Text
академия НАУК СССР
с.в.зонн
ЖЕЛ ЕЗО
ПОЧВАХ
i Ш
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
USSR ACADEMY OF SCIENCES
SCIENTIFIC COUNCIL ON SOIL SCIENCE
AND SOIL IMPROVEMENT PROBLEMS
S.V. ZONN
IRON
in
SOILS
(genetic
and geographical
aspects)
PUBLISHING HOUSE "NAUKA”
MOSCOW 1982
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
НАУЧНЫЙ СОВЕТ ПО ПРОБЛЕМАМ ПОЧВОВЕДЕНИЯ
И МЕЛИОРАЦИИ ПОЧВ
с.в. зоны
ЖЕЛЕЗО
ПОЧВАХ
(генетические
и географические
аспекты)
ИЗДАТЕЛЬСТВО ’’НАУК А"
МОСКВА 1982
УДК 631.48
3 о н н С.В. Железо в почвах (генетические и географические аспекты). М.: Наука,
1982.
Работа посвящена формам железа в различных почвах мира. Они изучались по раз¬
работанной автором системе анализов, позволяющих разделять соединения железа
в почвах на две группы - силикатное и свободное, а последнюю подразделять на
окристаллизованные и аморфные формы. По содержанию и соотношению этих форм
устанавливаются диагностические показатели основных элементарных почвенных
процессов, а затем типов и подтипов почв.
Табл. 65, ил. 3, библиогр.: с. 195-203 (210 назв.).
The paper examines the forms of iron as they occur in different soils of the world. A sys¬
tem of sample testing devised by the author was applied to study these forms making it
possible to group iron compounds present in the soils as silicate and free The latter are
further subdivided into crystallized and amorphous forms. The content and ratio of these
forms serve to establish the diagnostic indicators of the basic elementary processes and,
consequently, to determine the soil types and sub-types.
Ответственный редактор
член-корреспоадеит АН СССБ..В.А. 1£ОВДА
3802020000-511
^ 055 (02) -82 758-82, кн. 2 ф Издательство ’’Наука”, 1982 г
ОТ РЕДАКТОРА
Предлагаемая вниманию читателей монография С.В. Зонна представляет
собой первое и оригинальное исследование, посвященное рассмотрению
роли соединений железа в почвообразовании, в диагностике почв, в их
современной и палеогеографической геохимии и, наконец, в антропоген¬
ном преобразовании и накоплении железа в биолитосфере.
Большой интерес представляют прогнозные сценарии, касающиеся
судеб железа в природе, особенно в преобразовании почв и почвенного
покрова. Новизна постановки вопросов прогноза несомненна. При непол¬
ноте для этого научной информации автор книги логично и успешно
намечает пути дальнейшей эволюции почв при возможном их обогащении
железом, обсуждает возможные пути эволюции и полемизирует с предполо¬
жениями, высказанными по этим вопросам до него.
Новизна и оригинальность монографии проявляются во многом: она
основана на большом фактическом материале, охватывающем разработ¬
ку методов исследования форм соединений железа и обоснование на этой
основе системы разделения форм соединений железа для выяснения гене¬
зиса почв и диагностики их на типовом и подтиповом уровнях. На этой
основе рассмотрено содержание и соотношение групп и форм соединений
железа в основных типах почв мира; установлены диагностические формы
соединений железа; выявлена педогеохимическая роль соединений железа
в прошлом, настоящем и будущем.
Монографии предшествовал большой период оригинальных исследова¬
ний форм соединений железа, проведенных под руководством С.В. Зонна
соискателями и аспирантами, как советскими, так и из зарубежных стран,
что способствовало созданию этого нового направления и школы исследо¬
вателей, возглавленной С.В. Зонном.
Создание этого труда также необычно. Я бы сказал, что это интернацио¬
нальный труд. Он создан в сравнительно ’’молодом" высшем учебном
заведении — Университете Дружбы народов им. П. Лумумбы, где С.В. Зонн
вот уже в течение 22 лет успешно ведет не только учебную, но и научно-
исследовательскую работу, направленную главным образом на изуче¬
ние субтропических и тропических почв. Его научное пособие ’’Почво¬
образование и почвы субтропиков и тропиков”, впервые вышедшее в
1971 г. и в расширенном виде в 1974 г., не только стало первым оригиналь¬
ным трудом советского почвоведения по почвам субтропиков и тропиков,
написанным по личным исследованиям в тропических странах, но и
послужило началом для развития исследований роли железа в почвообразо¬
вании и диагностике почв. Первоначально изучались ферраллитные тропи¬
ческие, а затем субтропические почвы преимущественно Западной Грузии,
а впоследствии все зональные почвы Советского Союза.
Столь бурное и широкое развитие исследований по выяснению роли
железа — его различных форм в почвообразовании — имело основания,
обусловленные весьма точным отражением отдельными формами соеди¬
нений железа и (или) их сочетанием и соотношением основных элементар¬
ных процессов, и, как следствие, диагностику почв на уровне типов и
подтипов.
Все это определяло использование предложенной С.В. Зонном и его
сотрудниками системы методов выделения и определения форм железа
в самых различных почвах - от тундровых до влажнотропических. Наи¬
более широкие и обстоятельные исследования проведены под его руковод¬
ством на кафедре почвоведения УДН Им. П. Лумумбы, а затем по той же
методике в различных учреждениях Союза. Все материалы, накопленные
к моменту написания монографии, положены в ее основу. Таким образом,
удачное обобщение всех накопленных материалов явилось логическим
следствием завершения определенного этапа исследования.
Необходимость, ценность и своевременность такого обобщения бес¬
спорны, но хотелось бы отметить еще одно, не менее важное качество
монографии - постановку дискуссионных вопросов и предложение про¬
граммы дальнейших исследований.
В монографии освещается большое количество проблем и вопросов,
которые не могут не интересовать исследователей, связанных с изучением
всех прйродЯых образований, содержащих железо. Каждый читатель может
избрать для исследований тот или иной вопрос, вытекающий из проблем,
рассмотренных в монографии.
Автор намечает комплекс проблем и вопросов, порожденных рассмот¬
рением того, что сделано и что требует дальнейшего исследования, с учетом
новейших методических разработок и решений, диктуемых развитием
науки и практики.
Глубокое и всестороннее рассмотрение одного элемента - железа -
показывает, насколько важно продолжать аналогичное изучение и таких
элементов, находящихся в почвах, как алюминий, кремнезем, кальций
и магний. Создание монографии по железу — явная удача и заслуга автора,
вложившего много сил и энергии в ее составление.
Книга интересна и не совсем обычна по сумме затрагиваемых проблем
и вопросов и по их освещению. Она, несомненно, вызовет живой интерес
не только почвоведов, но и географов, геохимиков, геологов, ботаников,
лесоведов, агрономов и всех тех, кому не чужды проблемы охраны приро¬
ды и кто заинтересован в совершенствовании знаний о ней.
Член-корреспондент АН СССР В.А. КОВДА
ВВЕДЕНИЕ
Предлагаемая монография представляет собой попытку осветить роль
соединений железа в почвообразовании и подойти к выявлению законо¬
мерностей географического распределения этих соединений в почвах различ¬
ного генезиса. Подобная постановка проблемы вытекает из необходимо¬
сти решения таких вопросов, как диагностическое значение соединений
железа в генезисе почв, а также установление соотношений тех же соеди¬
нений, характерных для главных типов почв мира.
Давно назрела необходимость составления таких обобщающих сводок
о почвообразовательной или даже о педогеохимической роли соединений
отдельных элементов, входящих в состав почв. Примером могут служить
первые монографии по железу и алюминию Сегалена (Segalen, 1964,1968).
Однако они составлены больше как минералого-геохимические, основ¬
ное внимание уделено методам изучени! соединений, встречающихся в
природе вообще и в почвах в частности. Однако к моменту составления
этих сводок было очень мало материалов, характеризующих содержа¬
ние и распределение форм железа в почвах. Поэтому в них проблемы
диагностики почв по содержанию, соотношению и распределению форм
железа освещены слабо, а вопросы географии форм соединений железа
вообще не затронуты.
В предлагаемой монографии основное внимание уделено рассмотрению
источников железа, их трансформации в почвах и обоснованию диагности¬
ческой роли форм Fe в генезисе почв, а также закономерностям их гео¬
графического распределения. Попутно затрагиваются вопросы геохимии
и минералогии соединений железа. Особый раздел посвящен рассмотрению
’’антропогенного” периода круговорота соединений Fe в почвах.
