больше повышают продуктивность сероземов.

Так как грунтовые воды, а иногда и подстилающие грунты, а
также поливные воды, бывают засолены, при орошении приходится
обращать особенное внимание на возможность вторичного засоления
(см. стр. 393).

Многовековая поливная земледельческая культура привела к об-
разованию в поливных оазисах своеобразных почв, которые принято
называть староорошаемыми сероземными почвами. Их образование
связано в основном с тем, что во время орошения на поверхности
осаждаются минеральные частицы, взвешенные в поливной воде,
а также различные землистые и органические удобрения. Мощность
таких наносов, называемых культурно-ирригационными, достигает
1—2 м и более.

Древесные насаждения широко применяются при орошении для
озеленения населенных мест, обсадки оросительных сооружений: во-
дохранилищ, каналов и т. п.

Опыт показывает, что при надлежащем подборе пород, ассорти-
мент которых в этих условиях может быть очень велик, древесные
насаждения дают прекрасные результаты. Больше трудностей встре-
чается при засолении.

Наряду с орошаемым земледелием на сероземах ведется и бо-
гарное, т. е. неполивное, основанное на использовании естественного
увлажнения атмосферными осадками. Опытными станциями успешно
разрабатывается такая агротехника, которая позволяет и в условиях
богарного хозяйства получать высокие урожаи, главным образом пше-
ницы — важнейшей культуры богарного земледелия.

На Милютинской опытной станции около г. Самарканда Г.А. Лав-
роновым в 1937 г. начаты опыты лесоразведения в богарных условиях.
Из большого числа испытывавшихся пород многие оказались совер-
шенно непригодными и быстро погибли. Другие же — карагач, бу-
харский миндаль, белый ясень, джида, гледичия, маклюра, желтая
акация и рассеченнолнстная груша — прижились и дают ежегодный
прирост в высоту от 20 до 44 см. Карагач к 1946 г. достиг 5 м.

Наиболее важное условие успешного лесоразведения на богаре —
правильный подбор площадей питания, т. е. недопущение чрезмерно
густых посадок и хороший уход, который заключается главным обра-
зом в уничтожении сорняков. По опытам Г. А. Лавронова, площади
питания должны достигать 10—20 ж*.

Имеются также удачные опыты лесоразведения в горах, главной
целью которого является борьба с разрушительными селевыми пото-
ками. Некоторые из этих опытных насаждений были заложены еще
в прошлом столетии и дали хорошие результаты. Они создавались на
темных и выщелоченных сероземах и на коричневых почвах, полоса
распространения которых начинается выше полосы распространения
выщелоченных сероземов.
Кроме сероземов, в пустынной зоне встречаются еще лугово-сеш*
земные почвы. Они по своим свойствам близки к сероземам, но обра.
з у юте я при близком залегании грунтовых вод, в связи с чем обладаю]
повышенным содержанием гумуса и некоторой глееватостью.

Наконец, в этой же зоне выделяют в каменистых пустынях серо,
бурые пустынные почвы, называемые иначе гипсоносными сероземами.
Их поверхность часто покрыта галечниково-щебенчатым панцирем'
Для почвенного профиля характерно наличие на глубине нескольких
сантиметров обильных волокнистых скоплений гипса.

В плоских микропонижениях пустынной зоны встречаются та-
кыры. Они лишены или почти лишены растительности, если не считать
пленки синезеленых водорослей, которая обычно встречается на их
поверхности.
ГЛАВА XVIII

ЛЕСНЫЕ ПОЧВЫ ЮЖНЫХ ГОРНЫХ
ОБЛАСТЕЙ СССР

В южных горных областях СССР (Карпаты, Крым, Кавказ, За-
кавказье, Тянь-Шань, горы Дальнего Востока) распространены лес-
ные почвы нескольких типов, характерных только для гор. Эго бурые
лесные почвы, коричневые почвы, красноземы и желтоземы. Из них
последние три типа характерны для субтропиков: коричневые почвы
для сухих, а красноземы и желтоземы — для влажных.

Бурые лесные почвы

Бурые лесные почвы — наиболее характерные представители
почвы буроземно-лесных областей — не образуют сплошной зоны.
Ареалы их распространения приурочены к холмистым, предгорным
и горным районам Закарпатья, Крыма, Кавказа, Тянь-Шаня и Даль-
него Востока. В результате развития за последние годы почвенных
исследований в Сибири возник вопрос о том, что к типу бурых лесных
почв может быть относятся и некоторые лесные почвы Урала, Саян,
Забайкалья и т. д. В связи с этим ареал распространения бурых лес-
ных почв расширяется, а физико-географические условия их распрост-
ранения оказываются все более и более разнообразными. Однако этот
вопрос пока еще окончательно не решен.

Бурые лесные почвы образуются на очень разнообразных мате-
ринских породах: плотных и рыхлых, изверженных и осадочных, под
широколиственными (бук, граб, дуб, каштан) и хвойными (ель, пихта,
кедр, лиственница) породами. Общая площадь, занимаемая этими поч-
вами в сумме с красноземом и желтоземом в СССР, — около 21 млн. га.

Климат обычно умеренно теплый и умеренно влажный. Зима может
быть теплой (Кавказ, Крым), но может быть и холодной (Саяны,
Тянь-Шань). В последнем случае зима обычно многоснежная.

Профиль бурозема (как сокращенно называют бурые лесные
почвы) имеет следующие отличительные морфологические признаки.

14 РоА«, Смирнов	•	41?
Под лесной подстилкой, мощность которой равна нескольким сантц-
метрам, залегает перегнойно-аккумулятивный горизонт Ai темпо-бу,
рого цвета мощностью 5—25 см. Этот горизонт обладает довольно
прочной характерной зернисто-комковатой структурой, рыхлым ело-
жением и более или менее тяжелым гранулометрическим составом
(суглинок). Ниже идет переходный горизонт АВ также бурого цвета
но несколько более светлый, с хорошо выраженной комковатой струк-
турой без заметного уплотнения, мощностью от 10 до 30—35 см. Еще
глубже начинается обычно уже кора выветривания, представляющая
собой чаще всего бурую или желтую глину. В ней на некоторой глу-
бине начинает встречаться щебенка плотной породы, которая, впрочем
в других случаях может встречаться и с самой поверхности. В настоя-
щих буроземах, таким образом, нет никаких признаков ни подзо-
листого, ни иллювиального горизонта.

Аналитическая характеристика типичных бурых горнолесных
почв приведена в табл. 75, 76 и 77. Данные таблиц заимствованы из
работ В. М. Фридлянда и Т. А. Соколовой (разрез № 6). В первом
из этих разрезов материнской породой является элюво-делювий юрских
сланцев. Растительность — буково-пихтовый лес. Во втором разрезе
материнская порода — песчаники, растительность — низкорослы»
монгольский дуб.

Из данных табл. 75 видно, что обе почвы по гранулометричес-
кому составу являются суглинками, довольно однородными по про-
филю. Сколько-нибудь заметного перераспределения ила в первом
разрезе нет. Во втором разрезе имеет место некоторое обогащение
илом средней части профиля. Содержание гумуса (см. табл. 76) в верх-

Таблица 75

Гранулометрический состав типичных бурых лесных почв
(в % от веса сухого мелкозема)

Гл убнна взятия обрлзцп, см	Горизонт	Размеры частиц, мм					
		1-0.25	0.26—0.06	0.06-ОДЛ	0.01-0.006	0,006-0,001	< 0.0011
2-7	Т ипична.  Аз	ч бурая ж  10	•сна я пенве  Разрез  8	с хребта № 62  34	Абаго. (1  1	(авказ).  21	20
22-27	АВ	9	20	21	11	19	20
40-45	В	8	23	27	10	16	16
70-75	ВС	11	19	26	10	13	21
105-110	С	23	21	17	8	12	19
2-8	Типичная  А,	бурая .iect (Дам  14	шя почва чий Воспю  35	из окрест* к). Разрег  16	остей оз.  Л6 6  10	Чукчагир  14	11
8-13	А^	2	36	19	10	17	16
13-22	В	1	50	4	10	15	20
25-35	ВС	5	34	26	5	10 -	20
35-45	ВС	4	50	14	7	10	15
Содержание гумуса и обменных катионов в типичных горно-
лесных бурых почвах

Глубина  В.ЧЯТПЯ образца, см	Горизонт	Гумус (» % от веса сухой почвы)	pH  ВОДНОЙ суспензии	Содержание обменных катионов, лет-зк» на 10й 1 сухой почвы			
				Са»*-	Мг»»	АН»	Сумма

Типичная бурая лесная почва с хребта Абаго (Кавказ).
Разрез .Xs 62

2—7	А!	5,02	6,9	18,2	2.4	0,0	20,6
22—27	ЛВ	2,94	7,00	14,2	2,6	0.0	16,8
40-45	В	1,25	6,9	9,0	2,7	0,0	11.7
70-75	вс	0,53	6,5	5,9 >	3,1	Сл.	9.0
60-110	с	0,33	5,7	3,8	2,4	2,2	8.4
	Типичная бурая лесная			почва из окрестностей			
	оз. Чукчагир (Дальний			Восток).	Разрез № 6		
0-2	Ао	20/4	4,40		не определено		
2-8	А,	14,49	6,20	29,8	5,8	—	35,6
8—13	Л,В	3.73	5,50	10,2	4,8	—	15,0
13-22	В	3.16	5,05	5,8	3,2	—-	0,0
25-35	ВС	2,17	4,95	3,2	1.6	—	4.8
35—45	ВС	1,13	4,45	1,6	2,7	—	4,3

нем слое разреза № 62 равно 5%, а в разрезе № 6— 14%, причем книзу
в обоих разрезах оно уменьшается довольно постепенно. Реакция (pH)
в первом профиле почти нейтральная, за исключением самого ниж-
него слоя, где она сдвигается в сторону кислой (5,7), чему соответст-
вует появление алюминия в составе обменных катионов. Во втором
разрезе реакция кислая во всей толще. Обменные катионы представ-
лены исключительно Са2+ и Mg2+. Их сумма довольно велика в верх-
ней части профиля, что обусловлено накоплением гумуса, а книзу,
с уменьшением содержания последнего, — падает. Валовой состав
(см. табл. 77) очень однороден по профилю. Перемещения полуторных
окислов в профиле нет, что соответствует отсутствию перемещения ила.
В верхних слоях имеет место биологическое накопление СаО, К2О,
МпО и SO3. Сопоставление состава почвенных горизонтов с составом
породы (нижняя строка табл. 77) свидетельствует, что в процессе
выветривания породы имела место потеря кремнезема и накопление
А1.,О3, СаО и MgO.

В разрезе № 6 следует отметить постепенное увеличение книзу
содержания SiO2 при постоянстве содержания Л12О3 и Fe2Os. Это сви-
детельствует об энергично идущем процессе выветривания. Обращает
на себя внимание огромное накопление Fe2O3 в почвенном профиле
по сравнению с породой — примерно в пять раз, значительно пре-
вышающее накопление А12О3. Это очень характерная черта образо-
вания бурых почв. При оценке этого факта не следует однако забывать
о том, что анализы относятся только к мелкозему, который в профиле
составляет от 30% в верхней части до 20% в нижней от общей массы.
99,89
99.94
99,ад
99,9|
99,95
99,36

Бурая лесная почва с хребта Абам (Кавказ). Разрез № 62

2-7	А	72,68	13,05	6,09	0,86	0,22	0,18	0,11	1,72	1,34	2,93	0,71
22-27	АВ	72,83	13,17	7,05	0.83	0,31	0,14	0,07	1,18	1,36	2,33	0,67
40-45	В	73,15	13,22	7,41	0.84	0,32	0,19	0,05	0,66	1,14	2,35	0,65
70-75	ВС	72,71	13,79	7,00	0,79	0,28	0,16	0,05	0,60	1,53	2,32	0,77
105-110	С	71,82	14,81	7,10	0,88	0,30	0,17	0,03	0,61	1,25	2,31	0,64
Порода		81,98	8,74	7,45	—	—	—	—	0,27	0,92		

Бурая лесная почва из окрестностей оз. Чукчагир (Дальний Восток)

Разрез А& 6

2-8	А.	62,80	18,30	8,18	—-	—	—.		2,75	2,61	2,17	2,02	98.83
8-13	AtB	63,08	18,19	023	—				—	2,35	2,57	1,87	1.79	99.08
13-22	В	63,26	18,36	8.86	—	—	—	в—	2,08	2,56	1,86	1.78	98,77
25—35	ВС	67,29	18,20	6,15	—		—	—	1,09	1,62	2,28	1.93	98.56
35-45	ВС	70,14	16,99	1,80	—	—	—	—	0,77	2,53	2,34	2.17	99.74
Порода		76,08	13,45	1,71	—	—	—	—	0,45	0,69	2,14	3,28	98,24

Примечание. Прочерк означает, что данные показатели не определялись.

При пересчете на всю массу почвы степень накопления железа зна-
чительно уменьшится.

Таким образом для типичных бурых лесных почв характерно
полное отсутствие как морфологических, так и химических призна-
ков оподзоливания. Существенными чертами образования этих почв
является оглнниванне профиля и биологическое накопление гумуса
и некоторых оснований. Отсутствие оподзоливания, несмотря на то,
что буроземы обладают водным режимом промывного типа и обра-
зуются под лесами, в том числе и под хвойными, требует объяснения.
Причина заключается, по-вндимому, в том, что буроземы обладают
прочной структурой, обеспечивающей хорошую водопроницаемость.
Кроме того, буроземы образуются в условиях рельефа, способст-
вующих быстрому оттоку влаги. Эти два факта обусловливают невоз-
можность возникновения избыточного увлажнения, а следовательно,
и восстановительных условий, и обеспечивают сохранность в профиле
почвы железа. Железо способствует прочности структуры; оно обра-
зует пленки на поверхности минеральных зерен, защищает их от дей-
ствия факторов, которые могли бы вызвать их распад.

Таким образом, сохранность и неподвижность железа, отчет-
ливо демонстрируемая валовым составом разреза №6, являются глав-
ным условием сохранности всего профиля бурозема в целом. Изме-
нение условий в сторону хотя бы кратковременного переувлажнения
приведет к восстановлению железа, вслед за чем может начаться
и оподзоливание. Причиной этого может стать смена растительности.
В связи с только что сказанным средн буроземов различают три
пятила: типичные, ненасыщенные и оподзоленные. Некоторые иссле-
Кватели предполагают, что при оподзоливании бурых почв происхо-
не настоящее оподзоливание, а «лессиваж» (см. гл. XII), т. е.
''умывание из верхних слоев почвы ила без его предварительного
паспада. Однако строгих доказательств правильности таких представ-
лений не имеется.

' В тех же областях, где распространены буроземы, на карбонат-

ных породах образуются бурые рендзины — почвы, аналогичные дер-
ново-карбонатным почвам лесной зоны.

Изложенные только что отличительные особенности буроземов
следует рассматривать лишь как самые общие. Генетический тип бу-
роземов пока еще не вполне «устоялся». И так как исследования
последних лет в западной части европейской территории СССР и в Си-
бири показали, что этот тип имеет значительно большее географи-
ческое распространение, чем предполагалось до сих пор, то пытаться
заключить его в строгие рамки было бы преждевременно.

Лесорастнтельные свойства буроземов могут быть оценены доста-
точно высоко. Отсутствие оподзоливания и близкое залегание корен-
ных пород, часто кристаллических, обеспечивают достаточно большое
количество питательных веществ. Прочная структура обеспечивает хо-
роший водно-воздушный режим этих почв, который в сочетании с реак-
цией, близкой к нейтральной, способствует процессам нитрификации.
В силу всего этого продуктивность насаждений на буроземах, как
правило, высокая. Поскольку буроземы встречаются в горных облас-
тях со значительными уклонами поверхностей и часто с маломощным

слоем рыхлого элювия, в лесном хозяйстве нужно считаться прежде
сего с возможностью появления и развития эрозионных явлений.
Неосторожная сплошная вырубка на более или менее крутых склонах,
трелевка срубленных стволов, а также усиленный выпас скота могут
вызвать быстрое развитие почвенной эрозии и как следствие — быст-

рую потерю всего почвенного слоя, на восстановление которого в усло-
виях близкого залегания коренных плотных пород понадобится весьма
продолжительное время.

Коричневые лесные почвы

Коричневые лесные почвы развиваются в горных условиях и встре-
чаются на Кавказе (Грузинская, Армянская, Азербайджанская ССР,
Дагестанская АССР), в Крыму и в горах Средней Азин. Эти почвы
образуются и существуют в более или менее засушливых условиях.
Верхняя граница их распространения примыкает к бурым лесным
почвам, а нижняя — к каштановым или сероземам. Они встречаются
На самых разнообразных материнских породах: и на массивных крис-
таллических, и на плотных и рыхлых осадочных. Общая площадь ко-
ричневых почв около 9 млн. га.

Климатические условия районов распространения коричневых
Почв характеризуются годовой суммой осадков от 400—500 мм на
Нижней границе этих почв до 800 —900 я.и на верхней. Максималь-
ное количество осадков приходится на апрель — июнь. ГодовоЛ
коэ:|>фициент увлажнения около 0,60. Весной он может превышать
единицу, а летом падать до 0,2—0,4. Средняя годовая температуп»
9—10° С, июля около 20 ’С, января около 1—2° С.

Коричневые почвы образуются под лесами из граба и различ-
ных видов дуба, а в средней Азии — под арчево-фисташковымн лесами
В нижней части своих ареалов они встречаются и под лугово-степным
разнотравьем с кустарниками: держн-деревом, терновником и грабин-
ником.

Морфологический профиль коричневых почв начинается темно-
коричневым или светло-коричневым гумусовым горизонтом мощностью
30— 40 сж с мелкокомковато-зернистой структурой. Этот горизонт
книзу постепенно переходит в оглиненный горизонт В коричневого или
буро-коричневого цвета с ореховато-комковатой структурой.