В конце книги предпринята попытка прогнозировать роль Fe в почвен¬
ном покрове в связи с тем, что в век технического прогресса в почвенно¬
геохимический круговорот вовлекаются огромные количества железа
из земных недр. Прогнозирование не может быть чуждо современному
почвоведению, так как почва больше чем когда-либо становится основой
всего живого.
Но главное содержание монографии — формы соединений железа. При¬
менение этого термина требует разъяснения в целях правильного понима¬
ния дальнейшего изложения и исключения возможных неясностей. В моно¬
графии рассматриваются физические и физико-химические особенности
соединений железа, преимущественно окисных и гидроокисных, образую¬
щихся в почвах, производных как от железа, входящего в состав мине¬
ралов, так и от окисных и закисных соединений минерального и органо¬
минерального происхождения.
7
В почвах соединения железа относятся к двум группам — к силикат¬
ным и свободным, или несиликатным. Основное внимание концентрирует¬
ся на последней группе соединений железа. Она состоит из форм соеди¬
нений железа, выделяемых по их растворимости в реактивах, различно
воздействующих на железо в почвах. Поэтому в основе монографии лежат
химический и биогеохимический подходы к разделению соединений железа
на формы. При этом они сопоставляются с железистыми минералами и
контролируются другими методами.
Естественно, предлагаемая работа - один из этапов на пути познания
роли железа в почвообразовании и генезисе почв. Несомненно, в дальней¬
шем учение о формах железа будет углубляться и детализироваться в
отношении их роли и значения в почвообразовании.
Мы остановились на железе не случайно, так как изучение тропических
и субтропических почв позволило выявить, что именно его соединения
наиболее устойчивы, наименее мигрируют в почвах и что поэтому их,
вероятно, с большим основанием можно принимать за условно стабиль¬
ные при расчетах выносов и накопления остальных элементов. Соединения
железа более устойчивы, чем соединения кремнезема, часто принимаю¬
щегося за относительно стабильный.
История создания монографии связана с работами аспирантов и соиска¬
телей по УДН им. П. Лумумбы: Н.К. Шония, А.Н. Ерошкиной, Л.А. Карма¬
новой (СССР). Маунг Вин Хтина (Бирма) to Асинополя Рукака Назмуйта
(Республика Руанда). Все они выполнили интересные методические и
научные исследования по формам Fe, освещенные в их диссертациях на
соискание ученой степени кандидата наук. Автор благодарит своих учени¬
ков за то, что они сделали так много и тем самым создали предпосылки
для ’’рождения” этой монографии.
Одним из зачинателей изучения роли железа в почвах была В.В. Келлер¬
ман. Ее работы сыграли известную роль в развитии нами этого направле¬
ния. Вот почему мы отдаем должное памяти этого душевного человека
и вдумчивого исследователя, сыгравшего большую роль в создании настоя¬
щего труда. В основе его лежат результаты работ учеников опубликован¬
ных самостоятельно или совместно с нами. Многие из положений и вопро¬
сов в данном произведении развиты впервые, многие заново пересмотрены,
уточнены выводы.
В процессе подготовки рукописи автору оказывали помощь J1.A. Карма¬
нова, А.Н. Ерошкина, Хуан Родригес Баррето. Мы признательны Н.Д. Дунае¬
вой за внимание и большой труд по подготовке рукописи к печати.
В заключение хотелось бы поблагодарить Н.И. Горбунова и И.С. Каури-
чева за просмотр, ценные замечания и положительную оценку нашего труда,
а В.А. Ковду за нелегкий труд по редактированию рукописи.
ЧАСТЬ I
ЖЕЛЕЗО В ПРИРОДЕ И ПОЧВАХ
ЖЕЛЕЗО ЛИТОСФЕРЫ И ЕГО ЗНАЧЕНИЕ В ПОЧВООБРАЗОВАНИИ
Железо - один из распространенных в природе элементов, источник
получения металла, играющего важную роль в истории человечества начиная
с железного века. Если в недалеком прошлом содержание железа в породах
литосферы увеличивалось с глубиной, то сейчас можно считать, что значи¬
тельная его часть, добытая из доступных человеку недр, находится в
поверхностном слое литосферы - в почвенной пленке Земли. На такое
возможное изменение распределения железа обращается мало внимания,
а между тем мы, вероятно, уже вступили в период антропогенного ’’ожелез-
нения” почвенной толщи в результате возврата железа в виде различного
рода бытовых и промышленных отходов. Свою долю в этот процесс внесла
и вторая мировая война, выбросив в почвенную толщу миллиарды тонн
стали, чугуна и др.
Все эти перемещения железа из недр литосферы в ее почвенную оболоч¬
ку учесть нелегко,*но необходимо для анализа круговорота железа. К этому
мы вернемся в последней части работы, а сейчас кратко остановимся на
некоторых общих сведениях о железе.
Общие сведения
Содержание железа в земной коре достигает 5,1% (Goldschmit, 1937).
Оно занимает четвертое место после кислорода (49,4%), кремния (28,6%)
и алюминия (8,32%).
Железо присутствует почти во всех горных породах и составляет в
кислых породах 2-3% (граниты), в основных породах от 7-8 до 12-14%
(базальт, габбро, диабаз и др.) и в ультраосновных породах 15-16%
(перидотиты и др.). В гидросфере содержание Fe достигает 5 • 10~смг/л.
Железо в земной коре находится в самородном состоянии, в составе хроми¬
товых, ильменитовых, магнетитовых, гематитовых окисных руд и в составе
многих первичных и вторичных минералов.
Главными источниками накопления железа в почвах являются первич¬
ные минералы почвообразующих пород. В них железо находится в закис-
ных, окисных и гидроокисных соединениях. В результате выветривания
и почвообразования железо из них высвобождается и переходит как в
коллоидальные окисные, закисные и гидроокисцые соединения, так и
особенно во вторичные (глинистые) минералы. Из аморфного железа,
появляющегося в результате разрушения первичных и вторичных минера¬
лов, образуются такие окисные и гидроокисные минералы, как гематит,
гетит, маггемит и др. В результате в почвах происходит накопление железа,
9
и его содержание в различных их типах колеблется от 1 до 25%, повышаясь
в тонких фракциях до 45%, а в тропических почвах, развитых на серпен¬
тинитах, количество его может достигать 71,12% (Зонн, 1968).
В целом современные процессы выветривания приводят к накоплению
железа в почвенной толще литосферы. Связано это прежде всего с крайне
слабой растворимостью и подвижностью железа, а также с его осаждением,
происходящим под влиянием небольших изменений среды, в которой
оно находится.
Одной из важных для генезиса почв особенностей железа является его
способность менять валентность. Присутствие железа в почвах в виде
Fe3+ и Fe2+ обусловливается почвенными режимами. В аэробных условиях
оно трехвалентно, а в анаэробных - двухвалентно. Fe203 - окисел, прак¬
тически нерастворимый в почвенных водах, a FeO наиболее растворимо
и подвижно. При доступе кислорода в результате окисления FeO пере¬
ходит в Fe(HC03)2 и осаждается как в почвах, так и в морских и озерных
мелководьях.
Кроме того, железо может переноситься в истинных, больше всего в
коллоидных растворах, а также в псевдорастворах (Дюшофур, 1970)
в грунтовые воды, а затем в реки и моря. Однако этот вынос из почв,
по всей вероятности, компенсируется биологическим накоплением и атмо-
сферно-водным привносом. В современную фазу почвообразования мигра¬
ция железа сравнительно ограничена и связана главным образом с различ¬
ными типами избыточного увлажнения почв, определяющих постоянный
или сезонный анаэробиозис.
Указанные факторы в зоне гипергенеза весьма изменчивы во времени
и в пространстве, что сказывается и на почвенных соединениях железа.
Во-первых, скопления железа в почвах могут быть как реликтовыми,
так и современными, а во-вторых, железо в них представлено наиболь¬
шим количеством минералов, а также свободными окисными и закис-
ными соединениями различных степеней окристаллизованности и раствори¬
мости. Поэтому необходимо знакомство с историей изучения железа в
почвах, а затем подробное рассмотрение разнообразия соединений железа
в почвах.
Основные этапы изучения почвенного железа
На железо как на элемент, входящий в состав почв, было обращено
внимание еще в 18 в., в период агрогеологического направления в почво¬
ведении. Уже тогда железо привлекло внимание, так как его соединения
обусловливают окраску почв - красную и зеленовато-сизо-оливковую.