Содержание гумуса в верхнем 10-сантиметровом слое достигает
4—5%, книзу оно уменьшается постепенно и на глубине около 50 <.ч
все еще может составлять не менее 2%. Реакция во всем профиле
щелочная. В профиле типичных коричневых почв всегда имеется кар-
бонат кальция, начиная с глубины около 50 см. В выщелоченных ко-
ричневых почвах он встречается в верхней части второго метрового
слоя, а в карбонатных коричневых почвах — с поверхности, при со-
держании его в нижних слоях до 20% (в расчете на СаСОя). Содер-
жание ила достигает максимума в средней части профиля (на глу-
бине 30—40 см), а в верхних и нижних слоях его меньше. В том же
слое, на который приходится максимум содержания ила, наблюдается
и повышенное содержание полуторных окислов. Средняя часть про-
филя является горизонтом интенсивного оглинивания за счет вы-
ветривания первичных минералов. Для минералогического состава
илистой фракции характерно присутствие монтмориллонита и гидро-
слюд. Оглинивание идет более интенсивно в типичных и выщелочен-
ных коричневых почвах и менее интенсивно — в карбонатных. Кар-
бонаты у верхней границы карбонатного горизонта нередко имеют
форму мицелия, что указывает на то, что они периодически мигрируют
в почвенном профиле. Водный режим коричневых почв относится,
по-видимому (прямых данных нет), к типу непромывного.

Красноземы

Красноземы распространены в западном Закавказье, в пределах
Аджарекой и Абхазской АССР. Общая площадь этих почв очень неве-
лика и в почвенном покрове СССР составляет всего 0,3 млн. га. т. е.
несколько сотых долей процента от общей его площади. Но на крас-
ноземах выращивается много весьма ценных культур: цитрусовые (ман-
дарины, лимоны, апельсины), чайный куст, тунговое дерево и ЛР>
которые могут существовать только в этих климатических условиях.
Поэтому эти почвы заслуживают внимания.	Л fl

Область распространения красноземов относится к влажным суб’
тропикам. Годовая сумма осадков здесь колеблется от 1500 до 2500
испаряемость достигает 600 800 мм. Средняя годовая температур3
.tfvjo 15° С. Морозы редки и весьма незначительны. Средняя темпе-
ратура января около 5° С. Снеговой покров образуется лишь в ред-
ие годы. Теплый и влажный климат обусловлен приморским поло-
женнем области и защитой ее с севера, северо-востока и востока сте-
ной Большого Кавказа.

Горные породы представлены по преимуществу различными крис-
таллическими породами, на которых образовалась красноцветная ко-
ря выветривания мощностью в несколько метров. Эта кора выветри-
нання большей частью остаточная и представляет собой глинистую
массу, обычно ярко-красного, реже темно-желтого цвета, которая лег-
ко режется лопатой или ножом, и вместе с тем сохраняет все строение,
присущее первоначальной кристаллической породе.

Растительность влажных субтропиков представлена листвен-

ными лесами колхидского типа, в составе которых преобладают бук,
каштан, граб и дуб. В подлеске встречаются рододендрон, лавровиш-
ня. Широко распространены лианы.

Морфологическое строение профиля красноземных почв следую-
щее. Лесная подстилка можег достигать значительной мощности —
10 см и более, причем ее нижние слон часто окрашены в черный цвет
и имеют иногда несколько торфянистый характер. Под подстилкой
залегает перегнойно-аккумулятивный горизонт Aj коричневого или бу-
ро-красного цвета мощностью 15—20 см. Структура комковато-зер-
нистая. Книзу в горизонте В окраска почвы постепенно светлеет,
переходя в красновато-коричневую, горизонт В,, а еще ниже в крас-
ную, реже желтую. Эти горизонты обладают характерной прочной
творожистой структурой.

По гранулометрическому составу все горизонты обычно бывают
более или менее тяжелосуглннистыми или даже глинистыми. На глу-
бине 2 -3 л часто можно обнаружить глинистую массу, превосходно
сохранившую, однако, строение первоначальной кристаллической по-

роды.

Валовой химический состав красноземной почвы из окрестностей
Батуми приведен в табл. 78. В таблице дан средний состав не только
почвы, но и первоначальной кристаллической породы — порфирита,
наиболее распространенного здесь, и коры выветривания.

Сравнение состава порфиритов с составом коры выветривания по-
казывает, что важнейшее изменение состава в результате выветривания
заключается в почти полной потере оснований кальция и магния
(а также калия и натрия, которые в таблице не приведены). В порфи-
рите содержание СаО достигает 11—12%, a MgO — 7—8%. В коре
выветривания кальций сохранился в сотых долях процента, а маг-
ний — около 1%. Наблюдается некоторое накопление кремнезема и
весьма значительное накопление полуторных окислов, в особен-
ности железа, содержание которого в коре выветривания почти удвой-
лось по сравнению с порфиритом.

Поскольку никакого приноса веществ со стороны в кору выве-
тривания быть не могло и она формировалась исключительно путем
вымывания и выщелачивания первоначальной породы, можно сделать
вывод, что в процессе выветривания наименее подвижным было же-
лезо, в то время как глинозем и кремнезем подвергались слабом,,
выносу, а основания — очень сильному.

Таким образом, процесс образования красноземной коры вывек
ривания имеет некоторые черты, сближающие его с процессом фЯ
раллитного выветривания, но в то же время вынос кремнезема шВ
слишком слабо для того, чтобы процесс можно было назвать феррад.
литным. Значительное остаточное накопление железа позволяег опре^
делить кору выветривания как кислую сиаллитно-ферритную. Харак'
терной чертой выветривания является новообразование каолинита
гиббсита и гетита.

Данные, приведенные в табл. 78, показывают, что минеральные
горизонты почвы мало отличаются от коры выветривания, хотя в са-
мом верхнем горизонте все же можно отметить некоторое увеличение
содержания кремнезема и уменьшение содержания глинозема при под.
ной неподвижности железа. Характерно также высокое содержание
химически связанной воды, особенно в самом верхнем минеральном
горизонте (10—15 см). Эго свидетельствует о том, что в верхних
горизонтах идет энергичное новообразование глинных минералов, со-
держание которых здесь выше, чем в коре выветривания. Почва со-
держит большое количество гумуса — свыше 10%, причем мощность
горизонта его накопления довольно велика.

Г а б л и ц а 78

Валовой химический состав лесного краснозема на красноземной коре
выветривания из окрестностей Батуми (по Б. Б. Полынову)

Горизонт

а;
а;

Ат
А,
В

Образцы
коры вы-
ветрива-
ния, взя-
тые на
глубине
1,5 .и

Порфи-
риты

Глуби на взя- тия образ- ца. см	Содержание (в % от веса сукой почвы)		Состав (в % от веса безводной безгумусно'1 почвы)							
	гуму- са	химически связаниоЛ воды	SIO,	А1.О,	Fe,O,	МпО	СаО	MgO	SO,	Р.о»
0-3					22,93	15,75	7,49	1,83	23,09	6,18	5.06	1.13
3-10	78,57	—	46.21	29,84	9,67	Сл.	2.12	1,82	0,87	2,1*
10-15	10,53	18,18	59,14	22,54	14,13	0,08	0.41	1,22	0,73	1.47
20—25	4,01	15,35	53.63	28,86	16,60	0.08	0,35	1,03	0,63  0,58	0,90
60-65	0,5-1	11,71	53,21	29,31	14,04	0,14	0,52	1.19		1,11
—	—	11,22	53,03	30,01	13*72	0.18	0.12	1.13  0,92	0,90	0,73
		9,57	56,82	26,82	14,19	0,20	0.05		0,84	0.55  0,57
		8.07	53,37	31,27	12,09	0,20	0,09	1,08	0,91	
—		—	46-48	19-21	7,2-7,5	—	11-12	7-8	—	—

Для подстилки характерно высокое содержание в ее золе желез*
и особенно глинозема, которого в золе растений в других условиях,
как правило, содержится очень мало. В данных же условиях, опр®*
Содержание и состав обменных катионов и pH в красноземе под лесом
(по Б. Б. Полынову)

! горизонт	Глубина взятия образца, см	Содержание обменных катио* нов. де-мл на 100 г сухой почвы				Состав обменных катионов (в % от суммы)			
		pH вод- ной сус- пензии	с»»+	Mg"’	А1»>	Сумма	Са,+	Мж.т	А1»н
—			10-15	5,1	0,46	0,56	24,49	25,51	1,8	2,2	96,0
А»	20-25	5,0	0.10	1,00	21,85	23,25	1.7	4,3	94,0
В	60-65	—	0.69	0,67	19,40	20.76	3,3	3,2	93,5
Образны коры		5,0	0.37	0,58	19,76	20,71	1,8	2,8	95,4
вааелрнвания,		—	1,30	0,54	17,52	19.26	6,2	2,8	91,0
даягьк на глу-		5,0	1,20	0,37	18.86	20.43	5,0	1,8	92,3
бине 1—5 «									

даляемых, очевидно, характером выветривания, глинозем усваи-
вается растениями в значительном количестве. Эго установлено не
только для естественной растительности, но также и для чайного
Куста.

Состав обменных катионов для той же почвы приведен в табл. 79.

Данные таблицы рисуют чрезвычайно характерную н своеобраз-
ную картину: в составе обменных катионов во всем профиле резко
доминирует ион алюминия. В то же время содержание обменных осно-
ваний — кальция и магния — чрезвычайно незначительно, в абсо-
лютных величинах оно колеблется в пределах десятых долей мил-
лиграмм-эквивалента, а в составе обменных катионов достигает лишь
1—4% емкости обмена. Подобный состав обменных катионов не встре-
чается ни в какой другой почве. Он исключительно характерен для
красноземной коры выветривания и для красноземных почв. Только
в лесных подстилках (для этого разреза данные в таблице, к сожа-
лению, не приведены) обменные основания кальция и магния приоб-
ретают значительно большее значение.

Лесорастительные условия красноземных почв могут считаться
вполне удовлетворительными. Обилие тепла, влаги и света способст-
вует созданию весьма мошной растительности. Однако при освоении
этих почв под сельскохозяйственные культуры нужно считаться с тем,
t41® они сильно связывают фосфорную кислоту, что объясняется вы-
соким содержанием свободных гидратов железа и алюминия. Поэтому
«обходимо внесение повышенных доз фосфорной кислоты. Очень
эффективны внесение органических удобрений и сидерация.

В области распространения красноземной коры выветривания
нУжно считаться с возможностью появления почвенной эрозии, ко-
т°рая в данных условиях развивается очень быстро, оставляя после
Србя обнаженную кору выветривания, отличающуюся крайне низ-
к»м плодородием. Поэтому при создании чайных, цитрусовых и иных
плантаций здесь широко применяется террасирование склонов.
Желтоземы

К красноземам довольно близки желтоземы, которые на Черно,
морском побережье занимают прибрежную полосу от Туапсе до гпд!
ницы СССР с Турцией, а в восточном Закавказье распространен^
в окрестностях Ленкорани. В отличие от красноземов, образх ющицД
на красноцветной коре выветривания основных изверженных пород
желтоземы формируются на кислых продуктах выветривания слащ
цсв и на различных суглинистых и глинистых отложениях. Они
образуются под широколиственными лесами с участием вечнозеленых
растений. В западном ареале желтоземы, как и красноземы, имеют
водный режим промывного типа. Восточный ареал отличается за-
сушливым летом. В соответствии с этим желтоземы в западном ареале,
отличаются большей ненасыщенностью и кислотностью, чем в восточ-
ном ареале.

По сравнению с красноземами, желтоземы отличаются более
сиаллитным характером выветривания. В составе глинистых минера-
лов здесь встречается не только каолинит, но и иллиты и монтмД
риллионит.

Профиль желтоземов слагается из следующих горизонтов. Под
лесной подстилкой Ао мощностью около 1 см (иногда исчезающе*
к концу лета) расположен гумусовый горизонт толщиной 10—15 см.
Ниже идет переходный или гумусово-метаморфический горизонт ЛВ,
имеющий мощность 15—20 см. Иллювиально-метаморфический го-
ризонт В имеет мощность 30 —40 см. Его сменяет горизонт С.

Встречаются оподзоленные формы желтоземов. По лесораститель-
ным свойствам желтоземы мало в чем уступают красноземам. И здесь
в лесном хозяйстве необходимы предупредительные противоэрозион-
ные мероприятия.
ГЛАВА XIX

ОБЩИЙ ОБЗОР ПОЧВ СССР
И ПРОБЛЕМА ИХ КЛАССИФИКАЦИИ

ЕДИНСТВО ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНОГО ПРОЦЕССА

В предшествующих главах описаны типы почв, распространен-
ные на территории СССР. Попытаемся теперь сопоставить важней-
шие из этих типов между собой, расположив их в следующем порядке:

тундровые почвы;

подзолистые почвы;

серые лесные почвы разной степени оподзоленности;

бурые лесные почвы;

черноземы оподзоленные и выщелоченные;

черноземы типичные;

темно-каштановые почвы;

светло-каштановые почвы;

коричневые почвы;

сероземы;

солонцы;

засоленные почвы;

красноземы и желтоземы.

Перечисленные почвы генетически связаны между собой, не-
смотря на все их разнообразие по составу и свойствам. Никаких прин-
ципиальных различий в их происхождении не имеется.

В начале гл. X было указано, что процесс почвообразования во
всех без исключения почвах складывается из одних и тех же процес-
сов и явлений, причем подавляющая часть их может быть объеди-
нена в пары процессов и явлений, противоположных по своей сущ-
ности и направлению. Там же были рассмотрены важнейшие группы
таких противоположных явлений, из которых и слагается процесс
почвообразования. Но если на любом участке суши земного шара
почвообразовательный процесс складывается из одних и тех же про-
цессов и явлений, в основе которых лежит прямое и косвенное \q,
стие живых организмов, то напрашивается вывод о единстве почЗ
образовательного процесса на земном шаре.

Идея о единстве почвообразовательного процесса впервые бы_1а
высказана проф. П. С. Коссовнчем в 1911 г. Однако процесс почв-
образования рассматривался им только применительно к превращу
нию минеральной массы, в то время как роль организмов и органиче-
ского вещества недооценивалась. Дальнейшее развитие идея о едином
почвообразовательном процессе получила в трудах акад. В. Р Виль-
ямса, который отводил первое место в этом процессе живым организ-
мам, главным образом растениям, как высшим, так и низшим. «Почве-
образовательный процесс, — пишет В. Р. Вильямс, — па поверх-
ности суши земного шара представляет один грандиозный по своему
пространственному протяжению и по своей длительности во времени
процесс воздействия биологических элементов природы на продукты
абиотического изменения горных пород*. В другом месте Вильямс
говорит, что «в природе существует единый почвообразовательный
процесс с многообразием форм его проявления».

Формулируя идею о единстве почвообразовательного процесса,
нужно предостеречь от неправильного ее толкования. Подчеркнем
еще раз, что единство этого процесса определяется двумя признаками.
Во-первых, тем, что самый процесс во всех случаях состоит из одних
и тех же явлений. Эти явления в различных почвах в зависимости от
условий почвообразования протекают с неодинаковой скоростью
и интенсивностью, что преимущественно и обусловливает различия
в составе и свойствах почв. Во-вторых, единство процесса опреде-
ляется тем, что ведущим фактором в нем всегда является жизнедея-
тельность живых организмов. Вместе с тем единство почвообразова-
тельного процесса отнюдь не требует того, чтобы каждая реально
существующая в природе почва обязательно проходила бы в ходе
своего развития одни и те же стадии в одной и той же последователь-
ности, как это утверждал Вильямс. Развитие почвы может начинаться
с различных стадий и может идти в различном направлении в зави-
симости от конкретных условий почвообразования: состава исходной
материнской породы, состава поселяющейся растительности, клима-
тических условий и др. Так, например, в лесной зоне развитие почвы
может начаться на карбонатной породе со стадии рендзнны, при сиал-
литном составе породы — сразу со стадии слабоподзолистой почвы,
на речных террасах оно может начаться со стадии луговой почвы и т. Д-
Точно так же в лесостепной зоне первой стадией почвообразования
может быть чернозем под степной растительностью, луговая почва,
рендзнна, серая лесная почва и др.

Дальнейшая эволюция почвы может быть также различной, в за’
висимости от условий почвообразования. Мы, знаем, например, ч[°
в зоне лесостепи чернозем при поселении леса может превратиться
в серую лесную почву, а в темно-серой лесной почве при уничтожении
лесной растительности могут восстановиться черноземные признак!
и т. д.
СООТНОШЕНИЕ МЕЖДУ ПРОЦЕССАМИ ВЫЩЕЛАЧИВАНИЯ
И НАКОПЛЕНИЯ В ПОЧВАХ ОСНОВНЫХ ТИПОВ
И ЕГО СВЯЗЬ С ГЕОГРАФИЧЕСКИМ РАСПРЕДЕЛЕНИЕМ ПОЧВ

Каждому из основных типов почв свойственно свое соотношение
процессами выщелачивания и накопления, что и приводит
* потере одних соединений, которые не могут быть удержаны в почвен-
иэй толще при данных условиях (при данном гидротермическом ре-
жиме, при данном характере растительности и т. д.), и к накоплению
к новообразованию других. Это положение можно иллюстрировать
данными табл. 80, в которой приведены наиболее характерные при-
знаки важнейших рассмотренных выше типов почв.

Прежде всего обратимся к признакам, относящимся к поведению
минеральных составных частей почвенной массы. Они стоят в таблице
в порядке убывания степени подвижности и устойчивости соответству-
ющих соединений. К их числу относятся легкорастворимые соли
(сульфаты магния и натрия, хлориды кальция, магния и натрия),
сульфат кальция (гипс), карбонат кальция, обменные катионы, пер-
вичные и вторичные алюмосиликаты.

Из шести признаков первые три представляют собой распределе-
ние в профиле простых солей, растворимых в воде и различающихся
по растворимости, в порядке убывания которой они и расположены.
На четвертом месте стоят об-

менные катионы, пятое и шес-
тое занимают алюмосиликаты.
Входящие в состав последних
окислы могут приобретать
подвижность лишь после
распада этих минералов. Пер-
вичные минералы, как из-
вестно из гл. I, легче подвер-
гаются распаду, чем вторич-
ные. Таким образом, в целом
все эти шесть составных час-
тей расположены в порядке
убывания их способности к
перемещению в профиле поч-
венно-грунтовой толщи.

В почвах тундры, кото-
рые изучены пока еще очень
слабо, как правило, отсутст-
вуют все легкорастворимые
соли и гипс, хотя иногда эти
соединения могут в них на-
ходиться, особенно в примор-
ских областях. Карбонаты
могут в них быть в тех слу-
чаях, когда материнская по-
рода карбонатная. Процессы

Акад. Л. И. Прасолов (1875—1954)
Сопоставление наиболее pacnpoci

Тундровые
почвы

Тип
и подтип
почв

легкораствори мые соли (сульфаты натрия н магния, хлориды натрия, магния и каль- ция)	сульфит кальция (гипс)	карбонат кальция

состав
обменные
кати

я часть

Подзолистые
почвы

Серые лесные
почвы

Бурые лесные
почвы

Оподзоленные
черноземы

Выщелочен-
ные
черноземы

~ ТИПОВ почв ПО основны*
________________________

алюмосиликатная часть

первичные
минералы

яторичнь
минерал!

Как правило, от-
сутствуют во всей
почвенно-грунто-
вой толще

То же

То же

Отсутствуют во
всем почвенном
профиле

То же

Как правило, от-
сутствуют во всей
поч вен но-грунто-
вой толще

Как правило, от-
сутствует во всей
лоч вен но-грунто-
вой толще

То же

Вскипание я почвен-
ной толще может
няОлюда-пигя при кяр-
боиатности породы

Вскипание может
наблюдаться лишь
» нижней чФгти поч-
венной толщи при
карбонатиости
породы

Fe'* в рал

'".иен

То же

Отсутствует во
всем почвенном
профиле

То Же

Как правило.

от-

сутствует во всей
почвенно-грунто-
вой толще

Вскипание начинает-
ся значительно ниже
нижней границы гу-
мусового горизонта
или вовсе не наблю-
дается в почвенном
профиле

Вскипание в нижней
части профили в поч-
вах, развитых на кар-
бонатных породах

Вскипание начинает-
ся ниже нижней гра-
ницы гумусового го-
ризонта

Вскипание начинает-
ся несколько ниже
нижней границы гу-
мусового горизонта

'a>Mg>A|

В ТИПИЧНЫХ

& В КИСЛ1

Слабый распад яо всем почвенном профиле	Стабый расп всем почвен профиле. См. оглсен Kt
Сильный распад	Сильный ра
в верхних гори-	в верхних г
зонтах почвенного	зонтах почве
Йрофиля (гор. А)	профиля, сс
и слабый в гор. В,	вождасмый и
сопровождаемый выносом псех окн- сдоп и относитель-	сом всех осв<
	дающихся с
	ЛОВ. В ННЖН1
ным накоплением	ризонтах ин
кварца	новообразов
Рзсг.зд разной ин-	Распад разнс
тенсивности в	тснснвнос
верхних горизон-	л верхних г
тах. сопровождае-	зонтах почве!
мый выносом всех	профиля, со
окислов и относи-	вождаемый в
тельным накопле-	сом всех осы
нием кварца	дающихся с ЛОВ В НЯЖН1 ризонтах hoi разоваян
Во всем почвенном	Новообразов
Профиле наблю-	во всем почве
даете .| распад, со-	профиле, п о<

>ьождаемый не-
орым выносом
обождающихся
оснований

ппстя и его
пей половине
рактерно иак
ине железа в
ней части пс

кого проф

Слабый распад в
Гумусовом и пы-
Цел • че п ном горн-
®оит лх. сопровож-
даемый слабым
выносом всех
о«яс.тов я слабым
относительным на-
коплением кварца

Слабый ра<
в верхней ч
гумусового |
зонта, сопрс
даемый вын
всех исвобом
щихся окис
В нижних г
зонтах — hoi
разован!

Слабый распад
" Гумусовом горн-
зонте и более
сильный я пере-
ходном выщело-
JCMhom. сопровож-
даемый некоторым
»ыносом освобож-
дающихся основа-
ний

Распада яс п
ХОДИТ ВО IHTI
филе. Слабс
вообразовя
в гумусовом
зонте и 6t
энергичное —
реходном вы
ченном
Тип
и подтип
почв

легкорастворнм ые
соли

(сульфаты
натрия н магния,
хлорилы натрии,
магния н каль-
ция)

сульфат кальция
(гипс)

Типичные
черноземы

Темно-кашта-
новые почвы

Светло-кашта-
новые почвы

Как правило, от-
сутствуют во всей
почвен но-гру ито-
вой толще, но
иногда встречают-
ся на нижней гра-
нице почвенного
ПрОфХЛ)!

В почвенном про-
филе содержатся
в незначительном
количестве, ио об-
разуют скопления
на его нижней
границе
То же

В почвенном про-
филе обычно от-
сутствует, ио
иногда накапли-
вается на его ниж-
ней границе

В почвенном про-
филе содержится
в незначительном
количестве, но об-
разует скопления
на его нижней
границе
То же

Минеральная часть	| 							
			алюмосиликатная часть	
				 - —		
карбонат кальция	состав вменим* I катионов		первичные минералы	вторичные минералы
Вскипание начинает- ся с ннжней границы гумусового горизонта или в его нижней части  4	Ca>Mg		«гумусовом гори- Ро„1,- слабый рас- пад сопропождает- гя некоторым вы- носом освобож- давшихся основа-	Распада во в* профиле не пр ходит Слаб новообраэоиа в гумусовом г зонте
Вскипание начинает- ся в нижней частя гу- мусового горизонта	Ca>Mg>N,		То же	То же

Вскипание начинает-
ся в гумусовом гори-
зонте. реже — с по-
верхности

Ca>Mg>Na

В гумусовом ГОРИ-
ЗОНТ! слабый рас-
пад. сопровождае-
мый некоторым
осом освобож-
ихся основа-
ний

Коричневые
лесные

Сероземы

Солонцы

Заселенные
почвы

Иногда присутствуют в ннжней
части профиля в почвах, образо-
вавшихся на соленосных породах

В почвенном про-
филе содержатся
в небольшом ко-
личестве. образуя
скопление на его
ннжией границе

Встречаются
в ннжней части
почвенного про-
филя

Содержатся во
всем почвенном
профиле в более
или менее значи-
тельном количест-
ве. нередко кон-
центрируясь в по-
верхностных го-
ризонтах

Встречается в не-
котором каличест
ве в почвенном
профиле; образует
скопления на его
ннжней границе и
в подстилающей
породе

Встречается
в нижней части
почвенного про-
филя

Содержится не-
редко во всем поч-
венном профиле

Присутствует: в кар-
бонатных — с поверх-
ности, В ТИПИЧНЫХ —
а средней части про-
филя, в выщелочен-
ных — в нижней
Вскипание с поверх-
ности

Вскипание иачяиает-
ся в различных гори-
зонтах почвенного
профиля, иногда с по-
верхности

Вскипание с разной
глубины, часто с по-
верхности

Са. Mg и Na

соотноше-
ниях В со-
лон цовои го-
ризонте перед
ко преоблада-
ние Na

Са. -Mg и
в различи
СООТИОШСИ1




пад особенно
энергичный
В средней части
профиля

Некоторое п
мешение в по
ном профиле
влиянием пе
зирующего I
пия обмени
иона натрия
разорением I
виального с
цоиого гори
Новообразов
особенно »н<
ные в средн*

СТ И проф!

мутный распад
пренму ществснио
в средней части
почвенного профи-
ля. сопровождае-
мый небольшим
выносом освобож-
дающихся основа-

ний

Некоторый распад
в верхней и сред-
ней части почвен-
ного профиля

Распада вс проис-
ходит во всем поч-
венном профиле

Распада во
профиле не :
ходит Неке
иовообразо
пре и му тест
в средней
профи.'

Некоторое г
разовая не
ней части г
кого профи,
рсмешен не
венном пр
под влияни
тнзирующе
стпня обмг
иона на

Распада не
ходит во ве
венном п(
распада первичных н вторичных минералов почти не выражены вслед-
ствие слабого развития растительного покрова, низких температур,
вечной мерзлоты, застойности влаги. Значительно развит лишь процесс
оглеения, при котором происходит превращение вторичных минералов,
сопровождаемое вхождением в их состав двухвалентного железа.

В подзолистых почвах легкорастворимые соли и гипс отсутст-
вуют. Карбонаты могут содержаться в нижней части почвенного про-
филя лишь при условии карбонатностн материнской породы. Обмен-
ные катионы представлены в подавляющей части почв калышем,
магнием, алюминием и водородом. Последний может преобладать
в лесной подстилке, а также в перегнойно-аккумулятивном горизонте,
изредка в иллювиальном. В остальных горизонтах на первом месте
стоят кальций и магний. В верхних горизонтах резко выражен распад
и первичных (кроме кварца) и вторичных минералов, который сопро-
вождается выносом освобождающихся окислов и одновременным от-
носительным накоплением кварца. В нижних горизонтах на фоне бо-
лее слабого распада первичных минералов может иметь место ново-
образование вторичных минералов в иллювиальном горизонте.

В серых лесных почвах наблюдаются те же явления, что и в под-
золистых, но в ослабленной степени. Легкорастворимых солей в про-
филе серых почв нет. Карбонаты нередко имеются в серых почвах
в самой нижней части почвенного профиля, а в темно-серых появ-
ляются уже в средней части его, однако расположены на расстоянии
до I .и от нижней границы гумусового горизонта. В составе обменных
катионов даже в верхних горизонтах обменный алюминий всегда стоит
на последнем месте, после кальция и магния. Степень распада перв’14'
ных и вторичных минералов в верхних горизонтах светло-серых силь-
нооподзоленных почв не менее велика, чем в подзолистых, но по >’еРе
перехода к темно-серым уменьшается.
алюмосиликатная часть

первичные
минералы

вторичные
минералы

Органическая часть

Распад во всем
профиле с некото-
рым выносом
окислов. освобож-
дающихся в про-
цессе распада,
преимущественно
оснований

Новообразование
во всем почвенном
профиле гетита,
гиббсита, каоли-
нита. В желтозе-
мах также иллита
н монтморилло-
нита

15-20 I&0-3*30 5—10

0,7 Промывной

В бурых лесных почвах легкорастворимые соли и гипс не встре-
чаются. Карбонаты могут быть встречены в нижней части почве н
ного профиля (реже — в средней) при условии карбонатностн мате-
ринской породы. Распад первичных минералов выражен всегда хо-
рошо и сопровождается выносом части освобождающихся при этом
окислов, особенно оснований, и новообразованием вторичных мине-
ралов (оглинивание), начиная с верхней части профиля. В новообра-
зовании принимает участие железо. В составе обменных катионов
в типичных бурых почвах доминируют кальций и магний, а в кислых —
алюминий.

В оподзоленных черноземах легкорастворимых солей и гипса
не содержится. Карбонаты имеются всегда, но верхняя граница вски-
пания отстоит от нижней границы гумусового горизонта на несколько
Дециметров. Явления распада первичных минералов выражены и в гу-
мусовом горизонте н в выщелоченном переходном, но значительно сла-
бее, чем в серых почвах. В верхней части гумусового горизонта наблю-
дается, хотя и слабый, распад вторичных минералов, сопровождаемый
слабым выносом освобождающихся окислов и слабым же накоплением
кварца. В го же время в нижних горизонтах имеет место новообразова-
ние вторичных минералов и сохраняются некоторые признаки иллю-
виального горизонта.

В выщелоченных черноземах легкорастворимых солей и гипса
также не содержится. Карбонаты встречаются всегда в нижней части
Профиля, но верхняя граница вскипания оторвана от нижней границы
гумусового горизонта на 1—3 дм. В составе обменных катионов об-
менный водород сохраняется, но в ничтожном количестве. Распад
первичных минералов и вынос некоторой части оснований выражены
°чеиь слабо, равно как и новообразование вторичных минералов в гу-
мусовом горизонте и в переходном выщелоченном.
В типичных черноземах легкорастворимые соли и гипс, как поя
вило, в почвенном профиле отсутствуют, но нередко (особенно к
ных черноземах) встречаются в заметном количестве на нижиш мЗ
нице почвенного профиля, откуда они могут в незначительных Я
личествах проникать и в нижнюю часть почвенного профиля. Карбо,
паты встречаются всегда, причем верхняя граница вскипания совпа-
дает с нижней границей гумусового горизонта или поднимается в ниж-
нюю часть последнего. Обменные катионы представлены кальцием
и магнием, к которым иногда в малых количествах присоединяется
натрий. В гумусовом горизонте наблюдается слабый распад пер-
вичных минералов, сопровождаемый выносом некоторой части
оснований и новообразованием вторичных минералов в том же гори-
зонте.

В профиле темно-каштановых почв легкорастворимых солей и
гипса также обычно не бывает, но они встречаются на его нижней
границе, откуда в незначительных количествах могут проникать и
в почвенный профиль. Карбонатный горизонт присутствует всегда,
и его верхняя граница проходит в нижней части гумусового. Среди
обменных катионов — кальций и магний, нередко в небольшом коли-
честве и натрий.

В светло-каштановых почвах легкорастворимые соли и гипс
в незначительном количестве встречаются уже в почвенном профиле,
образуя на его нижней границе более значительное скопление Верх-
няя граница вскипания проходит в средней части гумусового гори-
зонта, нередко выходя на поверхность. В составе обменных катионов
в небольших количествах встречается ион натрия, что может вызы-
вать небольшое перемещение минеральных коллоидов вниз. В верх-
них горизонтах наблюдается иногда слабый распад первичных мине-
ралов и новообразование вторичных.

В коричневых почвах легкорастворимые соли и гипс, как пра-
вило, отсутствуют, во всяком случае в типичных и выщелоченных.
В подтипе карбонатных коричневых почв соли и гипс могут присут-
ствовать в нижней части профиля, если почва образовалась на засо-
ленной породе. Карбонат кальция в коричневых почвах имеется
всегда; в подтипе карбонатных — с поверхности, в типичных — на-
чиная со средней части профиля, а в выщелоченных — начиная с ниж-
ней части профиля. Распад первичных минералов характерен, осо-
бенно для средней части профиля, где он сопровождается энергичным
оглиниванием. Коричневым почвам присущ водный режим непромыв-

ного типа.

В профиле сероземов содержание легкорастворимых солей и гипса
невелико, хотя они присутствуют почти всегда. Скопления их есть
на нижней границе почвенного профиля. Карбонаты встречаются
в профиле сероземов, начиная с поверхност и. Обменные катионы пред-
ставлены главным образом кальцием и магнием, но к ним в небольшом
количестве часто присоединяется и натрий. Распад первичных мине-
ралов и новообразование вторичных выражены особенно в средней
части профиля, но перемещения продуктов распада почти не наблю-

дается.
В профиле солонцов наблюдается незначительное содержание
1егкорастворнмых солей в верхних его частях и гораздо более значи-
тельное — в ннжннх, где к ним присоединяется гипс. Карбонаты
всегда встречаются в почвенном профиле, иногда начиная с поверх-
ности. Обменные катионы представлены кальцием, магнием и натрием,
причем натрий в солонцовом горизонте нередко преобладает. В про-
филе солонцов часто резко выражены процессы перемещения вторич-
ных минералов под влиянием пептизирующего действия обменного
иона натрия и растворимых гуматов. Вопрос об интенсивности распада
первичных минералов остается пока спорным.

В засоленных почвах легкорастворимые соли и гипс встречаются
обычно во всем почвенном профиле, нередко концентрируясь, особенно
и жаркий и сухой период года, в поверхностных горизонтах. Вскипа-
ние тоже обычно наблюдается во всем профиле. Процессы распада
алюмосиликатов не выражены.

В красноземах и желтоземах нет ни легкорастворимых солей,
ни гипса, ни карбонатов. В составе обменных катионов резко преобла-
дает алюминий. На втором месте стоят кальций и магний. Распад пер-
вичных минералов выражен сильно, сопровождается значительной
потерей оснований и одновременным синтезом вторичных минералов.

Таким образом, с переходом от подзолистых почв лесной зоны
к почвам южных зон (за исключением почв горных областей) мине-
ральная часть почв закономерно изменяется. Степень распада первич-
ных минералов уменьшается, хотя этот процесс ни в каких условиях,
по видимому, не затухает полностью. Распад вторичных минералов,
резко выраженный в подзолистых почвах и менее резко — в серых,
по мере продвижения к югу затухает и сменяется их новообразованием
и трансформацией, которые распространяются на весь почвенный про-
филь.

В том же направлении уменьшается степень выщелоченностн
почв от карбонатов, которые встречаются все ближе к поверхности,
и от легкорастворимых солей, которые обычно концентрируются на
нижней границе почвенного профиля. В составе обменных катионов
также происходят закономерные изменения — уменьшается, вплоть
До полного исчезновения, содержание алюминия (водорода), а на юге
появляется натрий.

На фоне всех этих изменений минеральной части происходит
процесс биологического накопления, интенсивность которого охарак-
теризована в последних четырех графах табл. 80. Это накопление,
однако, подчиняется иной закономерности. Накопление гумуса и
азота сначала нарастает от тундровых почв (болота исключаются)
к черноземам, а затем вновь убывает к почвам пустынной зоны. При
этом величины накопления гумуса и азота в крайних членах ряда —
подзолистых почвах и сероземах — оказываются довольно близ-
кими.

Примерно так же изменяется и состав гумуса. В крайних членах
ряда мы находим в составе гумуса преобладание фульвокислот, со-
держание которых значительно превышает содержание гуминовых
кислот. В средней части ряда, в почвах степного типа — в черноземах
и каштановых — содержание гуминовых кислот превышает содер.
жание фульвокислот.

Накопление фосфорной кислоты, также биологическое, обнару.
живает иную закономерность. Содержание ее в почвах рассматривав»
мого ряда сначала возрастает от подзолистых почв к чернозем,
а далее к сероземам несколько снижается.

Рассмотренный ряд основных типов и подтипов почв, начинаю-
щийся тундровыми почвами и кончающийся сероземами, сооти^И

I

I

I	f__ j \У /	- лс	| “-Ju. "С



Рис. 90. Схематический меридиональный профиль через европейскую часть СССР
(по данным Г. Н. Высоцкого. М. М. Филатова и С. А. Захарова)

I

I
г

вует, как мы знаем, чередованию почвенных зон и подзон в направле-
нии с севера на юг, причем каждый из этих типов и подтипов в соот-
ветствующей зоне или подзоне резко преобладает по площади распро-
странения над почвами других типов.