В составе почв определялось валовое количество полуторных окислов
железа, а несколько позднее и закисное железо (FeO).
С началом докучаевской эпохи в почвоведении изучение велось в двух
планах — морфологическом и химическом. В морфологии с повышен*
ным содержанием железа связывалась красно-бурая, желтая или сизовато¬
зеленоватая окраска отдельных горизонтов или профиля в целом; различия
в окраске служили показателями аэробности или анаэробности почвенных
режимов. Выделялись различного рода стяжения железа: примазки, пятна,
конкреции ортштейновых и псевдофибровых слоев, окрашенных в кир-
10
пично-красный и бурые тона. С глубиной их залегания связывали интен¬
сивность и степень миграции железа.
В химии почв определялось не только валовое, но и растворимое в
НС1-, H2S04-вытяжках различных концентраций железо, а также водо¬
растворимые формы его соединений. На основе полученных данных дела¬
лись проблематичные выводы о растворимости и подвижности Fe (часто
вне зависимости от состояния среды, в которой происходит перераспределе¬
ние железа). Именно в этот период сформировались положения о миграции
и выносе железа за пределы почвенной толщи, об образовании с его уча¬
стием иллювиальных горизонтов В во многих почвах и элювиирование в
отношении Fe горизонта А. Все эти процессы рассматривались с позиций
неясно сформулированных положений о ионном передвижении Fe.
Подобные представления сохранялись вплоть до 1934 г., когда были
опубликованы описания двух методов определения окисного неокристал-
лизованного железа. Это оксалатный метод Тамма (Ташш, 1934) для
определения аморфных (подвижных?) соединений железа и дитионит-
натриевый (гидросульфитный) метод, впервые примененный Е. Галабут-
ской и Р. Говоровой (1934) для отбеливания каолина (растворение пленок
железа). С принятием на вооружение этих двух методов был начат новый
успешный период дифференциации определения свободных соединений
железа и их идентификации с железистыми минералами по степени окри-
сталлизованности и растворимости в реактивах различной жесткости.
Одновременно были предложены пирофосфатно-натриевый, пирофосфат-
но-калиевый и другие методы1. Разработка их продолжается.
Развитию исследований в области дифференциации соединений свобод¬
ного железа способствовало и внедрение микроморфологического метода
исследований (Kubiena, 1938). С помощью поляризационного микроскопа
были показаны многообразие железосодержащей плазмы в почвах и
необходимость в связи с этим установления химических и минералогиче¬
ских различий между ними.
Одновременно развивались и минералого-геохимические исследования
железа, приведшие к выявлению новых железистых минералов и окислов
(Чухров, 1976; Швертман, 1959а, б, и др.). Таким образом, к настоящему
времени изучение многообразия соединений и форм железа ведется минера¬
логическими, химическими, рентгеноструктурными и термическими мето¬
дами. В последнее время для этих же целей применяется метод мессбау-
эровской спектроскопии (Карпачевский, Бабанин и др., 1972).
В истории разработки методов изучения железа можно выделить следую¬
щие три этапа: первый - определение валовых его* количеств и профиль¬
ного распределения в почвах с подразделением на окисные и закисные
соединения; второй - минералого-химическое изучение железосодержа¬
щих минералов и растворимости свободного железа в оргчно-минераль-
ных соединениях и минеральных кислотах (НС1, H2S04) различной кон¬
центрации; третий — дифференцированное минералогическое, химиче¬
ское и спектрометрическое изучение соединений железа с применением
восстановительных и растворяющих реагентов различной ’’жесткости”
длл выделения его форм по степени окристаллизованности и идентифика¬
ции их рентгеноструктурным и микроморфологическим методами.
1 См раздел о методах определения Fe.
11
Роль железа в почвообразовании
До установления свободных соединений железа и их разнообразных
форм представления о роли железа ограничивались преимущественно тремя
свойствами: переменной валентностью, способностью образовывать ком¬
плексные соединения и выпадением в виде различных новообразований.
Лишь с выделением аморфных минеральных, органо-минеральных и в
различной степени окристаллизованных форм железа были выяснены и
другие весьма важные его свойства. Их наиболее ярко сформулировал
Ф. Дюшофур (1970), который считает, что роль железа в кислых ненасы¬
щенных гумусированных почвах может быть сравнима с ролью кальция.
Аморфное и слабоокристаллизованное железо выступает в почвах как
прочный структурообразователь; железо в обменной форме поглощается
растениями предохраняет их от хлороза. Железоорганические комплексы
снижают необратимое связывание фосфора и обеспечивают фосфорное
питание растения; соединения железа через структурообразование улуч¬
шают физические свойства кислых почв.
При определенных условиях - особенно при осаждении и образовании
конкреционных ортиггейновых, латеритных слоев — железо ухудшает
фильтрацию и способствует появлению постоянного или сезонного пере¬
увлажнения, а восстановленные формы могут быть токсичными для
культурных растений. С накоплением или элювиированием свободного
железа связано проявление ряда элементарных почвообразовательных
процессов, контролируемых соотношением и распределением его свобод¬
ных форм. Эти процессы обусловливают ряд генетически самостоятельных
типов почв. Наконец, длительное существование железа в закисной (двух¬
валентной) форме приводит к глееобразованию с накоплением минералов
типа вивианита - (Р04)2 • Fe38H20.
Столь разнообразные свойства железа при малой подвижности определя¬
ют особый интерес к нему как к диагностирующему многие элементарные
макро- и микропроцессы почвообразования. Поэтому особо важна, с одной
стороны, идентификация свободных форм железа с соответствующими
им минералами, а с другой — выявление устойчивых диагностических
свойств отдельных форм железа для установления процессов, формирую¬
щих почвы, и для прогнозирования их эволюции.
Наконец, извлечение огромных количеств железа из недр jt .осферы
и поступление значительной их части в почвы создают особый антропоген¬
ный круговорот, до сих пор не изученный. Этот круговорот может таить
целый ряд непредвиденных опасностей для почв, а следовательно, для расте¬
ний, животных и человека.
ОСНОВНЫЕ ЖЕЛЕЗОСОДЕРЖАЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Источники железа
Основным источником железа в почвах являются почвообразующие
горные породы и их переотложенные и обогащенные или обедненные Fe
делювиальные и аллювиальные дериваты. Дифференциация содержания
железа в самих породах обусловлена составом железосодержащих
минералов.
12
Таблица 1
Растворимость соединений железа в дистиллированной воде при 20°С (Беус и др.,
1976)
Соединение
Растворимость, г/л
Степень растворимости
FeS04 • 7Н20
265 \
Легкорастворимые ( > 2 г/л)
Fe2(S04)3 • 9Н20
4400 J
Fe(HC03)2
0,43 }
Слаборастворимые (2-0,1 г/л)
Fe(OH)2
4,50 • 10-4 1
Fe(OH)3
2,03 • 10-* J
Труднорасгворимые ( < 0,001 г/л)
Содержание железа в корах выветривания и почвах зависит от био-
клйматических условий, а также от рельефа. Преобразования железа
происходят в результате сложного процесса выветривания, обусловлен¬
ного более простыми или элементарными процессами: растворением,
гидролизом, окислением, гидратацией. Относимые к ним же восстанов¬
ление, осаждение, хеллатизация скорее почвенно-биогеохимические про¬
цессы, совершающиеся при участии органического вещества, продуцируе¬
мого растениями. Поэтому они рассматриваются в следующем разделе.
Рассмотрим кратко перечисленные элементарные процессы выветрива¬
ния, обусловливающие преобразование железа.
Растворение - процесс малоэффективный по отношению к железу,
так как в первичных и вторичных минералах оно находится преимущест¬
венно в труднорастворимом состоянии. Только сернокислые соединения
железа легко растворимы, но они образуются локально на стыках суль¬
фатных морских или грунтовых вод с осаждающимися отложениями в
дельтах и манграх. В этих условиях проявляется сульфидно-железистое
засоление, вредно влияющее на почвы и растения.
Степень растворимости соединений железа показана в табл. 1.
Гидролиз — основа химического выветривания; для него характерна
замена оснований на ион водорода, что сопровождается разрушением
кристаллической решетки силикатов (Келлер, 1963; Педро, 1971) Дюшо-
фур, 1970; Горбунов, 1974). Чем больше катионов содержит силикат,
тем он менее устойчив (Милло, 1968).