Следовательно, изменение в соотношении .между степенью выще-
лоченное™ минеральной части почвы и степенью проявления биоло-
гического накопления соответствует смене почвенных зон и типов почв
в направлении с севера на юг, т. е. обнаруживает уже знакомую нам
связь с изменением климатических условий.

Смена почвенных типов с севера на юг в связи с изменением кли-
мата графически представлена на рис. 90. Эго меридиональный нр<>
филь через территорию СССР, на который нанесены профили основных
типов почв. Характеристика климата дана тремя кривыми: кривой
годовой суммы осадков, кривой годовой суммы испаряемост и и кривой
средних июльских температур. Эти кривые дают схематическую ха-
рактеристику климата как фактора, определяющего гидротермиче-
ские режим почв.

В северной части профиля величина осадков превышает величину
испаряемости. Растительность представлена древесными формациями.
Преобладает водный режим промывного типа, поэтому в почвенном
профиле не могут сохраниться не только легкорастворимые соли,
но и карбонаты. Происходит распад алюмосиликатной части и вынос
цз верхней части почвенного профиля всех окислов, кроме кремне-
зема кварца.

Процессы разложения органического вещества идут быстро,
вследствие чего гумуса накапливается мало.

По мере продвижения на юг кривые годовых сумм осадков и испа-
ряемости постепенно сближаются и, наконец, пересекаются. Точка
их пересечения примерно отвечает зоне лесостепи. Водный режим про-
мывного типа сменяется водным режимом периодически промывного
и нспромывного типа. Масса органических остатков, в том числе кор-
невых, нарастает. Благодаря этому, а также уменьшению степени
увлажнения процессы гумификации усиливаются и запас гумуса
в почвах увеличивается, что указывает на общее возрастание интен-
сивности биологического накопления. Однако под сомкнутыми дре-
весными насаждениями процесс оподзоливания продолжается, но в ос-
лабленной степени. Вместе с тем в самых нижних частях почвенного
профиля или сразу под ним появляются карбонаты, которые при вод-
ном режиме этого типа могут вымываться из почвенного профиля,
но нс из всей почвенно-гумусовой толщи.

По мере продвижения на юг и все большего расхождения кривых
сумм осадков и испаряемости глубина ежегодного промачивания почв
уменьшается, благодаря чему верхняя граница карбонатного гори-
зонта поднимается. Древесная растительность уступает место травя-
нистой, в связи с чем характер почвообразования резко изменяется.
Под травянистой растительностью, обладающей большим количеством
корневых остатков, формируется мощный гумусовый горизонт с вы-
соким содержанием гумуса. Процессу гумификации способствует
падающая к югу степень увлажнения почвы.

Глубина залегания карбонатов под черноземами уменьшается
не столько вследствие уменьшения глубины промачивания, сколько
в результате иного распределения корней в профиле почвы и иного
порядка отсасывания ими влаги по сравнению с почвой под лесом.
По мере дальнейшего продвижения к югу, в зону сухих степей и полу-
пустыни, расхождение между количеством осадков и испаряемостью
е|не более нарастает. Вследствие этого, а также абсолютного умень-
шения количества осадков глубина промачивания почвы уменьшается.
Карбонаты приближаются к поверхности. Сначала под почвенным
профилем, а потом и в нем самом появляются легкорастворимые соли
и гипс.

Интенсивность процесса биологического накопления, о которой
Мы судим прежде всего по накоплению гумуса, уменьшается главным
образом вследствие ухудшающихся гидротермических условий, а также
вследствие уменьшения количества растительных остатков, обуслов-
ленного ухудшением увлажнения.

При переходе от каштановых почв к сероземам глубина залегания
гипса и легкорастворимых солей снова несколько возрастает, так
как глубина промачивания в сероземах больше благодаря концентра-
ции осадков в осенний, зимний и весенний периоды.

Из всего сказанного следует, что возникновение почвы любого
типа связано с определенней совокупностью условий почвообразова-
ния. Смена в пространстве одного типа почвы другим бывает сопря-
жена с изменением этих условий: например, состава растительности
материнской породы, климата и т. д. Изменение данной почвы во вре-
мени, т. е. ее развитие, может быть как следствием изменения во вре-
мени внешних условий (климата, растительности и т. д.), так и след-
ствием эволюции самой почвы и всегда сопряженной с нею эволюции
других компонентов природного комплекса, прежде всего раститель-
ности. При этом следует еще отметить, что смена одного типа почвы
другим может происходить в различных направлениях.

Скорость прохождения отдельных стадий почвообразовательного
процесса бывает весьма различной. Вследствие того что развитие почв
может длительно задерживаться на тех или иных стадиях, мы и наблю-
даем в природе широкое распространение лишь небольшого числа
почвенных типов.

Все сказанное относится к естественным почвам, находящимся
в природных условиях. Коль скоро почва делается средством произ-
водства, естественный ход процессов и их зависимость от природных
условий изменяются. Даже простая распашка почвы, влекущая за
собой уничтожение естественной растительности и замену ее культур-
ной, изменяет процесс почвообразования. Это изменение бывает осо-
бенно резким в тех случаях, когда культурная травянистая расти-
тельность приходит на смену естественной лесной. Перемешивание
различных почвенных горизонтов, происходящее при обработке почвы,
также существенно изменяет и строение почвенного профиля (например,
в результате исчезновения подзолистого или солонцового горизонта)
и дальнейшее течение процесса почвообразования.

Кроме механической обработки почвы, ее вовлечение в культуру
бывает сопряжено с рядом иных воздействий и мероприятий.

Характер воздействия на почву зависит от наших хозяйственных
потребностей, а также от того, на какой стадии развития находится
почва. Так, например, осваивая под лесную полосу засоленную почву,
необходимо усилить процесс выщелачивания для того, чтобы удалить
из почвенной толщи легкорастворимые соли. Для этой цели исполь-
зуют промывку. При создании древесного питомника на подзолистой
почве усилия будут направлены на ослабление или совершенное
прекращение процесса выщелачивания и усиление дернового процесса-
С этой целью в почву вносят известь, прибегают к посевам многолет-
них трав, внесению удобрений и т. д. В целом можно считать, что боль-
шая часть мероприятий по созданию культурных почв сводится к уси-
лению в почвах процесса биологической аккумуляции веществ,
поскольку именно с ним сопцяжено повышение плодородия почв.
Площади почвенно-географических зон и состав почвенного покрова
(по данным Н. Н. Розова)

Наи ненова „не тон  Тундрово-арктическая . .	Площадь эон. млн. га  180  755  153  186  121  131  33  565  87	Состав почвенного покрова (в % от площади зон)	
		наименование почв  Арктические 	,		площадь, %  33  55  10  2  20  15  35  4  22  4  34  41  16  5  4  49  23  24  4  21  17  51  8  3  38  16  41  5  85  6  3  6  3  35 32  30  21  9 39  31
		Т ундровые			
		Болотные 	 .	
		Пойменные ..... 	 ,	
		Мерзлотно-таежные			
ПагчТГТЙПНЯЯ .......		Подзолистые			
		Дерново-подзолистые		
		Бурые лесные		
		Заболоченные и болотные		
		Пойменные 		
		Серые лесные		
Степная 		  •		Черноземы выщелоченные и тнпич- ные 				
		Лугово черноземные и луговые со- лонцы		
		Болотные 	  Пойменные 		
		Черноземы обыкновенные и южные Темпо-каштановые и каштановые Солонцеватые н солонцы		
			
		Пойменные 		
		Светло-каштановые		
Пустынная	  Предгорно-полупустым-  ИДЯ (тМ1 ПЯ1Й		Бурые полупустынные		
		Солонцеватые, солонцы и солончаки  Пески 			
		Пойменные 		
		Серо-бурые 		
		Солончаки и такыры		
		Пески 		
		Пойменные и луговые		
		Сероземы и серо-коричневые ....  Дугово-сероземные		
Северные горные области  К)жные горные области  (включая влажные суб- тропики) ... 			Солончаки 		
		Пойменные .............	
		Горные серые лесные 		
		Горные подзолистые		
		Горные мерзлотно-таежные ....  Горные тундровые	  Горные бурые лесные, желтоземы и красноземы		
		Горные коричневые 		
		Горные степные и пустынные . . .  Горно-луговые 		
			
Итого 		2211		
			
Таблиц. 82

Хозяйственное использование почв по почвенно-географическим зонам
(в % or площади зон) (по данным Н. Н. Розова)

Зона	Пашни, ззлежн. огороды, сады	Сенокосы	Пастбища II выгоны, включая оленьи пастбища	Ласа и кустари»».  KN	Прочие земли
Равнинные территории Тундрово-арктическая ....	0,0	0,0	75,в	5,0	19,4
Лесная		9	4,5	8.7	51,7	20.1
Лесостепная		54,9	7,8	7,8	20,3	
Степная 		50,0	4.7	30,4	0,6	14,3
Полупустынная 		3.1	3,8	73,9	0.0	192
Пустынная		0,7	0.7	52.9	2.8	42,9
Предгорнополупустынная	24,3	3,0	45,4	0,0	27,3
Горныс территории Северные горные области . .	0,3	ОД	243	65,3	9.6
Южные горные области . . .	8,0	3-5	51,7	16.1	20,7

Однако и при создании культурных почв влияние многих природ-
ных условии, например климата, состава и свойств материнской по-
роды, сохраняется, вследствие чего каждому естественному почвенному
типу соответствует свой ряд культурных почв, различающихся по харак-
теру и степени изменения под влиянием хозяйственных мероприятий.

Площади, занимаемые почвами разных типов, впервые были под-
считаны акад. Л. И. Прасоловым. В дальнейшем его расчеты были
уточнены Н. Н. Розовым (табл. 81).

Хозяйственное использование почв по зонам охарактеризовано
в табл. 82.

Классификация почв

После того как В. В. Докучаевым было установлено, что почва
является самостоятельным природным телом, появилась потребность
и возможность создания естественной или генетической классификации
почв. Первая такая классификация и была создана в 1886 г. самим
Докучаевым. Она имела следующий вид:

I.	Нормальные почвы.

Л — сухопутно-растительные:

а)	светло серые северные (подзолистые);

б)	серые лесные;

в)	черноземные;

Г) каштановые;

д)	бурые солонцеватые.

Каждый нз этих пяти типов делится на группы: песчаные, супесчаные, легко-
суглинистые. среднесуглииистые, тяжелосуглнн истые, глинистые.

Б — сухопутно-болотные: почвы кислые нспоемных лугов и чернораменей.

В — болотные; торфяники, тундры, плавни.

II.	Переходные почвы.

А — перемытые.

Б — наземно-наносные.	-JM

III.	Анормальные почвы: наносные, речной и озерный аллювий; эоловые
наносы.
Нетрудно видеть, что
классификация Докучаева
опирается на свойства, при-
сущие самим почвам. Но в
распоряжении Докучаева
било еще очень мало факти-
ческого материала, характе-
ризующего свойства почв.
Этот материал был ограничен
почти исключительно морфо-
логическими особенностями
строения профилей почв, на
которых Докучаев и построил
свою классификацию. Обсуж-
дая в общей форме вопросы
классификации почв, Доку-
чаев подчеркивал, что она
должна строиться на приз-
наках, принадлежащих самим
почвам. Он писал: «... естест-
венная группировка почв
должна основываться непре-
менно на сумме всех сущест-
венных признаков данного
тела».

Проф. Н. М. Сибирцев (1860—1900)

После Докучаева вопросы классификации почв разрабатывались
очень многими почвоведами. Классификационные схемы были пред-
ложены Н. М. Сибирцевым, П. С. Коссовичем, Г. Н. Высоц-
ким, К. Д. Глинкой (несколько схем), Я. Н. Афанасьевым, К. К. Гед-
ройцем.С. А. Захаровым, Д. Г. Виленским, С. С. Неуструевым, Б. Б. По-
лыновым, коллективом авторов в составе И. П. Герасимова, А. А. За-
валишина и Е. Н. Ивановой, и многими другими.

Ин классификации строились на различных основаниях, причем
все авторы в той или иной мере отходили от изложенного выше прин-
ципа Докучаева. Многие классификации были построены на особен-
ностях отдельных факторов почвообразования — климата, материнской
породы и др.Строились и классификации по признакам географического
распространения почв. В основу некоторых хотя и были положены
признаки, присущие самим почвам, но лишь отдельные (один-два), в
силу чего характеристика почвы получалась весьма односторонней.

В течение последнего десятилетия разработка классификации
почв СССР велась особой Междуведомственной комиссией, созданной
при Академии наук СССР из представителей ряда научных учрежде-
ний. Основная работа выполнялась Отделом географии, картографии
и классификации почв Почвенного института им. В. В. Докучаева
Под руководством Е. Н. Ивановой и Н. Н. Розова.

Разработка классификации встретила много трудностей как прин-
ципиальных, так и связанных с недостаточностью фактического
Материала, характеризующего свойства и состав почв.
ОБЩАЯ СХЕМА КЛАССИФИКАЦИИ ПОЧВ СССР

(без горных областей и тундры)

Разработана .Междуведомственной комиссией по классификации почв при Академии наук СССР при ведущем участии Отдела
географии, картографии и классификации почв Почвенного института им. В. В. Докучаева под общим руководством
Е. И. Ивановой и Н. Н. Розова

Почвы лесной эоны

Тип: подзолистые почвы

Подтипы: г лее подзолистые
подзолистые
дерново-подзолистые

Роды: обычные, остаточно-карбонат-
ные, контактно глееватые, иллюви-
ально-железистые, иллювиально-
гумусовые псевлофибровые, пестро-
цветные, остаточно-дерновые, со вто-
рым гумусовым горизонтом, иеполно-
развитые, слабодифференцнрованные

Виды: по степени
подзолистости:
слабоподэолистые
среднеподзолн-
стые
силыюподэоли-
стые подзолы

по глубине оподзо-
ливания:

поверхностно-
подзолистые

мелкоподзолистые

глубокоподзоли-

стые

Тип: дерновые слнтогенные» почвы
Подтипы: насыщенные
кислые
оподэолснные

по содержанию гумуса:
малогумусные
среднегумусные

Г и п: де р и о вок а рбо и а тн ы е почвы
Подтипы: типичные

выщелоченные
оподэолснные

Г и п: мерзлотные
Подтипы. глегватые
типичные
истепнснныс

лугово-лесные

Роды: на шунгитах, на основных
изверженных породах, на сланцах,
на пестроцветных глинах, на поро-
дах, богатых железом

Роды: известковые, силикатно-извест-
ковистые, недоразвитые

Подразделение на роды не разрабо-
тано

высокогумусные
Виды: по содержа-

нию гумуса:
малогумусные
среднегумусные
высокогумусные

по мощности поч-
венного профиля:
маломощные
среднемощные

Виды: перегнойные по мощности поч-
многогумус- венного профиля:
ные	маломощные

среднегумус- среднемощные
ные
мало гумус-
ные

Подразделение на виды не разрабо-
тано

Г и п: болотно-подзолистые почвы
Подтипы: торфянисто-подзолистые повсрхностно-
глеевотые

торфянисто-подзолистые грунтово-глее-
ватые

дерново-подзолистые, поверхностно-глееви-
тыс

торфян исто подзолистые
ппверхностно-глееватые
перегнойно-подзолистые
поверхностно-глеевые
торфяно-подзолистые
грунтово-глеевые
дерново-подзолистые
грунтово-глеевые

Роды: обычные, иллювиально-гумусо-
вые, иллювиально-железистые, ору-
денелые, конта ктно-глееоподзолен-
ные, со вторым гумусовым горизон-
том

Виды: мелкоподзолистые
неглубокоподзолистые
глубокоподзолистые
Io'ibij лесо-степной и степной зон

Продолжение

’ и п: серые лесные почвы
/одтипы: светласерые

серые
темно-серые

'ип: серые лесные глеевые почвы
1одтипы: серые поверхностно-глееватые

серые грунтпво-глееватые

серые грунтово-глеевые

Роды: обычные, остаточно-карбонатаые Виды: по степени
контактно-глееватые, пестроцветные, подзолистости:
со вторым гумусовым горизонтом оподзоленные
сильноподзолен-
ные

Роды: обычные, слабодифференциро-
ванные (песчаные), контактно-глее-
вые, высоковскипающие, со вторым
гумусовым горизонтом, осолоделые,
слитые

по глубинам вски-
пания:

высоковск и лаю-
щие

глубоковскипаю-
щие

Виды: малогумусные
среднегумусные
высокогумусные

и п: черноземы

1одтипы: оподзоленные
выщелоченные
типичные
обыкновенные
южные

Роды; обычные, слабоднфференцнро-
ванные (песчаные), контактно-глее-
ватые бескарбонатные, глубоконскн-
пакнние карбонатные, высоковскн-
пающне остаточно • карбонатные,
карбонатные перерытые, солонцева-
тые, глубокосолонцеватые, остаточ-
но-солонцеватые, осолоделые, лито-
генно-кислые, проградированные ос-
таточно- луговатые, щельные, слитые,
неполноразвнтые

Виды: по мощности
гумусового гори-
зонта:
сверхмощные
мощные
средпсмошные
маломощные
укороченные

по содержанию гу-
муса:

тучные

среднегумусные
малогумусные
слабогумусные

и п: черноземные солонцы
Подтипы: солончаковые

типичные
осолоделые
остаточные

Роды: сульфатно-хлоридные на засо-
ленных бескарбонатных породах,
сульфатные' хлорндные на гипсонос-
ных породах, смешанные (содово-
хлорндно-сульфатные), сульфатно-
хлоридные древнегидроморфные

Виды: по глубине по степени солон
залегании солонце новости:

ватого горизонта:
мелкие

средние

по мощности поч-
венного профиля:

маломощные
мощные

высокосолонцо-
вые

ереднесолонцо-
вые

низкосолонцовые
остаточные (без-
иатроиые)

Тип: каштановые почвы
Подтипы. темно-каштановые
каштановые
светло-каштановые

Роды: обычные, слабодифференциро-
ванные контактно-глееватые, бескар-
бонатные, глубоковскнпаюшие, кар-
бонатные, карбонатно-перерытые,
солончаковатые, солонцеватые, глу-
бокосолонцеватые, остаточно-солон-
цеватые, осолоделые, остаточно-луго-
вые, щельные, неполноразвитые

Виды:
мощные
среднемощпые
маломощные
укороченные

Тип: каштановые солонцы

Подтипы: солончакиватые
типичные
остаточные

Тип; лугово-черноземные почвы
гТз->ох>г> vu/b-rtiuri.	Htili.