Скорость гидролиза определяется степенью кислотности (концентра¬
цией ионов Н) и температурой. Из внешних факторов оказывают влия¬
ние количество осадков и степень естественной дренированности: при
хорошем дренаже происходит вынос катионов и обновление растворов,
при плохом он замедляется. Гидролиз наиболее интенсивен в субтропиче
ских и тропических климатах.
Окисление - одам из важных процессов (Segalen, 1964). Оно проявляет¬
ся самостоятельно, а также сменяет восстановление, что нарушает равно¬
весие зарядов в решетке минералов и освобождает щелочные и щелочно¬
земельные металлы. Окисление наиболее интенсивно при хорошем естест¬
венном или искусственном дренаже и при смене им восстановительных
условий.
13
Темпы гидролиза минералов, проявление в корах выветривания и поч¬
вах процессов окисления—восстановления, гидратации—дегидратации
оказывают решающее влияние на содержание основных форм железа и
на их распределение в почвах.
Соединения железа
Общепринятой схемы разделения соединений железа на формы не суще¬
ствует. В основном для их разделения используют химические и биохими¬
ческие методы. Однако они не позволяют выделить одну форму, не затраги¬
вая другие. Применение рентгеноструктурного, термического и других
минералогических анализов дает представление о качественном составе
минералов, но недостаточно информирует об их количественных соот¬
ношениях.
Мы будем придерживаться следующей системы разделения железа,
находящегося в толщах кор выветривания и почв.
Общее, или валовое, содержание железа, состоящее из двух основных
групп соединений:
а) силикатного, входящего в состав кристаллических решеток первич¬
ных и вторичных минералов;
б) несиликатного, или свободного, не находящегося в решетке мине¬
ралов.
Если в отношении силикатного железа понятийных разногласий нет,
то в отношении свободного они существуют. Очень часто в качестве сино¬
нима свободного железа применяется понятие подвижное железо, что
неправомерно, потому что большая часть соединений железа, объединяе¬
мых этим понятием, нерастворимы и неподвижны и поэтому не могут
мигрировать в почвенно-коровой толще.
Свободное железо - синоним несиликатного. Оно не входит в состав
силикатов (первичных и вторичных), а представляет собой группу окис¬
ных, гидроокисных и закисных соединений, как в различной степени окри-
сталлизованных, так и аморфных, включающих железоорганические, обмен¬
ные и водорастворимые соединения.
Подвижное железо, или подвижные железистые соединения, — понятие,
приложимое преимущественно к органо-минеральным и водорастворимым
формам соединений1.
Все остальные формы железа, как нерастворимые, не могут мигрировать
и поэтому не могут относиться к подвижным. Их количества, определяе¬
мые с использованием различных растворителей, отражают происшедшее
ранее перераспределение железа в растворимых формах.
В современную фазу почвообразования перераспределение железа,
вероятно, связано преимущественно с лессиважем коллоидно-иловатой
массы мигрирующей плазмы. В ней железо может содержаться в повышен¬
1 Ф. Дюшофур (1970), помимо железа, входящего в первичные минералы, различа¬
ет четыре состояния железа в почве: 1) коллоидные формы: гидроокись железа,
входящая в глинисто-гумусовый комплекс или поглощенная им; 2) обменная и
растворимая формы; 3) свободные и нерастворимые формы: гидроокиси желе¬
за и кристаллическое железо; 4) псевдорастворимые комплексные формы. В об¬
щем расхождения с Дюшофуром номенклатурные, а не принципиальные
14
ных количествах. Поэтому различия в содержании форм железа по про¬
филю не являются прямым следствием их передвижения, а лишь указывают
на то, что перераспределение железа связано в большей мере с процессами,
обусловливающими его подвижность, главным образом со сменой анаэро-
биозиса аэробиозисом и временным его проявлением. При этом образуются
окисные соединения, не способные передвигаться и фиксировать перерас¬
пределение, обусловленное переходом закисных соединений в окисные.
Первичные (силикатные) железистые минералы
Железо силикатных минералов — потенциальный резерв свободного
(несиликатного) железа. Согласно Сегалену (Segalen, 1964), силикатные
минералы подразделяются на следующие группы.
1. Минералы первичные, состоящие из двух групп:
а) минералы кристаллических пород,
б) минералы осадочных пород.
2. Минералы вторичные (почвенные).
Минералы первичные представлены следующими группами1:
а) сернистыми: троилит — FeS; халькопирит — FeCuS; марказит -
FeS2 и др.;
б) шпинелевыми: герцинит - FeAl204; магнийферит — MgFe204;
франклинит-7пРе204; якобсит — MnFe204; треворит — NiFe204; хро¬
мит — FeCr204;
в) молибден-вольфрамитовыми: вольфрамит - W04 (Mn, Fe); фер-
берит - FeW04;
г) фосфатно-мышьяковыми: симплезит - Fe3 (As04)2 • 8Н20; ско¬
родит - Fe [As04] • 2Н20.
2. Минералы осадочных пород включают следующие группы минералов:
а) шпинелевые: магнетит — Fe304; ильменит — FeTi03;
б) силикатные нефелиновые перидотиты: оливин - Si04(MgFe)2;
в) гранатовые: альмандин-З^О^Ре^А^андрадит— Si3012Ca3Fe|+;
г) эпидотовые: пистахит - (Si04)3 (FeAl)2A10HCa2; алланит -
(Si04)3 (FeAl)2CaCe;
д) пироксеновые с сериями:
энстатитовой, включающей энстатит — (Si03)2Mg2; бронзит —
(Si03)2 (MgFe2+)2; гиперстен - (Si03)2Fe2Mg2 ;
пигеонитовой: клиногиперстен - (Si03)2 (MgFe2+)2; пигеонит -
(Si03 ) 2 [ (MgCa) Fe2+ ] 2;
диопсидовой: геденбергит — (Si03)2 (CaFe2+);
авгитовой: авгит-[(SiAl)03]2, Ca[Mg,Fe,Al]; шеферит- [(SiAl)03]2,
Ca [Mg, Fe, Mn]; джеферсонит - [ (SiAl) 03 ] 2, Ca [Mg, Fe, Zn];
акмитовой: акмит - (Si03)2Fe3+Na;
е) амфиболитовая с сериями:
антофилитовой: антофилит - (Si4Oj j) (Fe2+Mg)7 (OH)2; ферранто-
филит - (Si40! i) (Fe2+MgFe)7 (ОН)2; гедрит - (Si4Ot х) (Fe2+MgAl)7;
тремолитовой: ферротремолит - (Si40! j)2 (Са)2 (FeD (ОН)2; тремо¬
лит-(Si4011)2(Ca)2 (Mg) 5;
1 Названия минералов и их формулы даны по Сегалену (Segalen, 1964).
15
хорнблендитовой: паргасит - (Si7A1022) (Mo, Fe2+)5Ca2Na(OH, F)2;
хорнбленд — (Si6Al2022) (Mg, Fe2+)4AlCa2Na(OH, F)2; рейбекит -
(Si4Oi i)2 (FеГ, Fe|+ ,Na2) (OH)2;
силикатно-филитовой: слюды - ферримусковит - (Si3 A102 <j) (AlFe2+) X
X К (OH) 2; биотит- (Si3Al2O20) (Fe2+Mg)3K(OH)2.
Минералы осадочных пород подвергаются выветриванию быстрее, чем
кристаллических, и дают больше окислов и гидроокислов железа.
Вторичные (глинистые) минералы
Эти минералы образуются в результате синтеза продуктов разрушения
первичных минералов, кристаллизации высвобождающегося железа из
них, а также поступают в литосферу при извержении вулканов.
Сегален (Segalen, 1964) выделяет по кристаллохимическому строению
и структуре две крупные группы минералов, содержащих железо, —семи-
филитовую и филитовую.
Минералы филитовой структуры имеют формулу
(Sii2-*A1J [(AljcFe3+)Mg8_J . (ОН)4 . (0НН)4 8Н20.
Для минералов семифилитовой структуры характерна следующая общая
формула: (Si2Al2) (Al2) (Fe2+Mg)2O10 (ОН)4 — хлоритоиды.
Минералы филитовой группы, содержащие железо, выделяются по раз¬
мерам на 7, 10 и 14 А и имеют да- и триоктаэдрическое строение. Ми¬
нералы с 7 А диоктаэдрические: фаратсит - смесь нонтронита, гидроок¬
сида и железистого каолинита.
Триоктаэдрические — типа антигорит - греналит- Si2(Mg, Fe2+)305(0H)4.
Тетраэдрические — бертьерин — ферро-ферри типа, с формулой
(Si2_*Alx)Fe3+ (Fe2+ Mg)3__xOs (0Н)4;
кронстедтит-ферри с формулой (Si2jcFe3+) (Fe^Fe2+_x(Os) (ОН) 4.
Минералы с 10 А — тетраэдрические:
нонтронит - (S^ ^Al^) (Al, Fe3+)2O10 (ОН)2, сюда же относят и
иддингсит - 3Si02 Fe203 • MgO • 4Н20, а также иллит с общей форму¬
лой (Si4 xAlx) (А12)О10 (ОН)2Кх, где алюминий замещается на Fe3+ и
Fe2+ в октаэдрах. В ту же группу относят глауконит и селадонит.
Триоктаэдрические — минесоталит — тальк ферро и ферри
(Si4) (MgFe2+)O10 (ОН)2.
Смешанные тетраэдрическоюктаэдрические — вермикулит с формулой
(Si4 xAlx) [Fe4+ (MgFe2+) 3 4] • О10 (ОН) 2 и его разновидность -ледикит.
Для минералов с 14 А характерны хлориты1 с формулой (Si^^Al^.) X
X (Mg)3 (Mg3 x) (Al^.)- O10 (OH)8, двухвалентное железо в них может
занимать позиции в октаэдрах: (SiAl)4 (Mg, Fe2+)3O10(OH)2(Mg, А13) (ОН)6.
Если Fe составляет 40%, то это тюрингит. Сюда же относятся псевдо¬
хлориты.
К минералам с 10 А относится монтмориллонит, в нем Fe находится
в виде Fe (ОН) 3.
1 При удалении магния из октаэдрических слоев хлорит приобретает существенно
глиноземистый и, следовательно, диоктаэдрический характер.
16
Из других групп минералов в группе фосфатов выделяется вивианит-
(P04)2Fe3 • 8Н20.
В анаэробных условиях особое значение в почвообразовании и почвах
приобретают минералы железо-сульфидной группы. К ним относятся
ярозиты с формулами KFe3 (S04) 2 (ОН) 6; NaFe3 (S04) 2 (ОН)2;
H20Fe3(S04)2(0H)5.
В аэробных и переменных аэробно-анаэробных условиях большая роль
принадлежит следующим окисным и гидроокисным минералам: гематиту
aFe203* маггемиту aFe203; магнетиту Fe304; гетиту aFeOOH; лепидо-
крокиту FeOOH; ферригидриту1 Fe5 (04Н3)3 или 2,5Fe203 • 4,5Н20;
ферроксигиту2.5 FeOOH.
СВОБОДНЫЕ (НЕСИЛИКАТНЫЕ) ФОРМЫ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
Входящие в эту группу железистые минералы в химическом отношении
представляют собой окислы и гидроокислы, в различной степени окристал-
лизованные, с разной формой кристаллов. Поэтому они составляют пере¬
ходную группу от окислов к минералам группы железистых соединений.
Некоторые из них (например, магнетит) могут быть первичными (в вулка¬
нических пеплах и почвах) и вторичными, а все остальные — вторичные,
образующиеся в процессах выветривания и почвообразования. Их образо¬
вание связано как с дегидратацией аморфных гидратированных соединений,
большей частью представляющих собой высокомолекулярные гели, faK и
непосредственно с разрушением железистых минералов. Эти процессы
сложны, о них не все еще известно, но на данном этапе представляется
возможным рассмотреть формы соединений железа, образующиеся под
их воздействием по следующей схеме.
1. Окристаллизованные формы: а) сильно, б) слабо.
2. Аморфные формы: а) железистые, б) гумус-железистые.
3. Подвижные соединения: а) обменные, б) водорастворимые (ионные).
Окристаллизованные формы соединений железа
Эти соединения образуются в условиях повышенных температур, хоро¬
шей аэрации, периодического иссушения и преобладания окислительных
условий, благоприятствующих кристаллизации аморфных форм железа.
Процесс перехода аморфных форм в окристаллизованные имеет обрати¬
мый характер: аморфные ^ окристаллизованные формы. При заболачива¬
нии автоморфных почв из окристаллизованных форм могут образоваться
аморфные закисные формы, при осушении и дренаже они вновь кристал¬
лизуются.
Как отмечалось в предыдущем резделе,к окристаллизованным формам
относятся все окисные и гидроокисные соединения железа. Они обладают
различными не столько свойствами, сколько условиями образования, что
можно видеть из краткой их характеристики.
Гематит (aFe203) имеет различную структуру минеральных агрегатов.
* Выделен Ф.В. Чухровым и др. [1973J и У. Швертманом и др. [1974].
Ферроксигит - новая модификация FeOOH, выделена Чухровым и др.
2. Зак. 1805 17
При повышенном содержании адсорбированной воды относится к гидро¬
стату. Гематит образуется в условиях высокого окислительного потен^
циала среды, при нейтральной или слабощелочной реакции; имеет красную
окраску (7,5 YR - 2,5 YR). Гематит - типичная окись тропических областей.
В почвах он образуется при дегидратации аморфных гелей железа
(Fischer, Schwertmann, 1954) или из ферригидрита (Чухров и др., 1971;
Schwertmann, Fischer, 1973). В более умеренном климате возможен пере¬
ход гематита в гетит (Schwertmann, 1971). Такой переход объясняется
тем, что в умеренном климате минерализация органического вещества
ослабевает и идет накопление гумуса. Гумусовые кислоты способны
растворять гематит и в дальнейшем превращать его в гетит. Гематит
установлен в значительных количествах в феррсиалитных почвах Среди¬
земноморья, в тропических железистых почвах (Mackenzie, 1949; Waege-
mans, Henry, 1954; Taylor, 1959; Panabokke, 1964; Scherman, 1962;
Schwertmann, 1971; Peneque, Olmedo, 1971; Fischer, Schwertmann, 1975).
Маггемит (7Fe203) имеет кубическую структуру шпинели. Обладает
магнитными свойствами. Обычно синтезируется при дегидратации гетита
или лепидокрокита в присутствии органического вещества. Этот синтез
проходит при высокой температуре (Van der Marel, 1951; Matsusaka,
Sherman, 1961; Schwertmann, 1971; Borgne, 1960, и др.). Но Одес и
Тоусенд (Oades, Towsend, 1963) считают, что такой синтез не может объяс¬
нить широкого распространения маггемита в почвах. Они полагают, что
в почвах маггемит формируется при превращении окислов железа в присут¬
ствии органического вещества при свойственных почвам температурах.
Это подтвердили и другие авторы (Taylor, Schwertmann, 1974), показав,
что самыми благоприятными условиями для образования маггемита в
почвах являются преобладание восстановления над окислением, высокая
температура, нейтрально-слабощелочная реакция среды.
Зеленая ржавчина - предшественник маггемита, а дегидратация должна
предшествовать окислению (Taylor, Schwertmann, 1974); при быстром
окислении образуется лепидокрокит, а при недостаточном содержании
закисного железа осаждается ферригидрит. Образование маггемита при
окислении магнетита имеет значение только в почвах, содержащих послед¬
ний (Bomfas, Gedoux, 1957). Подобный процесс может быть в молодых
вулканических породах. Маггемит встречается в тропических и субтропи¬
ческих почвах (Matsusaka, Sherman, 1961; Frankel, Bayliss, 1960; Adetoye,
1970 и др.); он также описан в почвах умеренного климата (Van der Marel,
1951; Schwertmann, Heinemann, 1959; Kojma, 1974; Pawluk, 1972; Авдо¬
нин, 1971, и др.).
Гетит (aFeOOH) - один из самых распространенных гидроокислов
железа. При кристаллизации гетит образует столбчатые и игольчатые кри¬
сталлы. Он имеет желтоватую окраску (7,5 YR - 10 YR), образуется при
медленном гидролизе аморфного трехвалентного железа в кислой среде,
а иногда и в нейтральной при достаточной влажности и хорошей аэрации.
В почвах гетит может образовываться из гематита (Schwertmann, 1971),
лепидокрокита (Krause, Borkowska, 1963; Oosterhaut, 1967; 1972а, Ъ) и
ферригидрита (Чухров и др., 1973; Schwertmann, Fischer, 1973). Гетит
присутствует в подзолистых почвах, рендзинах, красных феррсиаллитных,
ферраллитных и ферритных почвах (Scherman и др., 1953; Mackenzie,
18
1957; Anderson, 1963; Iwasa, 1965; Segalen, 1971; Карпачевский и др.,
1972; Чухров и др., 1973).