Роды: те же, что и в черноземных
солонцах

Виды: те же, что
солонцах

н в черноземных

Ролы: оподзоленные, выщелоченные. Виды: те же градации, что и у черно-
Продолжение

Почвы полупустынной и пустынной эон

Гип: бурые полупустынные почвы

Г и п: серо-бурые пустынные почвы

Гип: такыровндные пустынные почвы

Гип: песчаные пустынные почвы

Гип: такыры

Гип: солонцы полупустынные

Г н п: солончаки полупустынные

Гип: орошаемые пустынные почвы

Почвы предгорной полупустынной (сероземной) зоны

Гип: сероземы

Подтипы: светлые сероземы	Роды: обычные, остаточно-солончако-

типичные сероземы	ватые неполноразвитые

темные сероземы
Гип: лугово-сероземные

Подтипы: лумяатосероэемные	Роды: обычные, еолончаковатые, не-

лугово-серовемные	полноразвитые

Гип: луговые почвы сероземной эоны

Гип: болотные почвы сероземной зоны

Гип: пойменные почвы сероземной зоны

Гип: солончаки сероземной зоны

Гип: орошаемые остаточно-сероземные

Гип: орошаемые лугово-сероземные

Гип: орошаемые болотные серозем-
ной зоны

Почвы влажных субтропических областей СССР

Гип: желтоземы

Подтипы: ненасыщенные	Роды: обычные, остаточно-карбонатные, Виды: слабооподэоленные

ненасыщенные оподзоленные	иеполноразвнтые, галечниковые	среднеоподзоленные

Гип: подзол исто-желтоземные почвы

Подтип: ненасыщенные	Роды: обычные, контактно-глееватые, Виды: мелкооподзоленные

слабоненасыщенные	галечниковые, остаточно-луговые, неглубокооподзоленные

конкреционные, остаточно-луговые глубокооподэоленные	I

ортштейиовые

ни: красноземы

одтипы: красноземы типичные	Роды: на элювии изверженных пород, Виды: слабооподзоленные

красноземы оподзоленные	на элювии галечников, на зебрнстых среднеоподзоленные

глинах, на переотложенном красно-

земном материале
и п: желтоземы глеевые

нп: под зо л н ст о-ж е л то де м н о-г л ее в ые
почвы

ип: красноземы глеевые

и п: пойменные н приморские влаж-

носубтропические дерновые почвы

нп: болотные влажносубтропиче-

скне почвы

В конце 1967 г., как итог работы комиссии, был опубликован до-
кумент «Указания по классификации и диагностике почв» в 5 выпус-
ках. Этот документ представляет собой общую схему классификации
почв равнинных пространств СССР и должен рассматриваться как
«первое приближение» или как первый вариант общей классификации
почв СССР, на основе которого может вестись дальнейшая работа по
усовершенствованию и уточнению классификации. Наиболее слабым
местом в нем является «диагностика» почв по различным признакам.
В настоящем своем виде приведенные «диагностические» признаки
имеют лишь иллюстративное значение, так как они статистически не
обоснованы и поэтому не отражают варьирование свойств почв в про-
странстве. Последнее не позволяет объективно различать почвы друг
от друга на основании приведенных «диагностических» признаков.
Вышеуказанный документ приводится в сокращенном виде (стр. 444).
В этой схеме высшее классификационное подразделение — тип по-
чвы. Для удобства пользования всей системой типы почв сгруппиро-
ваны по почвенно-климатическим зонам.

Определение понятия «тип почвы» было первоначально дано
Л. И. Прасоловым, а позднее видоизменено И. П. Герасимовым. Ви-
доизмененное определение и было использовано при составлении
«Общей схемы». Согласно этому определению, к одному типу должны
относиться почвы, имеющие: 1) сходство процессов превращения
и миграции веществ, 2) сходный характер водно-теплового режима,
3) однотипное строение почвенного профиля по генетическим горизон-
там (как результат процесса развития), 4) сходный уровень и каче-
ство природного плодородия, 5) экологически сходный тип раститель-
ности.

Из всех пяти признаков в «Общей схеме» более или менее строго
выдерживается только один — третий — строение почвенного про-
филя. При этом, конечно, строение почвенного профиля следует по-
нимать широко, т. е. не только как строение морфологического про-
филя, но и как сходство в строении других профилей: солевого, кар-
бонатного), гумусового, профиля распределения ила и т. д. Остальные
признаки или не определены, как, например, сходство процессов
превращения и миграции веществ, так как эти процессы нам мало
знакомы, или же признаки выбраны просто ошибочно Разве можно,
например, говорить о сходстве теплового режима молдавских черно-
земов, которые почти никогда не промерзают, и забайкальских черно-
земов, ежегодно глубоко промерзающих. Точно так же нельзя гово-
рить и об экологически сходных типах растительности, под которой
развиваются те же молдавские черноземы и черноземы, образующиеся
в Сибири под лиственничными лесами. Поэтому фактически пока что
единственным признаком, по которому разные почвы могут быть
объединены в один тип, является сходство в строении их профилей
(морфологического, солевого и т. д.).

В «Общей схеме» дается и дальнейшее деление типов на подтипы.
Последнее делается по разным признакам. Так, например, подзоли-
стые почвы делятся на три подтипа в соответствии с приуроченностью
их к широтным подзонам и по соответствующему изменению некоторых

16-	431
Систематический список лесных почв (применительно к условиям Сред

Генетическое називине почвы по современной номенклатуре	Характер лесной подстилки, А«	Форма органи- ческого вещества А«4"А|	Строение профиля (мощность п			
			А,	А,	А,	в
П ове р х постно- подзол н - стая слаборазвитая пес- чаная на древнеаллю- внальных рыхлых пе- сках	Хвойно-ли- шайниковая	Мор	1-2	До 5	Нет	До 40-50
Типичноподзолистая пес- чаная на древнеаллю- виальиых песках	Хвоевая	Мор	2-5	8-10	5-10	50-00
Дерново-среднеподзолис- тая легкосуглинистая на покровных суглинках, подстилаемых лревнеал- люпнальнымн песками	Хвойно-мо- ховая	Мор	3-5	5-12	5—7	До 90-100
Дер ново-сред неподзол ис- тая супесчаная на слои- стых флювиогляциаль- ных супесях	Мохово кис- личная	Модер	2-5	До 15-20	5-10	До 100
Дерново-среднеподзоли- стая суглинистая на по- кровных суглинках, подстилаемых пермски- ми песками	Хвойно-ши- рокотравная	Модер	2-3	До 15	Около  10	110-111
Дерново-сн л ьноподзолн- стая легкосуглинистая иа покровном суглинке (слабею глеен ном)	Хвойно-мо- хово-кнп- рейная	Модер	2-3	5-10	10-20	До 100
Светло-серая лесная лег- косуглиннстая на лёссо- видном суглинке	Широко- травная	Мулль	1-2	15-16	10-15	100-12С
Перегнойно-глеевая вновь осушенная	Влажнотра- вяная (из опада тавол- ги, гравила- та, крапивы, хвои и др.)	Мулль	20-50	10-15	Глеев	ый
Торфя н исто-подзолистые глеевые на древнеаллю- виальных песках	Долгомош- пиковая	Торфя- нистая	10-30	5-10	10-20	50-60
Торфяно-глеевая	Сфагновая	Торф верховой	30-50	2-5	Глее!	ый
Таблица 83
него Поволжья. Умеренный относительно континентальный климат)

риэоито».	см)	Условия мсстопронзрасгапм я	Тип леса (по В. И. Сукачеву)	Глубина стояния	Дополнительные снедения о лесорасти тельных своПствах почв
с	л			ммх вод, М	
До 150- 200  150— 200  До 150  150-  200  До 150  Глее!  гори 3OI  200—  300  горизон  Г ле гориз  горнзон	Со 150—  200 песок  200  Со 150—  170  >атый  п Cg  г G  евый онт G  г G	Вершины дюн и пес- чаных холмов. Почвы очень бед- ные и сухие  Слабовсхолмленные или ровные дре- нированные мес- та. Почвы доволь- но бедные, све- жие  Свежая суборь. Рельеф ровный, почвы сравни- тельно богатые  Рельеф ровный, хо- рошо дренирован- ный. Почвы срав- нительно богатые  Свежая рамень.  Рельеф слабовол- нистын. Почвы относительно бо- гатые  Влажная суборь. Рельеф ровный, несколько пони- женный. Почвы сравнительно бед- ные  Плато и верхние части склонов. Почвы богатые  Влажная сурамень. Почвы сильно влажные, бога- тые, пониженных мест (лугов, при- речных участков) Сырой бор, пони- женные участки; почвы довольно бедные  Бор заболоченный (сфагновое боло- то)	Сосняк лишай- никовый (10С) 111—IV боните-  та  Сосняк- брусничник life ед. Б) 11 бонитета  Ельник мши- стый (Е. П. Б, Ос) II—III бонитета  Ельник-кислич- ник (Е, П, С, Ос, Б) 1-1! бонитета  Ельник слож- ный (дубово- липовый, Е, П, Л, Д, Б, Ос)  I бонитета Кипрейная вырубка ельника- черничника  Дубрава снытьевая  П-111 бонитета (Д. Кл, Ос, Б) Ельник приру- чейниковый (ельник-лог из Е, Ол. Ос, Б) бонитета  Сосняк долгомошнико- вын Ill-IV бонитета  Сосняк сфагновый V—Va бонитета	Менее 5-10  3—3,5  Глубоко  Глубоко  Глубоко  1-2  Глубоко  0,5  Не бо- лее 1  ОД и ближе	Почвы формируют- ся на мощных пе- ревеянных песках  В горизонте В и С имеются псевдо- фибры, улучшаю- щие водные свой ства почв  Горизонт В—опес- чаненный сугли- нок на древнеал- лювнальноы пе- ске  На глубине около 1,5—2 м залегают пермские связные пески  Грунтовые воды умеренной жест- кости, малопод- вижные  В случае наличия в почве вивиани- та и извести лесо- растительные свойства улуч- шаются  Г рунтовые	воды  мало подвижные, слабоминерали ю- венные  Грунтовые воды за- стойные, слабоми- иерализованные
признаков (глсеватостн и степени развития гумусового горизонта).
Многие типы делятся по степени выщелоченности (карбонатные, на-
сыщенные, ненасыщенные, кислые), некоторые по характеру и мощ.
ностн органогенного горизонта (торфяные, торфянистые, перегной-
ные, дерновые), по степени оглеенности (глееватые и глеевые) и т. д.
И хотя все эти подтнповые признаки и различны, но нетрудно видеть
что в общем они сопряжены прямо или косвенно с различиями в гид-
ротермическом режиме.

Гидротермический режим, а с ним и растительность, изменяются
не только в широтном направлении, но и в долготном. С запада на во-
сток понижается температура, уменьшается количество осадков.
Исходя из этого Е. Н. Ивановой и Н. Н. Розовым было предложено
выделять еще «фациальные подтипы», соответствующие этому изме-
нению климатических и других сопряженных с ними условий. Было
предложено выделять четыре группы фациальных подтипов: 1) теплый
(западноевропейский), 2) умеренный (восточноевропейский), 3) хо-
лодный (западно- и среднесибирский) и 4) длительно-мерзлотный
(восточносибирский).

Однако «фациальные» группы подтипов пока что выделены лишь
по особенностям общего, атмосферного климата, и каких-либо опре-
деленных характеристик, присущих самим почвам и находящих свое
отражение в особенностях строения почвенного профиля и свойствах
и составе отдельных почвенных горизонтов не намечено. Поэтому
«фацнально»-подтиповое подразделение следует пока считать лишь
рабочей гипотезой, требующей дальнейшей разработки и обоснования
конкретным фактическим материалом, относящимся к свойствам и
составу почвы. Эго требование вытекает из указанного выше прин-
ципа Докучаева.

Вслед за подтипами в «Общей схеме» идут «роды». Родовое под-
разделение производится тоже по довольно разнообразным призна-
кам: по особенностям состава, свойств и строения материнской гор-
ной породы, по составу грунтовых вод, по особенностям состава не-
которых почвенных горизонтов, по наличию признаков, характерных
для других типов почв (например, по солонцеватости или солончако-
ватости), по наличию реликтовых (т. е. остаточных от предыдущих
стадий развития почвы) признаков и т. д.

Виды выделяются по степени развития основного процесса (на-
пример, слабо-, средне- и снльноподзолистые почвы), по мощности
почвенного профиля, по содержанию гумуса, по мощности гумусо-
вого горизонта и т. д.

Несмотря на наличие некоторых принципиальных недостатков,
отмеченных выше, «Общая схема» может временно служить основой
для классификации почв равнинных пространств СССР. Но в то же
время должна вестись разработка более полной, совершенной и строго
выдержанной классификации, целиком основанной на свойствах и
признаках самих почв.

Начало этой работы было положено М. А. Глазовской, опубли-
ковавшей в 1967 г. новую общую схему классификации почв мира,
полностью построенную по принципу Докучаева.
Рассмотренная общая генетическая классификация почв СССР
Не может удовлетворить специфические требования лесного хозяйства
и лесоводства к оценке лесорастительных свойств почв, нх естествен-
ной производительности и пригодности для выращивания тех или иных
древесно-кустарниковых пород в соответствии с биоэкологнческнмн
требованиями последних.

Еще В. В. Докучаев указывал на необходимость уметь отличать
*... земли березовые, липовые, дубовые, буковые и пр.>. Потребность
а классификации лесных почв в лесоводстве и лесном почвоведении
велика и поэтому неоднократно предпринимались попытки разрабо-
тать классификацию лесных почв применительно к запросам лесовод-
ства и лесного почвоведения.

Классификация лесных почв должна быть построена на следую-
щих принципах: 1) ее основой должна быть общая генетическая клас-
сификация почв СССР; 2) в нее должны войти такие признаки лесных
почв, как характер лесной подстилки, форма органического вещества
(мор, модер, мулль), гранулометрический состав, характер лесохо-
зяйственного или мелиоративного воздействия человека. Кроме того,
для каждого подразделения должен быть указан соответствующий
ему тип леса (по В. Н. Сукачеву) или тип лесной вырубки (по И. С. Ме-
лехову).

Попытки построения классификаций лесных почв до сего времени
не были удачными. В силу этого временно приходится ограничиваться
использованием общей классификации почв СССР, изложенной выше,
дополняя ее необходимыми данными, связывающими почвы с лесом.

Примером такого подхода может быть систематический список
некоторых почв Среднего Поволжья, составленный В. Н. Смирновым
(табл. 83).
ГЛАВА XX

ПОЧВЫ И ТИПЫ ЛЕСА

Одной из основных проблем лесного почвоведения и лесоводства
является изучение взаимосвязи между лесной растительностью и
почвами в целях научного обоснования лесохозяйственных мероприя-
тий — по прогрессивному повышению плодородия лесных почв и
продуктивности лесонасаждений.

Связь леса с почвами особенно ярко была подчеркнута осново-
положником лесной типологии выдающимся русским лесоводом .про-
фессором Г. Ф. Морозовым, положившим в основу разделения лесов
на типы прежде всего почвенно-грунтовые условия. «Типы насажде-
ний, — писал Морозов, — мы определяем... по рельефу и почвенно-
грунтовым условиям». Теоретической базой учения Г. Ф. Морозова
о типах лесонасаждений послужило учение В. В. Докучаева о почве
и зонах природы. В. В. Докучаев указывал, что только изучение
«единой, цельной и нераздельной» природы является плодотворным.
В соответствие с этим Г. Ф. Морозов писал: «необходимо умение
сразу смотреть и на лес и на занятую нм среду».

Под типом леса или типом насаждений Г. Ф. .Морозов понимал
«совокупность насаждений, объединенных в одну обширную группу
общностью условий местопроизрастания или почвенно-грунтовых
условий».

На совещании по лесной типологии в институте леса Академии
наук СССР в 1950 г. это определение типа леса было уточнено и конкре-
тизировано: «Тип леса — это совокупность участков леса однород-
ных по составу древесных пород, по другим ярусам растительности
и фауне, по комплексу лесорастнтельных условий (климатическим,
почвенным и гидрологическим), по взаимоотношениям между расте-
ниями и средой, по восстановительным процессам и по направлению
смен в них, а следовательно, при одинаковых экономических условиях,
требующих однородных лесохозяйственных мероприятий».

Из учения о типах леса в последние десятилетия выросла новая
наука — биогеоценология, творцом которой стал ученик Г. Ф. Моро-
зова — акад. В. Н. Сукачев. Под биогеоценозом понимается единство
организмов (растений, животных, микроорганизмов) и среды (почвы,
горных пород, поверхностных и подземных вод, атмосферы). Типы
лесных биогеоценозов (если имеются в виду участки, покрытые лесом)
соответствуют понятию типа леса.

Наиболее существенной чертой биогеоценозов является обмен
веществ и энергии в системе атмосфера — растение — почва — грунт.
Каждому типу биогеоценоза, или каждому типу леса, свойственны
специфические особенности обмена веществ и энергии. Поэтому при
описании взаимосвязи между почвой и типами леса следовало бы
вскрывать эти особенности. Однако слабая изученность специфиче-
ских особенностей обмена в географическом аспекте, в отдельных
типах и возрастных стадиях лесонасаждений и почв не позволяет,
к сожалению, осветить эту сторону взаимосвязей между почвами и
типами леса с должной полнотой.

Часто мы даже не можем сказать, какой фактор из всего комплекса
сложной взаимосвязи в биогеоценозах в данном конкретном случае
явился ведущим, перекрывающим все остальные, в формировании
данной почвы и в создании имеющегося типа леса. Поэтому мы вы-
нуждены пока довольствоваться результирующей, по существу внеш-
ней, стороной взаимосвязи между почвами и типами леса — выявле-
нием соотношения между конкретными почвами, типами леса и их
производительностью, да и то преимущественно лишь для европей-
ской, лучше изученной, части СССР.