Лепидокрокит ^FeOOH). Формула как и у гетита, но он может иметь
иную структуру; характерна желтая окраска (5YR — 7,5 YR). В почвах
формируется в слабокислой или нейтральной среде при окислении закиси
железа. Превращение лепидокрокита в гетит может происходить предполо¬
жительно двумя путями: топохимическим (Nitschmann, 1938; Hiller,
1966) и через фазу растворения, после чего образуются ядра гетита,
впоследствии разрастающиеся. Этот путь был подтвержден опытами по
нуклеобразованию под электронным микроскопом (Schwertmann, Taylor,
1972а). Присутствие силикатов и алюминатов может задерживать про¬
цесс превращения лепидокрокита в гетит (Hiller, 1966; Schwertmann,
Tayior, 1972). Силикатные анионы (Si02“) задерживают стадию образова¬
ния ядер гетита, а не тормозят реакцию, как предполагалось ранее. Присут¬
ствие лепидокрокита в переувлажненных почвах и в оглеенных горизон¬
тах описано многими авторами (Brown, 1953; Kamoshita, Iwasa, 1959;
Schwertmann, 1959a, b; Iwasa, 1965; Kojima, Kawaguchi, 1968; Peneque,
Olmedo, 1971).
Ферригидрит (2,5Fe203 • 4,5H20). Кристаллическая структура этого
минерала установлена Таве и Бредлей (Towe, Bradlay, 1967), а название
предложено Чухровым и др. (1971). По структуре ферригидрит напоминает
гематит; он имеет красно-бурую окраску (5YR — 7,5 YR). Содержание
органического вещества от 0,5 до 16,5%. При нагревании потери происходят
непрерывно до 450° и достигают 20- 30%; эндотермический эффект насту¬
пает при температуре 140-150°, а экзотермический — при 300°.
Ферригидрит отличается большой поверхностью, достигающей 200—
400 м2/г и увеличивающейся при обработке перекисью водорода; он
рентгеноаморфен. Образование ферригидрита может происходить при
наличии достаточного количества органического вещества, способствую¬
щего появлению железоорганических комплексов и миграции этих соеди¬
нений в меняющихся условиях аэрации и под воздействием некоторых
микроорганизмов (Fischer, Ottow, 1972; Schwertmann, Fescher, 1973).
При этом комплексы могут разрушаться и вызывать осаждение железа
в виде ферригидрита. Чухров и др. (1973) считают, что ферригидрит
выделяется при участии железобактерий, резко ускоряющих окисление
Fe2+ в Fe3+ без участия органического вещества. Присутствие в среде
органического вещества и некоторых неорганических анионов мешает
дальнейшей кристаллизации ферригидрита в гематит или гетит.
В жарком климате ферригидрит переходит в гематит. Ферригидрит
может переходить и в гетит (Schwertmann et al., 1973,1974; Чухров и др.,
1975). Однако образование гетита происходит не путем дегидратации,
а через фазу растворения. Ферригидрит встречается в кислых почвах
умеренной зоны, богатых органическим веществом. Он описан в почвах
ФРГ, Австрии, СССР, (Чухров и др., 1975; Schwertmann et al., 1974).
Ферроксигит - новая модификация FeOOH (Чухров и др., 1976). Обна¬
ружен в оглеенных почвах. Образуется при чередовании восстановитель¬
ных и окислительных условий. При pH > 5 происходит выпадение
Fe(OH)2; иссушение с быстрой сменой восстановительных условий на
окислительные приводит к образованию ферроксигита по гидроокиси
19
Таблица 2
Растворимость искусственно приготовленной и высушенной при разных темпера¬
турах гидроокиси железа, % от валового
Гидроокись железа
Реактив
Тамма
Реактив
Сегалена
Реактив
Баскомба
Реактив Мера-
Джексона
Свежеприготовленная
99,9
99,8
99,5
99,4
Высушенная
при 45°С
86,0
100,0
99,2
99,8
при 135°С
75,2
99,9
99,6
99,6
Прокаленная при
0,003
2,7
82,2
94,4
1000°С
Таблица 3
Извлечение железа из железистых минералов различными методами
Минерал
Извлечение Fe методами, %
Валовое,
Fe, %
Метод
Мера —
Джек¬
сона,
% от
вало¬
вого
В % от метода
Мера—Джексона
Тамма
Бас¬
комба
Мера—
Джек¬
сона
Тамма
Бас¬
комба
Ферригидрит
62,0
62,5
65,0
95,4
96,2
Гетит
11,7
73,1
79,2
89,5
88,5
14,8
92,5
Гематит
0,6
62,5
91,2
99,9
91,3
0,6
68,5
Ферроксигит
45,0
76,2
78,7
82,5
95,4
57,1
96,8
Лепидокрокит
0,5
68,7
71,2
85,0
83,8
0,7
96,5
железа; при менее быстром окислении Fe2+ гидроокись железа превращает¬
ся в лепидокрокит.
Магнетит Fe304 хотя и встречается в почвах, но не является типичной
для них окисью (Segalen, 1964).
Опыт А.Н. Рукаки с искусственно приготовленной гидроокисью железа
показал (табл. 2), что в свежеприготовленном состоянии она полностью
состоит из аморфных форм (раствор Тамма растворяет ее полностью).
Высушивание при 45°С дает начало образованию окристаллизованных
форм; количество их увеличивается с повышением температуры до 135°С;
после прокаливания при 1000°С она полностью переходит в окристаллизо-
ванное состояние и растворяется почти нацело только реактивом Мера—
Джексона. Методы Сегалена и Баскомба не дают столь ясного выделения
аморфных и окристаллизованных форм, как методы Тамма и Мера—
Джексона.
Это же подтверждается Ъ данными Л.А. Кармановой (табл. 3) по извле¬
чению железа из охарактеризованных выше железистых минералов. Только
из ферригидрита методом Тамма извлекается почти все железо, из ферро-
ксигита - до 57% от извлеченного методом Мера-Джексона, а этим послед¬
ним почти нацело растворяется железо из гематита. Метод Баскомба не дал
четких различий.
20
Нонцентрация Концентрация
МНГ2
-
МИГ2
-
Fe2+
Fe(0H]2
Fe3+
Fe(0H)3
10~3
-
10 ~3
-
Г*
1 L 1
^-*^.1 1— 10-*
_ 1
1 i
2 *t 6 8 10 /2 pH 2 Ч 6 8 10 JZpH
Рис. 1. Влияние pH среды на растворимость соединений железа
В общем данные табл. 2 и 3 показывают, что принятые для выделения
аморфных и окристаллизованных форм железа методы Тамма и Мера-
Джексона дают положительные результаты и в некоторых случаях позволя¬
ют идентифицировать окислы-гидроокислы железа с определенными ми¬
нералами.
Превращение в почвах железистых минералов — весьма характерный
процесс, схема его представлена на рис. 1 (Schwertmann et al., 1974). Эта
схема подтверждает известное положение, что, хотя единственным термо¬
динамически устойчивым минералом-окислом является гетит, в почвах
могут присутствовать и другие окислы. Это положение подтверждается
и данными табл. 4, в которбй приведено распределение отдельных мине¬
ралов, окислов и гидроокислов железа в почвах.
Таблица 4
Распространение в почвах вторичных железистых минералов (Schwertmann et а1.,
1973, с дополнениями автора)
Минерал
Цвет
Почвы, для которых характерен
данный минерал
Гетит
Желтоватый
Умеренно холодные, умеренно
влажные и тропические; гидро-
морфные субтропических и среди¬
земноморских климатов
Гематит
Красный
Тропические и субтропические, а
также средиземноморские
Маггемит
Темно-красновато-бурый
Тропические и субтропические
Лепидокрокит
Оранжевый
Бескарбонатные гидроморфные
умеренных климатов (псевдоглеи)
Ферроксигит
Сизо-желтый
Глеев ые с pH < 5
Ферригидрит
Красновато- бурый
Кислые, умеренно холодных и
умеренных климатов, богатые
органическим веществом
Аморфные формы железа
Аморфные формы железа образуются в значительных количествах при
выветривании силикатно!х железистых минералов. В условиях хорошего
естественного дренажа в поверхностных зонах кор выветривания и почв
интенсивность их накопления может указывать на скорость процесса
окисления двухвалентного железа минералов и на образование коллоидных
гелей состава Fe203 • л Н20. Аморфное железо может образовываться при
избыточном увлажнении (поверхностном) почв, когда заболачивание
обусловливает переход окристаллизованных форм в аморфные.
Аморфные формы соединений железа имеют две характерные особен¬
ности: 1) независимоть (в естественных условиях) от вещественного
состава механических, тепловых и электрических свойств и 2) отсутствие
определенной точки плавления.
Б.Б. Полынов (1934) относил аморфные формы железа к активным
соединениям, так как они не являются конечной стадией его превраще¬
ния в земной коре. По схеме выветривания (Fieldes, Swindale, 1954),
вторичные минералы образуются только из аморфных веществ как продук¬
тов разрушения первичных минералов.
Нам представляется, что как утверждение Б.Б. Полынова, так и положе¬
ние Филдса и Свиндаля являются спорными, так как в природе нет конеч¬
ных превращений, а вторичные минералы могут образовываться по первич¬
ным, без перехода массы последних в аморфные вещества.
Количество аморфных форм железа в почвах может достигать значи¬
тельных величин - до 25% и более от валового содержания. Поэтому их
изучение привлекает внимание многих исследователей (Scherman et al.,
1964; Mitchell et al., 1964; Segalen, 1968, и др.). Однако все исследователи
указывают на затруднения их химического выделения и определения.
Термический метод показывает большие потери воды при 100-200°С.
Рентгеноструктурный анализ не дает характерных пиков. Остается
неясным, почему, например, в ферраллитных почвах, как известно, имею¬
щих большой возраст и хороший дренаж, аморфные формы железа присут¬
ствуют, и даже в значительных количествах (Scherman et al., 1953; Segalen,
1968; Schwertmann, 1972, и др.). Известно, что в экспериментах эти соеди¬
нения превращаются в гетит или гематит при температуре -20°С через
несколько месяцев. Многие авторы (Scherman, Matsusaka, 1964; Krause,
Borkowska, 1963; Чухров и др.) показали, что присутствие фосфатов и
силикатов в почвах тормозит процесс кристаллизации аморфною железа.
Швертман и др. (Schwertmann et al., 1968, 1970) установили, что присут¬
ствие органического вещества также задерживает процесс кристаллизации.
Эти авторы считают, что анионы силикатов, фосфатов и гумусовые веще¬
ства адсорбируются на аморфных окислах и гидроокислах и тормозят
их кристаллизацию. Наименее ясен вопрос об участии гумусовых веществ
в превращении аморфных соединений железа. Кроме того, такие микро¬
элементы, как Mo, Cr, V, Ni, Со, Си, в определенных количествах также
могут тормозить кристаллизацию аморфного железа.
В последние годы появился ряд работ, в которых были использованы
методы Тамма и Джексона для сравнительной характеристики форм Fe203
и проведена апробация этих методов для многих типов почв и глинистых
22
минералов. Наиболее представительными можно назвать исследование
Кавада и Нишида (Kawada, Nishida, 1975), показавших, что эти методы
обеспечивают эффективное сравнение относительных количеств и соот¬
ношений различных форм Fe203. В этих работах приведены данные по
красным, желтым, бурым, черным почвам, подзолам и многим железо¬
содержащим минералам и железистым новообразованиям.
Далее, на ряде различных почв опробован метод Сегалена. Из таких
работ отметим исследование Рикардо и Фуртадо (Ricardo, Furtado, 1973),
показавших на примере трех красных средиземноморских (феррсиалпит-
ных) почв распределение аморфных соединений Si02, А1203 и Fe203.
Оказалось, что больше всего их содержится в горизонте Bt (суммарно
3,3-3,8%), из них на Fe203 приходится 2,8-3,3%. В горизонтах А и С
общее содержание тех же соединений снижается до 1,5-2,2%, среди них
также преобладает Fe203. Свободные формы Fe составляли 2,7-4,7%
от валового содержания. Наконец (Bruckert, Souchier, 1975), сравнивали
в сподиковом, камбиковом и промежуточных между рими горизонтах
почв извлечение Fe следующими методами: 1) буферным раствором соды
с тетраборатом Na (pH 9,7), 2) пирофосфатом Ыаи 3) оксалатдитионитом.
Только первый метод четко отграничивал исследованные горизонты.
Отношение Fe, извлеченного первым методом, к Fe, извлеченному третьим
методом, оказалось хорошим показателем степени эволюции в ряду бу¬
рых кислых и подзолистых почв. В камбиковых горизонтах оно меньше
0,10, в сподиковых больше 0,25. Отношение Fe, извлеченного вторым
и третьим методами, не имело почвенно-генетических значений.
Выделение различных форм соединений Fe, выявление их качествен¬
ных и количественных различий в почвах могут служить объективными
диагностическими показателями процессов, обусловливающих формирова¬
ние почв, а их соотношение и распределение определяют типовые и под¬
типов ые генетические и производственные различия почв. В этом мы видим
большую перспективность систематического изучения содержания железа
и динамики его соединений в почвах.
Необходимо подчеркнуть, что мировое почвоведение начало уделять
большое внимание изучению содержания и динамики железа в почвах.
Несмотря на многие неясности, большинство исследователей принимают
оксалаторастворимое железо по Тамму за эквивалент аморфного железа.
Кроме того, оно подразделяется на собственно аморфные и гумусово-
аморфные соединения. Не исключено, что в них частично могут входить
и слабоокристаллизованные формы. Но поскольку для всех объектов
применяется один и тот же метод извлечения, то допускается одна и та же
неточность и сами данные становятся сопоставимыми. Их существование
подтверждено и при определении этих соединений на искусственно при¬
готовленных препаратах железа.
В аморфные формы входят также обменные и водорастворимые формы
железа, объединяемые нами в группу подвижных форм.
Подвижные формы железа
С известной степенью условности к подвижным формам относятся
обменные формы, а к собственно подвижным — водорастворимые формы
железа. Однако коллоидальное и коллоидально-кристаллическое железо,
находящееся в аморфном и окристаллизованном состояниях, при опре¬
деленных условиях может приобретать подвижность, но не химическую
(в истинных растворах), а физическую, передвигаясь совместно с грави¬
тационным передвижением почвенных растворов. Это характерно для
процесса лессиважа, но он отнюдь не может характеризовать ионную под¬
вижность железа. В лучшем случае последнее передвижение может быть
отнесено к химическому лессиважу (Зонн, 1966).
Обменные формы. Существование их в почвах до сих пор не ясно, и в
литературе бытуют самые противоречивые взгляды на него. Некоторые
исследователи считают, что обменное железо в почвах встречается только
в закисной форме (Mandal, 1961; Bao et al., 1964; Segalen, 1964; Kawa¬
guchi, Kyuma, 1968; Motomura et al., 1969,1970; Дюшофур, 1970,и др.).
Обменное железо образуется по следующей схеме: FeC03 (нераствори¬
мое) + С02 (биологическая деятельность) Fe(HC03)2 (растворимое) ->
Fe++ (обменное); другие авторы, наоборот, утверждают, что окисное
железо прочно связано с коллоидной частью поглощающего комплекса
и поэтому не вытесняется обычными растворами. Джексон (Jackson, 1958)
считает, что железо почвенного поглощающего комплекса вытесняется
нейтральными солями, но оно сразу же осаждается. Поэтому для выделе¬
ния суммы обменного (закисного и окисного) железа Джексон предложил
обрабатывать почву ацетатом аммония при pH 3. Не исключено, что этим
раствором могут вытесняться и необменные формы железа. В большин¬
стве работ допускается существование обменного закисного железа. По
Мотомура (Motomura, Yokoi, 1969), обменное железо адсорбируется
коллоидами и его содержание определяется типом глинистых минералов.
Преобладание минералов типа 1 : 1 в переувлажненных почвах обуслов¬
ливает содержание обменного Fe2+ до 30—35% от общего количества
закисного железа; при преобладании минералов типа 2 : 1 содержание
обменного железа не превышает 15% от закисного (Motomura, Yokoi,
1969; Rengasamy et al., 1974). Возможное объяснение различий: на мине¬
ралах типа 2 : 1 обменное железо фиксируется и не вытесняется нейтраль¬
ными солями. Мотомура, Йокаи (Motomura, Yokoi, 1969) считают, что
при адсорбции двухвалентного железа происходит вытеснение экви¬
валентных количеств других катионов.