В европейской части Советского Союза наибольшее значение
в лесном хозяйстве имеют еловые, сосновые и дубовые леса. Березняки,
осинники, липняки и другие лиственные насаждения, кроме разве
черноольховых, представляют обычно производные от вышеуказан-
ных лесонасаждений.

В зависимости от климатических, почвенно-грунтовых и оро-
графических условий, а также хозяйственной деятельности человека
названные леса относятся к различным типам, которые наиболее
полно изучены в центральных областях Русской равнины.

Еловые леса приурочены преимущественно к подзолистым гли-
нистым и суглинистым почвам или почвам на двучленных или много-
членных (слоистых) наносах с близким залеганием подстилающего
суглинка, реже к болотно-подзолистым и болотным почвам с проточ-
ными минерализованными почвенно-грунтовыми водами. Типы этих
лесов очень разнообразны (табл. 84).

Анализ данных таблицы показывает, что в лесной зоне наивыс-
шей производительности достигают сложные или смешанные ельники
с участием широколиственных пород на сильноподзолистых мулле-
вых (мягкоперегнойных) хорошо дренированных богатых суглини-
стых почвах, на перегнойно-карбонатных (выщелоченных и оподзо-
ленных) и перегнойно-глеевых почвах. Ухудшение дренажа, забо-
лачивание застойными водами приводят к быстрому понижению
производительности еловых лесов. Ни мор, ни сильное оподзоли-
вание почв не создают большого препятствия высокой производи-
тельности ельников, но оглеенность почвы и торфянистость сказы-
ваются отрицательно.
Типы ельников и почвы центральных областей Русской равнины
(по В. Н. Сукачеву, С. В. Зонну, А. Р. Чистякову, А. К. Денисову и др.)

Тип леса	Местоположение (топографические Условия)	Почвы	Характер насажлснвя	Бонитет
1. Ельник-кисличник  Piceetum oxalidosum	Ровные или слаГювсхолмлен- ные дренированные участ- ки	Преимущественно среднепод- золистые суглинистые с гу- мусом типа модер или с ма- ломощным грубогумусиым покровом (мор), реже силы- ноподэол истые	Древостой еловый с примесью пихты. Подлесок отсутствует или редкий из рябины, кру- шины ломкой и др. В травяно- моховом покрове блестящие мхи. кислица, майник	1, реже  11
2. Ельник-черничник Р. myrtillosum	Болес выровненные менее дренированные участки	Грубогумусные (мор) обычно сильноподзолистые сугли- нистые или суглино-супес- чаные на двучленных нано- сах, иногда подзолы	Древостой еловый с примесью осины, березы, пихты, сосны. Подлесок из рябины, круши- ны. В травяно-моховом покро- ве черника, зеленые мхи, ме- стами кукушкин лен и др.	11-111
3. Ельник-брусничник Piceetum vacciniosum	Холмистые или волнистые дренированные места	Подзолистые более легкие и более бедные, хорошо аэрируемые (обычно подзо- листые легкие супеси)	Древостой из ели с участием сосны, березы, осины. В под- леске рябина, ракитник, мож- жевельник. В травяно-мохо- вом покрове брусника, гру- шанки, вейник лесной, зеле- ные мхн	ill

4. Ельник-долгомошпик
Р. polytrichosurn

Равнинные или слегка пони-
женные места с плохим
дренажем

Торфя ннсто-сил ьноподзол и-
стые или торфянисто-гле-
евые тяжелосупесчаные и
суглинистые

Древостой ели с участием бере-
зы, иногда сосны, реже осины.
Подлесок обычно отсутствует.
В травяно-моховом покрове
господствует кукушкин лен

III—(V

Ареал распространения сосны весьма широк — от самых край-
них северных лесных районов до степных и полупустынных областей.
Поэтому сосна дает разные насаждения — и чистые и смешанные,
простые и сложные, произрастающие в разнообразных условиях'

Однако сосняки занимают преимущественно песчаные и супес-
чаные почвы, развившиеся на глубоких однофазных песках и на дву-
членных и вообще слоистых наносах с легким гранулометрическим
составом верхнего члена наноса. Нередко сосняки произрастают
на болотно-подзолистых и болотных почвах. В горных областях со-
сняки встречаются на каменистых слаборазвитых почвах (П. С. По-
гребняк). В табл. 85 показано соотношение между почвами и сосно-
выми типами леса в центральных областях лесной зоны европейской
части СССР.

В условиях лесостепи сосна на разных по увлажнению и богат-
ству почвах также образует ряд типов леса, но устойчивые насажде-
ния ее, как и в лесной зоне, встречаются преимущественно на песча-
ных и супесчаных почвах.

В лесостепи на менее оподзоленных, а часто и совершенно не-
оподзоленных песках и более гумусированных, чем в лесной зоне,
сосна образует боры от сухих чистых по составу до сложных с дубом
(пристенные боры и субори). На мощных, глубоких песках она дает
высокопроизводительные насаждения лишь на пониженных элемен-
тах рельефа. На глинистых или слоистых песках, а также супесях
дает насаждения (с дубовым ярусом) высших бонитетов (I, 1а). В слу-
чае заболачивания сосняки и в лесостепи понижают свою производи-
тельность. Но заболоченных и болотных почв в этой зоне немного.

В заключение приведем схему распределения сосновых и еловых
типов леса в связи с рел ьефом, почвообразующими горными поро-
дами и почвами по С. В. Зонну (рис. 91).

Дубовые насаждения в подзоне смешанных лесов встречаются
на наиболее богатых почвах подзоны — дерново-подзолистых мулле-
вых суглинистых, особенно карбонатных, бурых песчаных и супесча-
ных, развившихся на двучленных наносах с нижним обычно карбо-
натным суглинистым членом наноса, и в поймах рек. В поймах дуб
занимает как прирусловую, так и центральную ее часть с дерново-
луговыми и аллювиально-подзолистыми почвами. Он не выносит кис-
лые сильно оподзоленные почвы, подзолы и почвы с плотным иллю-
виальным горизонтом.

В лесостепи наиболее успешно дубравы произрастают на серых
оподзоленных суглинках и черноземах. Их можно встретить и на дру-
гих почвах лесостепной и степной зоны — солонцеватых и осолоде-
лых, темноцветных и пр.

Существует определенное соотношение между почвами, типами
дубрав и их бонитетами (табл. 86 и рис. 92).

Данные таблицы показывают, что наиболее производительные
дубравы произрастают на темно-серых и серых лесных почвах, в бал-
ках — на черноземах и дерновонамытых л угово-лесных. В лесной
зоне дубняки обычно дают насаждения не выше II—III бонитета,
в лесостепи la, I, II. В южных районах распространения дубрав
Типы сосняков и почвы центральных областей Русской равнины

Типы леса	Местоположение	Почвы	Характер насаждении	Бонитет
1. Сосняк лишайнико- вый  Pinetum cladinosum	Вершины песчаных высо- ких гряд, дюн н холмов	Слаборазвитые песчаные поверх- ностно-подзолистые сухие, обычно па древнеаллювиаль- ных песках с глубокими грун- товыми водами	Древостой сосны неравномерной и невысокой полноты с плохо очи- щенными от сучьев и низкорослы- ми стволами. Подтесок отсутст- вует или редкий из ракитника и дрока. Напочвенный покров из ксерофитов: кошачей лапки, овся- ницы овечей, сон-травы и лишай- ников (кладония, цетрарня н др.)	III — IV
2. Сосняк-брусничник Р. vacciniosum	Ровные или слабоволни- стые участки с хорошим дренажем	Средне- и сильноподзолистые (до подзолов) песчаные, свежие хорошо аэрируемые на четвер- тичных песках. Грунтовые во- ды залегают на глубине в сред- нем 3—3,5 м. Форма органи- ческого вещества — мор	Древостой сосновый с примесью березы и иногда ели во втором ярусе. Подлесок отсутствует или редкий из можжевельника, ракит- ника, дрока и др. В напочвенном травяно-моховом покрове — бру- сника. толокнянка, сон-трава н др., мох шребера н перистый	11 иногда I
3. Сосняк-кисличник Р. oxalidosum	Ровные или слабоволии- стые дренированные ме- ста	Дерново-подзолистые связные (глинистые) пески и легкие супеси с хорошей аэрацией на четвертичных песках	Высокий древостой сосны с при- месью ели, березы, осины. Подле- сок отсутствует или негустой из ракитника, дрока, рябины, липы и др. В живом покрове кислица, грушанка. золотарник, костяника и др., мох шребера и др.	I
4. Сосняк-черничник  Р. myrtiUotum	Ровные, несколько пони- женные с ухудшенным дренажем	(уровень  грунтовых вод около 1—2 ж)	Средне- и сильно подзолистые песчаные, реже супесчаные не- редко с железнсто-гумусово- иллювиальным горизонтом В на четвертичных песках, иног-1  1 да подзолы. Форма органиче- ского вещества — мор	Древостой сосны с примесью березы, осины, ели. Подлесок отсутствует или слаборазвит из рябины, кру- шины ломкой, ивы, можжевель-1 ника. Травяно-моховый покроя |  густой из черники, грушаики и 1 др. Из мхов — перистый и шре-1 бера с примесью кукушкина льна и даже сфагнума	II (11-111)
				
5. Сосняк-долгомош- ник  Р. polytrichosum	Депрессии с микрорелье- фом, с плохим дренажем и явлениями заболачи- вания участков	Торфянисто- и торфяно-подзоли- сто-глеевые песчаные и супес- чаные. обычно подстилаемые суглинками и глинами	Древостой сосны с примесью ели и березы. Подлесок из рябины, ив, крушины и др. Травяно-мохо- вой покров — молнния, черника, голубика, на кочках брусника и др. Из мхов — кукушкин лен и сфагнум, по кочкам мох шребера	111 IV
6. Сосняк сфагновый Р. sphagnosum	Заболоченные депрессии, места с явно выражен- ным микрорельефом, грунтовые воды около 0,5 м и ближе	Торфяно-глеевые песчаные и тор- фяные с очень плохой аэра- цией	Древостой сосны, иногда с примесью березы, с очень плохим ростом. Подлеска нет или одиночные ивы, покров из брусники, багульника, голубики, клюквы, пушицы, осо- ки топяной и др., сплошной сфаг- новый покров	IV -V,  Va 1
7. Сосняк липняковый Р. tiliosum	Слабоволнистые или ров- ные, а также понижен- ные места с удовлетво- рительным дренажем	Дерново-слабо- н среднеподзоли- стые супесчаные или песчаные на двучленных песчано-глини- стых наносах	Древостой сосны хорошего роста, иногда с примесью березы, осины, и ели. Подлесок густой из липы, бересклета, жимолости и др. Тра- вяной покров богатый из ланды- ша. грушаики, костяники и др. Пятнами подушки зеленых мхов	1
8. Сосняк лещиновый  Р. coryllosum  Jb  s	Холмистые или ровные хорошо дренированные участки	Дерново-слабо- и среднеподзолн- стые супесчаные с хороню выраженным гор. А,, более богатые по сравнению с преды- дущими, обычно на слоистых супесях или двучленных на- носах	Древостой сосны очень хорошего роста, с примесью ели, осины, бе- резы. Иногда во втором ярусе липа, клен. Подчесок густой из лещины, бересклета и др. Травя- но-моховой покров сходен с пре- дыдущим, по с меныним участием боровых элементов	la
Продолжение табл. 85

Тип леса	Местоположение	Ппчпы	Характер насаждений	Боннтот
9. Сосняк дубовый Р. quercetosum	Аналогичные местополо- жения	Аналогичные предыдущим поч- вы, но еще более богатые, не- редко с наличием карбонатов в почвообразующей породе (в случае двучленности карбо- натность второго члена)	В древостое сосны прекрасного ро- ста, второй ярус из дуба, липы и клена. Подлесок из лещины, бере- склета и др. Травяной покров из смеси боровых и широко! равных элементов, хорошо развит	1а — 16
10. Сосняк густотрав- нын  Р. hetbosa	Долины рек, по незалн- ваемым или иногда за- ливаемым участкам пер- вом террасы	Дерново-лугово-лесныс супесча- ные на аллювиальных отложе- ниях, перегной но-подзолисто- глеевые и др.	Сосновый древостой иногда с при- месью ели, березы, высокой про- изводительности. Подлесок густой из ив. рябины, можжевельника. Травяной покров густой из лу- говых и сорных растений	1 — 11
11. Сосняк берескле- тово-грушанковый (С. А. Ковригин)  Р. evonymosopirolasum	Повышенные склоновые участки	Перегнойно-карбонатные насы- щенные на мергелях или из- вестняках	Древостой сосны с нижним ярусом из ели. подтесок — бересклет бо- родавчатый. Травяной покров из грушанки, костяники, ландыша, земляники, астры, ястребннки, гравилата и др., зеленые мхи	1 — II
12. Сосняк лещиново- грушанковый (С. А. Ковригин)  Р. coryllosopulmanario- pirolosum  №/	Занимает выровненные участки выхода мело- вых отложений на по- верхность	Перегнойно-карбонатные выще- лоченные на мергелях, мелях и известняках	Елово-сосновые насаждения (6С -f- 4- 4Е). Подлесок из лещины, бе- ресклета бородавчатого, рябины, жимолости обыкновенной, круши- ны и др. Травяной покров из меду- ницы, грушанки, ветреницы, кис- лицы. костяники и др., блестящие мхи	1

с основы в типы песо

еловые типы леса

5. Сосняк

! Сосняк
сфагновый

Еорфяно
глеевая

2 Сосняк
густотрабный

3 Сосняк-
черничник и
кисличник

У Сосняк-
брусничник

лишении
кодый

2 Ельник-

1 Ельник кисличник
черничник . j

3. Ельник

долгоноси- и Ельник
никоЗый сложный

5. Ельник
традяно-
сщагноЗый

Пески

стопленные

Мбренн'ые^г
. »у? суглинки

^рунтодые Родь:

Дерып

кодами ледника

ПО ч в ы

А___ 4

^рл^зол0ис
тая тая

Подзол

Сильные
подзолис^
тая. слабо
развитая

тая	подзол истая глеевая листа еоая

глеевая

С

3

Рис. 91. Схема распределения важнейших типов сосновых и еловых лесов в связи с рельефом, почвообразующими по-
родами н почвами (no С. В. Зоину)
Типы дубрав и почвы европейской лесостепи СССР (по С. В. Зонну)

Группа типов лссоп	Тип леса	Почва	Бонитет
1-я группа. Нагорные	Лйпо-дубняк с ясенем,	Слабо- н среднеподзоли-	1-11
дубравы	зелен чу ново сны гье- вый	стые н серые оподзолен- ные	
	Лнно-дубняк с проле- ской	Темно-серые слабооиодзо- ленные с признаками повышенного увлажне- ния	1-11
	Ясенево-дубовый со снытью	Темно-серые оподзолеи- ные и неоподзоленпые	I—1а
	Ясенево-дубовый с осокой  Осиново-дубовый с звездчаткой	Серые лесные оподзолен ные почвы  Темпо-серые оподзолея- ные	11
2-я группа. Дубняки	Дубняк солонцовый	Осолоделые солонцы	Va
солонцовые	Дубняк кустарнико- вый	Осолодело-оподзоленные солонцы	IV
	Поле во-к ле новый дуб- няк	Черноземы и дерново-на- мытые лугово-лесные	1-11
	»	почвы лесостепной зоны	
3-я группа. Байрач-	Дубняк с кустаринко-	Дерново-лугово-к аштаио-	III —IV
ные нлн балочные дубравы	вым подлеском	вы*» и темноцветные почвы сухостепной зоны	
4-я группа. Склоновые дубравы	Пристенной дубняк	Маломощные слаборазви- тые почвы склонов, вы- ходы мела и др.	1V-V.
	Дубняк солонцовый, оетеппепный	Солонцовые почвы скло- нов	V—Va
5-я группа. Вязово-	Дубняк разнотравный	Аллювиальные дерново-	I
тополёвые дубовые	крапивно-1 аволго-	луговые, лугово-болот-	
(пойменные)	вый	ные н черноземно-луго- вые почвы с различной степенью развитости	
	Дубняк ландышевый	То же	II
весьма отрицательно сказывается на их производительности солонце-
ватость и засоленность почв, бонитет снижается до IV—Va классов.

На маломощных почвах, близко подстилаемых плотными корен-
ными породами — мелом, известняками, различными глинами, дуб-
няки также понижают свою производительность, и, например, в лес-
ной зоне дуб начинает сменяться елью, сосной или другими породами.

При переходе от лесостепи к югу на производительности дубрав
все более сказывается недостаток в почве влаги, солонцеватость и за-
соление почв, но участие самого дуба в составе насаждений усили-
вается (С. В. Зоин).

Биологический круговорот веществ и энергии в дубравах более
интенсивен, чем в сосняках и ельниках. Общим для них является (по
исследованиям Н. П. Ремезова с сотрудниками) наибольшее потребле-
ние элементов питания в III классе возраста. Для дубняка в отличие
от хвойных насаждении отмечается увеличение потребления элемен-
тов пищи и в возрасте 130 лет в связи с осветлением насаждений и
усилением прироста деревьев.

Дубовые и вообще лиственные насаждения потребляют больше
кальция, чем хвойные. Так, по данным Н. П. Ремезова, Л. Н. Быко-
вой, К. М. Смирновой, наибольшее потребление кальция в сосняке —
62, ельнике — 73, дубняке — 133 кг/га.

Почвы и покрывающая их растительность, биогеоценозы, вслед-
ствие непрерывно идущего обмена веществ и энергии в системе
атмосфера — растение — почвогрунт не остаются неизменными. В них
постоянно происходят изменения во взаимоотношениях организмов
со средой и организмов между собой: «... каждое воздействие одного
компонента на другой нарушает устанавливающийся тип взаимоот-
ношений компонентов и создает новый тип взаимоотношений. Таким
образом, все время идет разрушение одних взаимоотношений и созда-
ние других, что в конечном счете выливается в непрерывную пере-
стройку биогеоценозов, в разрушение одних и в создание новых»
(В. Н. Сукачев). Результатом этого является саморазвитие биогео-
ценозов.

Установившаяся взаимосвязь между конкретными почвами и
типами леса нарушается еще и под влиянием производственной дея-
тельности человека.

Примером естественного развития биогеоценозов являются пес-
чаные почвы сосновых боров. По наблюдению И. В. Тюрина, в окрест-
ностях Казани дерновые скрытоподзолистые песчаные почвы сухого
бора Pinetum cladinosum со временем, в связи с развитием оподзоли-
вания их и образованием в иллювиальном горизонте псевдофибр,
могут эволюционировать в подзолистые почвы, а сухой бор сменится
мшистым Pinetum hylocomiosum. Развитие под лесом при промывном
типе водного режима перегнойно-карбонатных насыщенных почв,
занятых, например, сосняком бересклетово-грушанковым, в перег-
нойно-карбонатные выщелоченные может вызвать естественную смену
сосняка бересклетово-грушанкового сосняком лещиново-грушанко-
вым с более сильным участием в древостое ели (см. табл. 85). С увели-
чением мощности псрегнойно-карбонатной почвы и улучшением в связи
с этим водных свойств рендзнн сосна на этих богатых почвах может
быть полностью вытеснена елью с образованием одного из наиболее
производительных типов леса, например ельника дубово-лещинового.

В лесоводстве широко известны также смены пород: сосняков
и ельников березой и осиной, постепенное восстановление коренных
типов леса — сосняков и ельников — под пологом березы и осины,
но уже на несколько измененной березой и осиной почве, известна
смена дуба и сосны елью и т. д. Все эти смены одних пород другими,
одних типов леса иными вызывают изменения и в почвах и в целом
во всем биогеоценозе.

В приведенных примерах саморазвития биогеоценозов наиболее
динамичной, наиболее активной силой является растительность или
шире — жизнедеятельность живых организмов, которая вызывает
взаимодействия с остальными факторами и условиями почвообразо-
вания, необратимые в почве процессы, с чем связано и изменение ее
плодородия. В свою очередь изменение плодородия приводит к изме-
нению состава растительности.

Направлять эти постоянно возникающие изменения, в частности
в системе растения — почва, в сторону повышения плодородия лес-
ных почв и повышения производительности лесов и состоит задача
лесовода. Но для этого необходимо всестороннее, глубокое изучение
взаимоотношений всех компонентов биогеоценоза — единой, цель-
ной и нераздельной природы. Эго завещали нам наши великие
учителя В. В. Докучаев, Г. Ф. Морозов, Г. Н. Высоцкий и В. Н. Су-
качев.
ЛИТЕРАТУРА

Общая

Герасимов И. П. и Г л а зове к а я М. А. Основы почвоведения
и географии почв. Географгиз. М., 1960.

Погребняк П. С. Общее лесоводсгво, 2-е изд. 1968.

Почвоведение. Под ред. И. С. Кауричева и И. П. Гречина. «Колос», М., 1'369.

Сибирцев И. М. Почвоведение. Избр. соч.. т. I. Сельхозгиз, М.. 195L

Ткаченко М. Е. Общее лесоводство, изд. 2-е. Гослесбумиздят, 19521

К введению

Вернадский В. И. Биосфера. «Мысль». М., 1967.

Вернадский В. И. Очерки геохимии. Избр. соч.. т.1. М., 1954.

Докучаев В. В. Главные моменты в истории оценок земель Европейской
России с классификацией русских почв. Соч., т. IV. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1950.

Докучаев В. В. Место и роль современного почвоведения в науке и жизни
Соч., T.VI. Изд-во АН СССР, М. — Л.. 1951.

Полинов G. Б. В. В. Докучаев и естествознание. Изв. АН СССР. сев.
геол., 1947, № I.

К главе I

Пол ынов Б. Б. Кора выветривания. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1934.

Полино» Б. Б. Роль живого вещества в почвообразовании. «Почвове-
дение», 1947, № 8.

Роде А. А. Подзолообразовательный процесс, гл. IV. «Происхождение,
состав и свойства рыхлых пород». Изд-во АН СССР, М., 1937.

К главе II

Захарове. А. Курс почвоведения. Отд. I. «Учение о морфологии почв».
Госиздат, М. — Л., 1927.

К главе III

Роде А. А. Дисперсность твердой массы почвы, химический и минералоги-
ческий состав ее и отдельных ее компонентов. «Почвоведение», 1938, №2.

Р о д е А. А. К вопросу о рыхлых наносах как продуктах выветривания.
Сб. «Проблемы советского почвоведения», № 6, 1938.

К главе IV

Кононова М. М. Проблема почвенного гумуса и современные задачи
его изучения. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1951.

Кононова М. М. Органическое вещество почвы. М-, 1963.

Степанов Н. Н. Химические свойства лесной подстилки. Тр. Центр,
лесной опытной станции, вып. 2. Сельхозгиз, М., 1929.

Тюрин И. В. Органическое вещество почв. Сельхозгиз. Л., 1937.

Тюрин И. В. и Пономарева В. В. Материалы по изучению гумуса
лесных почв. Тр. Лесотехн, акад., вып. 56. Л., 1940.

К главе V

Гедройц К- К. Учение о поглотительной способности почв, изд. 4-е,
Сельхозгиз, М., 1933.

Г о р б у н о в Н. И. Почвенные коллоиды и их значение для плодородия.

Ревут И. Б. Физика почв. «Колос», Л., 1964.

Р оде А. А. Основы учения о почвенной влаге, т. I. Л., 1964.

К главе VII

Водный режим в лесах. Тр. ВНИИЛХ, вып. 8. Изд-во ВНИИЛХ, 1939.

Водоохранная роль леса. Тр. ВНИИЛХ. вып. 18. Изд-во ВНИИЛХ, 1940.

Высоцкий Г. Н. Гидрогеологические и геобиологические наблюдения
в Велико-Анадоле. Избр. соч., т. 1. Изд-во АН СССР, М., 1962.
Высоцкий Г. Н. Q глубокопочвениом (полнопочвепном) почвоведении
Избр. соч., т. II. Изд-во ЛН СССР. №.. 1962.

Высоцкий Г. НО гидрологическом и мезеорологическом влиянии лесов
Избр. соч., т. II. Изд-во АН СССР, М., 1962.

Дино В. Н. Зонально-провинциальные особенности температуры почв
СССР и классификация температурного режима Сб «Тепловой и водиын режим
г.очв СССР». «Наука», М.,’1968.

Лебедев А. Ф Почвенные и групповые воды, изд. 4-е. Изд-во АН СССР
М. — Л., 1936.

К а ч и и с к и й Н. А. Замерзание, размерзанне и влажность почвы в зимний
сезон в лесу и на полевых участках. Изд-во Асе. науч.-иссл. ин-тов при физмате
I МГУ, М., 1929.

Роде А. А. Водный режим почв и его типы. «Почвоведение», 1956, № 4.

Фальковский П. К. Круговорот влаги в почве под влиянием леса.
«Почвоведение», 1935, № 4.

К главе VIII

Агролесомелиорация, изд. 3-е, под ред. проф. И. И. Сус и Ф. И. Серебрякова.
«Колос», М., 1966.

Борьба с эрозией почв в СССР. Сб. статей. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1938.

Скородумов А. С. Эрозия почв и борьба с нею. Киев, 1955.

С у с Н. И. Эрозия почв и борьба с нею. Сельхозгиз, М., 1949.

К главе IX

Ремезов II. П., Быкова Л. Н., Смирнова К. М. Потребление
и круговорот азота и зольных элементов в лесах европейской части СССР. Изд-во
МГУ. М., 1959.

Родин Л. Е. и Б а з и л е в и ч Н. И. Динамика органического вещества
и биологический круговорот в основных типах растительности. «Наука», 1965.

Смирнов В. Н. Почвы Марийской АССР, их генезис, эволюция и пути
улучшения. Маргиз, Йошкар-Ола, 1968.

К главе X

Докучаев В. В. Русский чернозем. Соч.,т. III. Изд-во АН СССР, М.. 1950.

Докучаев В. В. Главные моменты в истории опенок земель Европейской
России с классификацией русских почв. Соч., т. IV. Изд-во АН СССР, М., 1950.

Докучаев В. В. К учению о зонах природы. Соч., т. VI. М. — Л., 1951.

Коссович П. С. Основы учения о почве, ч. II. вып. I. СПб. 1911.

Неуструев С. С. Элементы географии почв. Сельхозгиз. М., 1930.

Основы лесной биогеопенологин, под ред. акад. В. И. Сукачева и докт. биол.
наук В. И. Дылита. «Наука», 1964.

К главе XI

Караваева Н. А. Основные черты тундровых глеевых почв. Сб. «Генезис
и картография почв СССР», М.. Изд-во АН СССР, 1964.

К главе XII

Веригина К. В., Завалишин А. А., М а к с и м ю к Г. П. Пер-
вые итоги работ по изучению процессов заболачивания почв. «Проблемы советского
почвоведения», сб. 2. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1940.

Зайдельман Ф. Р. Особенности режима и мелиорации заболоченных почв.
«Колос». М.. 1969.

Ногина Н. А. Почвы Забайкалья. Изд-во АН СССР, М., 1964.

О почвах Урала, Западной и Центральной Сибири. Сб. под ред. Е Н. Ивановой.
Изд-во АН СССР, М., 1962.

Роде А. А. Подзолообразовательный процесс. М. — Л., 1937.

К главе XIII

Афанасьева Е. А. Черноземы Среднерусской возвышенности. «Наука»,
М., 1966.
Завал и ni и н АЛ Почвы Кузнецкой лесостепи «Мат Куэнецко-Бапна
ульской эксп 1936 г.», ч III. Изд во АН СССР, М - Л . 1936

Тюрин И. В К вопросу о генезисе и классификации лесостепных и лесных
почв Уч. зап Казан ун-та, т. 90. № 3—4, Казань, 1930.

К главе XIV

Докучаев В. В. Русский чернозем. Соч., т. III. Изд-во АН СССР, М., 1949.
Докучаев В. В. Наши степи прежде и теперь. Соч., т. VI. М. — Л., 195! I
К р у п е и н и к о в И. А. Черноземы Молдавии. Изд-во Карти Молдовеняскэ,
Кишинев, 1967.

К главе XV

Гедройп К. К. Солонцы, их происхождение. Изд-во Носовской с.-х. опыт-
ной станции. Носовка, 1928.

Гедройц К К. Осолоденне почв. Изд-во Носовской с.-х. опытной станции.
Носовка, 1926.

К ов да В. А. Происхождение и режим засоленных почв. М. — Л., 1946.

Мелиорация солонцов в СССР. Сб. под ред. акад, И. В Тюрина, акад. И. Н. Ан-
типова-Каратаева и проф М. Г. Чижевского. Изд-во АН СССР, М., 1953.

К главе XVI

Зсмляницкий
европейской части СССР.

Л. Т. Лесорастительные условия почв каштановой зоны
Сельхозгнз, М. — Л., 1938.

К главе XVII

Горбунов Б. В. Главнейшие химические и физические свойства сероземов
богарной зоны Узбекистана Изд-во Узб. филиала АН СССР. Ташкент, 1942.

Розанов А. Н. Сероземы Средней Азии. Изд-во АН СССР, М. — Л., 1951.

К главе XVIII

Алиев Г. А. Коричневые лесные почвы. Изд-во АН Азерб. ССР, Баку, 1965.

Дараселия М. К. Красноземные и подзолистые почвы Грузии и их исполь-
зование под субтропические культуры. Изд-во ВНИИЧ и СК, Анасеули, 1949.

Р о м а ш к е в и ч А. И. Генетическая характеристика бурых горнолесных
почв юго-восточной части Краснодарского края. Сб. «Почвенно-географические
исследования и использование аэрофотосъемки в картировании почв». Изд-во
АН СССР, М , 1959.

К главе XIX

Виленский Д. Г. Русская почвенно-картографическая школа. Изд-во
АН СССР, М., 1945.

Гедройц К. К. Почвенный поглощающий комплекс и почвенные погло-
щенные катионы как основы генетической почвенной классификации. Изд. 2-е. Но-
совская с.-х. опытная станция. Носовка, 1927.

Г е р а с и м о в И. П., Завалишин А. А., Иванова Е. Н. Новая
схема общей классификации почв СССР. «Почвоведение», 1939, № 7 и 1942, № 2.

Г л а з о в с к а я М. А. Принципы классификации почв мира. «Почвоведение»,
1966. Xs 8.

3 о н н С. В. Влияние леса на почву. Изд-во АН СССР, М., 1956.

Иванова Е. Н. Опыт общей классификации почв. «Почвоведение»,
1956, А» 6.

Коссович П. СК вопросу о генезисе почв и об основах для генетическое
почвенной классификации. Жури, опытной агрономии, т. VII, СПб, 1906.

Неуструев С. С. Опыт классификации почвообразовательных процессов
в связи с генезисом почв. Изв. геогр. ин-та. Л., 1926.

Почвенная съемка. Изд-во АН СССР, М., 1958.

Розов Н Н. К вопросу о принципах построения генетической классифика-
ции почв. «Почвоведение», 1956, № 6.

Указания по классификации и диагностике почв, вып. 1,2, 3,4 и 5, М., 1967.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ

Агрегатный состав почвы 65

Агрегаты почвенные 65

Азотистые вещества 81, 103

Азотфиксаторы 103

Актиномицеты 89

Аллофаны 39

Алюмосиликаты вторичные 28

Альбедо 153

Аммонификация 92

Атмосфера как фактор почвообразо-
вания 258

Бактерии 48, 89

—	автотрофные 89

—	азотфиксаторы 103

—	гетеротрофные 89

—	клубеньковые 103

—	нитрификаторы 104, 105

Белоглазка 57, 369

Бногеоценология 8

Биологическая аккумуляция 263

— миграция 44

Биологический фактор почвообразова-
ния 260

Биосфера 14

Битуминизация 94

Битумы 94, 102

Блюдца степные 340, 367

Богарное земледелие 415

Болота 320

Большой геологический круговорот
веществ 42

Боровые пески 357

Брусит 30

Буроземы 4)7

Буферность почвы 140, 141

Вермикулит 32

Верховодка надмерзлотная 327

— почвенная 195, 296

—	склоновая проточная 327

Вивианит 57

Включения 56

Влага внутриагрегатная капиллярно-
подвешенная 162

—	гигроскопическая 155

—	гравитационная 163

—	капиллярно-подвешенная 160

—	капиллярно-подпертая 160

—	подвешенная 161

—	продуктивная 171

—	прочносвязапная (адсорбирован-
ная) 156

—	рыхлосвязанная 156

—	свободная 156

—	сорбционно-подвешенная 160

—	стыковая 161

Влагоемкость капиллярная 165

—	наименьшая 161

—	полная 164

Влажность завядания 170

— разрыва капиллярной связи 163

Вода, ее свойства 24

Вода грунтовая 163, 196

— химически связанная 29, 73

Водный баланс почвы 204

— режим почвы 190, 206

— болотный 209

— — выпотной 212

—	— грунтово-болотный 209

—	— грунтово-полуболотный 209

—	десуктнвно-выпотной 213

—	— мерзлотный 213

—	— непромывной 209, 210

—	— периодически-промывной 207

—	— промывной 206

Водоносный горизонт 163. 196

Водоподъемная способность почв 165

Водопроницаемость почв 167

Водоросли 48, 90

Водоудерживающая способность почв
154

Водоупор 163, 196

Воды грунтовые 163, 196

—	оросительные 388

—	почвенно-грунтовые 197

Воздух почвенный 144

Возраст почвы 263, 266

Восстановление 27. 312

Впитывание влаги в почву 167

Вторичное засоление 393

Вторичные минералы 28

---слоистые алюмосиликаты 28

Выветривание 18

—	ферралнтное 37

—	ферсиалитное 37

—	физическое 20

— химическое 22, 26, 36

Выцветы 56

Газообразная фаза почвы 48

Гематит 28

Генетические горизонты 45

Географическое распределение почв
270

Геосферы 14

Гетит 28

Гиббсит 28

Гигроскопичность почвы 155

— максимальная 155

Гидраргиллит 28

Гидратация 25

Гидролиз 25, 26

Гидрослюды 32

Гидротермический режим 258
Гипс 28, 392

Гипсование солонцов 100

Глина 64

— физическая 62

Глинистые минералы 28

Глиноземно-кислородные октаэдры 30

Горизонт вмывания 286

— выщелоченный 352

— глеевый 60, 312

— гумусово-иллювиальный 291

— гумусовый 59

— иллювиальный 59, 286, 397, 398

— карбонатно-иллювиальный 343,370

— карбонатной висячий 351

— надсолоицовый 396

— осолоделый 403

—	перегнойно-аккумулятивный 59

—	подзолистый 59, 111

— скопления гипса 370

— скопления солей 370, 398

— солонцовый 397, 398

— столбчатый 398

— сульфатный 370

— торфянистый 314

—	торфяный 314

Горизонты генетические 45

—	морфологические 50

Граница вскипания 343

Гранулометрический состав почв 56,
61

Грибы 89

Грунтовое заболачивание 113

Гумнн 101

Гуминовые кислоты 100

Гумификация 94

Гумус 77

—	грубый 109

—	запас в почвах разного типа 99

—	мягкий 109

—	химический состав 100

Гумусовые вещества 77, 100, 259

Деградация 360

Денитрификация 105

Десукиня 198

Дефляция 226

Диапазон активной влаги 172, 173

Диоктаэдрические минералы 30

Диспергирование 122

Дисперсность почвы 120

Дождевые черви 48

Доступность почвенной влаги для рас-
тений 170

Дренаж 394

Дубильные вещества 83

Дутикн 57

Единство процесса почвообразования
265, 427

Емкость обмена катионная 124

Живая фаза почвы 48

Живое вещество 14, 15, 16

Жидкая фаза почвы 48

Журавчнкн 57, 344

Заболачивание 311

—	гарей и лесосек 322

—	грунтовое 113

---железистыми водами 319

---жесткими водами 320

—	поверхностное 113

Задержание талых вод 220

«Закон» зональности 270

—	убывающего плодородия 239

Замерзание почвы 183

Засоление почв 388

Зональные вещества 84

Зона лесная (тайги, подзолистых почв)
282

— лесостепная 338

— полупустынная 404

— пустынная 410

— степная 366

— тундры 278

Зональность 7,269

— вертикальная 7,272

Зоны почвенные 7, 269, 271

Известкование почв 137

Иллимернзаиия 300

Иллиты 32

Импульверизация солей 388

Ирригационное засоление 393

Испарение влаги из почвы физическое

198

Испаряемость 214

Каолинит 30

Капилляр неточный 158

Капиллярная влагоемкость 165

—	кайма 165

Капиллярные явления 156

Капиллярный гистерезис 158

Карбонаты кальция и магния 387

—	почвенные 57

Кварц 67, 73

Кислородный режим почв 144

Кислотность почв 132

—	актуальная 136

— гидролитическая 135

— обменная 132, 133, 134, 135

— титровальная 132

Классификация гранулометрических
элементов 62

— почв 7, 442

— по гранулометрическому составу

63. 64

— почв СССР 444

Климат как фактор почвообразования
Коагуляция почвенных коллоидов 130

Колки 403

Коллоидные свойства почв 120

— частицы 62, 122. 124

Коллоидный (поглощающий) комплекс
почв 118

Коллоиды минеральные 121, 124

— органические 121. 125

Комплексное строение почвенного пок-
рова 318, 399

Конденсация парообразной влаги 192

Конкреции 57

К оп рол нт ы 57

Кора выветривания 14

— типы 38. 40

Коричневые лесные почвы 421

Корневнны 57

Корни 58

Корочки 56

Коэффициент дисперсности 66

—	завядания 171

—	стока 193

Кремнеземистая присыпка 354

Кремнекислородные тетраэдры 29

Кристаллическая решетка 22

Криотурбациоппые явления 328

Кротовины 57, 344

Круговорот азота в почве 103, 106

—	зальных веществ 240

Лесная подстилка 59, 107, 109. ПО, 112

Лесной опад 79

Лесные паюсы 218

Лесорастительные условия 363, 378

Лесотундра 279

Лсссиваж 300

Лёсс 339

Лёссовидные суглинки 339

Лигнин 81

Линия вскипания 343

Липкость почвы 151

Луговая стадия в развитии чернозема
350

Лучистая энергия солнца 257

Малый биологический круговорот ве-
ществ 44

Материнская порода 256

Мелиорация саюнцов 400

Мерзлота многолетняя (вечная) 188,
256, 327

Мертвый горизонт иссушения 210

— запас влаги 170

Механический состав почв 55

Микориза 247

Микроагрегаты 174

Микро.морфатогия 50

Микроорганизм 48. 87

Микрорельеф 261, 404

Микроструктура 174

Микроэлементы 84, 240

Минерализация органических остатков
85

Минералогический состав почв 66

Минералы вторичные 28, 69

—	глинистые 28

—	первичные 66, 67

Модер 109, ПО

Монтмориллонит 31, 32

Мор 109, ПО

Морфологические признаки почв 51

Мулль 109, ПО

Набухание почвы 152

Налеты 86

Ненасыщенность почв основаниями 136

Нитрификация 104

Новообразования 56

Обмен веществами и энергией 17

Обменная (поглотительная) способность
коллоидов 119

Обменные (поглощенные) катионы 122,
123

---их влияние на свойства почвы
127,128

Объемный вес почвы 149

Оглеение 312

Оглинивание почвы 301, 354, 412,
420, 422

Окисление 25

Окраска почвы 51

Октаэдры глиноземно-кнелороднные 30

Окультуренные почвы 309

Опад 79

Оподзативание буроземов 421

—	черноземов 342

Органические остатки 77. 80

Органическое вещество 99

---лесных почв 107

Органоминеральные соединения 114

Орошение 386, 393

Ортзаид 57

Ортштейн 57

Осиновые кусты 403

Осолоденне 403

Осолонцевание 395

Остепненне саюнцов 399, 401

Осушение 253, 321

Отдельности 52

Оттаивание почв 185

Пептизация почвы 130

Первичные продукты выветривания 27

Передвижение влаги в почве 203

Песок 62

—	физический 62

Питание растений азотное 240,

—	зольное 240, 241

Пластичность 151

— верхний предел 151
Плодородие почв 12.17, 233

— естественное 44, 237

— искусственное 237

— лесных почв 239, 250

— потенциальное 237

— эффективное 237

Плотность почвы 149

Площади почвенно-географических эон

441

Поверхностное давление 156, 157

Поверхностная энергия 155

Поглотительная избирательная способ-
ность растений 259

— способность почв 118, 1)9, 120

Поглощение обменное 119, 122

— почвой лучистой энергии 153

Подбуры 327, 332

Подвижность почвенной влаги 203

Подзолисто-болотные почвы 311

Подзолообразование 295

Подзолы гумусовые 317

— торфянистые 317

Подтип почвы 267

Пойма речная 323

Полевые шпаты 67

Полезащитные лесные полосы 218

Пористость 56, 149

Поступление влаги в почву 190

Потеки 56

Потускулы 219

Почва (определение) 7

— как биокосное тело 263

— как средство производства 47

— как четырехфазная система 47

Почвенно-геоморфологический ряд 317

Почвенно-гидрологические константы
173

Почвенные комплексы 318

Почвенный воздух 144

— раствор 138, 142

Почвоведение 4, 8, 13

Почвообразовательный процесс 44, 45,
263

Почвообразование 42. 43

Почвообразователи 47

Почвы болотные 311

— бурые лесные 417

— бурые пустынно-степные 406

— глеево-подзолистые 301

— глеевые 280

— глее-мерзлотные таежные 328

— дер ново-глеевые. 311

— дерново-карбонатные 309

— дерново-охристые 320

— дерновые таежные 334

— желтозем ные 425

— засоленные 387

— иловато-глеевые 319

— каштановые 405

— коричневые лесные 421

— красноземы 422

Почвы лесснвё 300

— лугово-каштановые 406

— лугово-черноземные 350, 368. 375

— мерзлотные 328

— надмерзлотно-глеевые 327, 328

— надмерзлотно-гомогенно-глеевые
328

— оруденелые (чугунные) 320

— охристо-глеевые 280

— подзол исто-болотные 311

— подзолистые 301, 302

— подзолы 302

— светло-каштановые 405

— серо-бурые пустынные 416

— серые лесные 255

— староорошаемые сероземные 415

— таежно-мерзлотные 327

— таежные дерновые 334

— темно-каштановые 376

— темноцветные 407

— торфяно-болотные 311

— торфяно-глеевые 280

— тор< >яно-охристые 320

— торфяные 320

— черноземно-луговые 350

— черноземные 342

Превращения азотистых соединений

103, 106

— органических остатков 85, 86, 87,
93, 95

Примазки 56

Проградация 359

Продуктивность различных типов леса
250

— различных типов растительности
78. 79

Прожилки 56

Промерзание почвы 188. 190

Просачивание влаги в почву 167

Профиль почвы 45, 58

Процесс почвообразования 44, 45. 263

Пссвдомицелин 57, 344

Псевдофнбры 57

Пылевые бури 228

Пыль 62

Разболачивапие лесосек и гарей 323

Радиационный баланс 178

Развитие почв 263, 265

Разложение анаэробное 91, 96, 97

— аэробное 91, 95, 97

Разнообразие почв в природе 267

Рассоление почв 39-1

Растительный мир как фактор почво-
образования 259

Реакция активная 136

Реградация черноземов 350, 360

Режим водновоздушный 216

Режим водный 190, 200

Режим тепловой 178
Рельеф как условие почвообразования
261	*

Рендзина 309

Роль леса гидрологическая 217

Рудяковые зерна 57

«Русский чернозем» 6

Рыхлые горные породы 38

Свойства почв водные 154
— коллоидные

— общие физические 148

— тепловые 153

— физико-механические 151

Связность почвы 56, 152

Сероземы 412

Синтез микробный 91

Сложение почвы 55

Слюды 69

Слоистые алюмосиликаты 29, 30

Смешанно-слоистые минералы 36

Смолистые вещества 83

Сода в почвах 391

Содовый солонец — солончак 395

Соли 57, 387

— легкорастворимые 28, 387

Солоди 401, 403

Солонцы 394 , 395, 397, 398

— луговые 398

— степные 399

Солончаки 392

Сорбция влаги 155

Сортировка продуктов выветривания
40

Сосущая сила почвы 203

Степи 366

Степной войлок 59

Сток грунтовый 196

— поверхностный 193

— почвенный (внутрнпочвенный боко-
вой) 195

Структура почвы, ее виды 52, 173

Структурность почв 52

Структуры искусственные 177

Стяжения 57

Суглинки 64

Сульфаты 27, 387, 391

Супесь 64

Твердая фаза почвы 47

Твердость почвы 152

Текучесть почвы 151

Температуропроводность почвы 153

Теплоемкость почвы 153

Теплопроводность почвы 153

Термодинамические условия 19

Террасирование склонов 230

Тетраэдры кремнекислородные 29

Тиксотропность 280

Тип леса 283, 284

— почвы 267

— лесорастительных условий 284

Торф 113, 314

оруденелый 320

Торфяник 113, 314

Торфянистый подзол 316

Торфянистоглеевый подзол 317

Триоктаэдрические минералы 30

Трубочки 56

Углеводы 80

Удельная поверхность почвы 151

Удельный вес почвы 148

Удержание влаги в почве 154

Удобрение почвы 239

Ульмин 101

Уравнение водного баланса почвы 204

Усадка 152

Факторы почвообразования 7, 13, 47,
256

Физическая глина 62

Физический песок 62

Фильтрация влаги в почву 167

Фитол нтарии 402

Фотосинтез 16

Фульвокислоты 101

Хелаты 116

Химический состав почв 70, 71, 74

Хлориды 387

Хлорит 34

Хлороз 241, 310

Ходы роющих животных 58

Хозяйственная деятельность человека
как фактор почвообразования
262,440

Хроноизоплеты влажности 21!

Цикличность почвообразовательного
процесса 264

Червороины 57

Черноземы 46, 342, 368

— выщелоченные 351

— оподзолеиные 354

— солонцеватые. 403

— осолоделые 403

Черные бури 228, 385

Черный пар 384

Эвапотранспирация 198

Эволюционный ряд почв 265

Эволюция почв 263, 265, 311

Экспозиция склонов 261

Электрокинетический потенциал 131

Элементарные пакеты 30

Элювий 40

Энзимы 90, 91

Эпейрогсническое поднятие суши 394

Эрозия почв нормальная 227

— ускоренная 227

Эфемеры 411
ОГЛАВЛЕНИЕ

От автора первого издания . .............................. .........	3

Введение..............................................................   4

Часть первая. Общее учение о почве..................................... 18

• Глава 1. Выветривание н почвообразование............................. 18

Общее представление о процессе выветривания....................... 18

Физическое выветривание........................................... 20

Химическое выветривание........................................... 22

Первичные продукты выветривания................................... 27

Образование вторичных минералов................................... 28

Типы химического выветривания .................................... 36

Образование рыхлых горных пород................................... 38

Типы коры выветривания....................................    .	40

Остаточная кора выветривания...................................... 40

Отложенная кора выверивания....................................... 41

Почвообразование ................................................. 42

• Г л а в а II. Морфология почв . ...................................   50

Общее понятие о морфологии почв.................................   50

Морфологические признаки почвы ................................... 51

Окраска почвы..................................................... 51

Структурность почвы............................................... 52

Гранулометрический состав почвы .................................. 55

Сложение почвы .................................................   55

Новообразования и включения......................................  56

Корин растений ..................................................  58

Ходы роющих животных ............................................. 58

Общее строение почвенного профиля................................. 58

'Глава III Гранулометрический, минералогический и химический состав
рыхлых горных пород и почв..........................................   61

Гранулометрический состав	почв и пород............................ 61

Минералогический состав почв и пород.............................. 66

Химический состав почв н пород . ................................. 70

‘Глава IV. Органическое вещество почвы..............•.................. 76

Количество и состав органических остатков......................... 77

Количество органических остатков.................................. 77

Состав органических остатков ..................................... 80

Процессы превращения органических остатков........................ 83

Процессы превращения органических остатков, совершающиеся вне
клеток живых организмов........................................... 85

Процессы превращения органических остатков, происходящие при участии

живущих в почве животных ............................................   86

Процессы превращения органических остатков, происходящие при участии
микроорганизмов........................................................ 87

Общий характер превращения органических остатков . ..............  83
Химический состав гумуса.........................................

Превращения в почве азотистых соединений.........................

Органическое вещество лесных почв................................

Органо-минеральные соединения почвы..............................

Роль и значение органического вещества почвы. Способы обогащения
почв органическим веществом............................

• Глава V. Почвенные коллоиды. Почвенный раствор и почвенный воздух .
Почвенный коллоидный комплекс.........................................

Поглотительная способность почвы ................................

Природа коллоидных свойств ......................................

Строение частиц почвенных коллоидов.............................

Влияние состава обменных катионов на свойства почвы..........  ,

Коагуляция почвенных коллоидов ..................................

Кислотность почв.................................................

Почвенный раствор ............................................

Почвенный воздух.................................................

«Глава VI. Физические свойства почвы..................................

Общие физические свойства почвы................................

Физико-механические свойства почвы ..............................

Тепловые свойства почвы . .......................................

Водные свойства почвы ...........................................

Подвешенная влага в почве........................................

Гравитационная влага в почве ....................................

Водоподъемная способность почвы..................................

Водопроницаемость почвы .........................................

Особенности водных свойств лесных почв ..........................

Доступность почвенной влаги для растений.........................

Структура почвы и ее влияние на некоторые физические свойства....

-Глава VII. Тепловой, водный и воздушный режим почвы и гидрологиче-
ская роль древесных насаждений........................................

Тепловой режим почвы.............................................

Поступление тепла в почву и ее температурный режим...............

Замерзание и оттаивание почвы ...................................

Типы температурного режима почвы.................................

Водный режим почвы ..............................................

Поступление влаги в почву....................................  .

Расход влаги из почвы ...........................................

Передвижение влаги в почве.......................................

Водный баланс почвы..............................................

Типы водного режима почвы........................................

Факторы, определяющие тип водного режима почв....................

Воздушный и газовый режим почв...................................

Влияние древесных насаждений на водный режим местности...........

Классификация лесных площадей по их водоохранному и защитному зна-
чению ...........................................................

Глава VIII. Эрозия почв и борьба с нею................................

Глава IX. Плодородие почвы и обмен минеральными веществами и азотом
между почвой и древесной растительностью .............................

Плодородие почв..................................................

Круговорот зольных веществ и азота под лесной растительностью . . .
Продуктивность лесных насаждений ................................

Глава X Факторы и условия почвообразования, почвообразовательный
процесс и географическое распределение почв...........................

Факторы почвообразования.........................................

Условия почвообразования ........................................

Почвообразовательный процесс.....................................

Разнообразие почв в природе .....................................

Основные типы почв и их географическое размещение. Почвенные зоны . . .
Часть вторая. Главнейшие типы почв но зонам...........................

Глава XI. Почвы тундрово-арктической зоны.............................

100

103

107

114

116

118

118

118

120

122

127

139

132

138

144

148

148

150

153

163

165

167

169

170

173

178

178

178

182

188

190

190

193

203

201

206

214

216

217

221

226

233

233

240

250

255

255

261

263

267

270

278

278
Глава ХП Почвы лесной зоны...........................................

Условия почвообразования лесной зоны.............................

Почвы лесной зоны..........................  ....................

Почвы подзаз истого типа.......................................

Дерново-карбонатные почвы .....................................

Подзолисто-болотные и болотные почвы...........................

Почвы поверхностного заболачивания.............................

Почвы грунтового забатачивания ................................

Батога и их типы...............................................

Почвы речных пойм..............................................

Почвы лесной эоны Средней в Восточной Сибири.....................

Глава XIII Почвы лесостепной зоны....................................

Условия почвообразования в лесостепной эоне......................

Почвы лесостепной зоны...........................................

Черноземы ................................................	• . .

Серые лесные почвы ............................................

Прочие почвы лесостепной зоны..................................

Происхождение почв лесостепной зоны..............................

Лесорастнтельные свойства почв лесостепной зоны....................

Глава XIV Почвы степной эоны.........................................

* Условия почвообразования в степной зоне............................

Почвы степной зоны ..............................................

Черноземы......................................................

Темно-каштановые почвы ........................................

Лесорастительные свойства почв степной зоны .....................

Борьба с засухой в степной и лесостепной зонах...................

Глава XV. Засоленные почвы, солонцы и солоди.........................

Засоленные почвы ................................................

Солонцы .........................................................

Саг одн..........................................................

Глава XVI. Почвы полупустынной зоны..................................

Глава XVII. Почвы пустынной зоны.....................................

Глава XVIII. Лесные почвы южных горных областей СССР.................

Бурые лесные почвы.................................................

Коричневые лесные почвы..........................................

Красноземы.......................................................

Желтоземы........................................................

Глава XIX. Общий обзор почв СССР и проблема их классификации . . .
Единство почвообразовательного процесса..............................

Соотношение между процессами выщелачивания и накопления в почвах
основных типов и его связь с географическим распределением почв . . . .

Классификация почв...............................................

Глава XX. Почвы и типы леса..........................................

Литература .'....................................................

Предметный указатель.............................................

282

282

285

285

309
311

313

316

320

323

326

338
339

341

342

355
357
358

363
366

366

367

368
376

378
382

387

387
394
401

404
410

417
417

421

422

426

427
427

429

442

456

470

473

Алексей Андреевич Роде
Виктор Николаевич Смирнов
Почвоведение

Редактор И М. Шагирова
Художник Л. И. Дсмко
Художественные редактор С. Г. АОелин
Технически# редактор Г. Д. Гарина
Корректор 8. Л. Орлова

Сдано в набор 2/XI-7I г Подписано к печати 21/11-72 г. Формат бОхОО’/м. Объем
30 печ. a. 31.81 уч изд. л. Над 7ft Е-207. Тираж IB ООО вкз. Зак. 18. Цена I р. 21 к.

План выпуска литературы издательства «Высшая школа»
(вузы и техникумы! на 1972 г. Позиция 70

Ордена Трудового Красного Знамени Ленинградская типография 1 «Печатный
Двор» им ’А. М Горького Глааполиграфпрома Комитета по печати при Совете
Министров СССР. г. Ленинград. Гатчинская ул., 26.