В избыточно влажных условиях органическое вещество создает благо¬
приятные условия для развития микроорганизмов, способных восстанав¬
ливать железо. Высушивание при комнатной температуре образцов затоп¬
ленной почвы приводит к быстрому снижению содержания двухвалент¬
ного обменного железа; через 34 ч его количество составило лишь 30%
от начального содержания (Motomura, Yokoi, 19696). Нагревание почвы
также вызывает быстрое снижение количества обменного железа. Умень¬
шение Eh и подкисление среды повышают содержание двухвалентного
обменного железа (Gotoh, Patrick, 1974). Слишком сильное подкисление
среды вызывает уменьшение обменного закисного железа (Bao et al.,
1964). Это, по-видимому, можно объяснить повышением содержания
24
Р и с. 2. Схема превращений железистых минералов в почвах (Schwertmann et al., 1973)
Н+ и А13+, вытесняющих Fe2+. Явление подтверждено (Gotoh, Patrick,
1974), авторы отметили увеличение водорастворимого закисного железа
за счет снижения его обменных форм.
По Менделу (Mandal, 1960; Motomura, Yokoi, 1969), главным источ¬
ником обменного закисного железа служат закисные и окисные трудно¬
растворимые формы железа в переувлажненных условиях. Ионы двух¬
валентного железа могут диссоциировать из этих соединений и адсорбиро¬
ваться на коллоидах. При достаточном количестве С02 в почве образуется
карбонат и бикарбонат железа; они являются главными поставщиками
обменного и водорастворимого закисного железа (Mandal, 1960). Присут¬
ствие H2S, фосфатов и недостаток С02 задерживают образование обмен¬
ного железа и способствуют осаждению сульфидов, карбонатов и фосфатов
железа.
Водорастворимое (ионное) железо изучено чрезвычайно слабо. Если
присутствие в водных растворах Fe2+, играющего важную роль в пере¬
увлажненных почвах, особенно рисовых, не вызывает сомнения, то о Fe3*
известно очень мало. Это связано прежде всего со слабой растворимостью
и быстрым осаждением его при pH выше 2,3—3,4 в гидроокисных соеди¬
нениях. Поэтому все имеющиеся данные по его определению показывают
минимальные количества, часто в пределах точности метода, или опре¬
деляются какие-то иные формы железа.
Эволюцию форм соединений железа можно представить следующей
схемой. Первичные и вторичные минералы — главный источник железа
в почвах. Разрушаясь и преобразуясь в процессах выветривания и почво¬
образования, минералы освобождают ионы Fe. Они осаждаются в виде
25
гидроокислов, а последние кристаллизуются в различные окисные и
гидроокисные минералы (рис. 2). Остается неясным существование обмен¬
ного Fe3+, особенно в аэробных условиях. Присутствие в почвах органи¬
ческого вещества создает благоприятные условия для образования железо¬
органических соединений, рассматриваемых в следующем разделе.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ И БИОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
РЕГУЛЯЦИИ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Общие сведения
Осаждение гидрата окиси железа происходит по схеме
Fe3+ + 3(ОН)“ - Fe (ОН)3.
Эта реакция начинается при pH 2,3 и заканчивается при pH 3,4. Осажде¬
ние гидрата закиси железа происходит по схеме
Fe2+ + 2 (ОН)" - Fe(OH)2.
Реакция начинается при pH 5,8 и полностью заканчивается при pH 7,8,
Гидраты окиси и закиси Fe слабо растворимы. Ион Fe2+ может сущест¬
вовать в щелочной среде, a Fe3+ существует только в кислой (в гидратной
форме). Закисные и окисные соединения Fe резко различаются по услови¬
ям растворимости. Соли Fe2+ могут находиться в растворе при pH 4-6,
а соединения Fe3+ - только при pH < 3,0 (Возбуцкая, 1968).
Произведения растворимости Fe(OH)3 имеют порядок 10~38, а
Fe(OH)2 —2,4 • 10~14. Произведение растворимости Fe3(OH)8 (смесь
гидратов окиси и закиси железа) равно 6,4 • 16-1 8 (Arden, 1950).
Кроме величины pH раствора, на подвижность Fe в почвах влияют вели¬
чины Eh. Устойчивость окиси и закиси Fe в твердом состоянии обусловли¬
вается ОВ-потенциалом, определяемым по следующему уравнению:
<vFe3+
Eh = +0,06 log
6 aFe
где а - активности ионов.
Снижение величины Eh в анаэробных условиях приводит к увеличе¬
нию количества иона Fe2* за счет Fe34. Одновременно происходит сниже¬
ние pH; при повышении Eh в аэробных условиях количество Fe3+ увели¬
чивается; при величине ОВ-потенциала меньше 100-200 мВ происходит
восстановление Fe3+ в Fe2+ (Сердобольский, 1950; Carrol» 1958).
Мобилизация железа
Минеральная часть почв преобразуется при активном участии микро¬
организмов, продуктов разложения растительных остатков и гумусо¬
вых соединений в анаэробной среде. При этом происходит мобилизация
Fe, что способствует его миграции в различных формах по почвенному
профилю. Выяснение форм, в которых может происходить миграция
железа, имеет важное значение для познания генетической сущности почв.
Железо - один из наименее подвижных элементов, содержащихся в
26
горных породах (Polynow, 1935). К этому сейчас можно добавить, что
и в почвах оно также весьма слабо подвижно, особенно в окисных соеди¬
нениях. Только при восстановлении Fe различными способами оно легко
мобилизуется и может подвергаться миграции и сегрегации при окислении.
Восстановление Fe3* микроорганизмами. Роль микроорганизмов в
восстановлении Fe изучена далеко не достаточно, а оценка результатов
их действия противоречива1.
Так, Старкей и Гильворсон (Starkey, Halvelson, 1927) показали воз¬
можность восстановления микроорганизмами Fe3* до Fe2*. По их дан¬
ным, смешанные культуры Eshrichia coli и Clostridium spokogenes могут
восстанавливать Fe(OH)3 на 1%-ной среде минеральных солей глюкозы;
наиболее активным восстановителем оказался Esherichia coli. Робертс
(Roberts, 1947), наоборот, показал, что из 265 почвенных микроорганиз¬
мов только Bacillus polimyxa проявила способность восстанавливать
Fe(OH)3. Бромфильд (Bromfield, 1954) считает, что Bacillus ciculans
также обладает восстанавливающей способностью. >
Было показано (Bloomfield, 1950, 1951), что редуцирующей способ¬
ностью на Fe3* обладают и продукты ферментации различных расти¬
тельных веществ. Как Блумфильд, так и Калакуцкий (1960) считают,
что восстановление Fe не является функцией какого-либо одного вида
микроорганизмов и что не существует специфических ’’бактерий оглее-
ния”. Но Бромфильд (Bromfield, 1954) основную роль в восстановле¬
нии Fe все же приписывает микроорганизмам. В последнее время Такай
(Takai, 1963) и Мотомура (Motomura, 1961) показали, что органиче¬
ские соединения, образующиеся при анаэробном брожении, переводят
нерастворимые соединения Fe2* в водорастворимые комплексные соеди¬
нения, а одновременно образующиеся H2S2” и органические кислоты
восстанавливают водорастворимое Fe3* в Fe2*.
Мобилизация Fe органическими соединениями. Внесение в почвы, под¬
верженные заболачиванию, зеленого удобрения повышает содержание Fe2*
за счет окисных соединений (Islam, Elahi, 1954). Мендел (Mandal, 1961)
экспериментально установил, что при заболачивании почв в присутствии
свежих органических остатков (рисовая солома) интенсивно происходит
образование закисных соединений. То же отмечено и Мотомура (1961,
1962), причем в качестве восстановителей выступают органические кисло¬
ты (уксусная, щавелевая и др.).
Действие экстрактов из растительного материала. Впервые Блумфильд
(Bloomfield, 1953, 1954, 1957) показал, что водные экстраты из листьев и
хвои древесных пород и из лесной подстилки способны растворять Fe3*,
восстанавливать его в Fe2* и образовывать комплексные соединения.
Им установлено, что этот процесс может происходить и в нейтральной
среде, и даже в аэробных условиях. Карбоксилы и полифенолы водных
экстрактов способны образовывать железоорганические комплексы,
устойчивые в широком диапазоне pH.
Делонг и Шенитцер (Delong, Schenitzer, 1956) исследовали растворы,
просачивающиеся через лесную подстилку, и установили их способность
1 Дюшофур (1970) указьюает, что железобактерии не играют существенной роли в
почвообразовании, за исключением сильногиДроморфных и нейтральных почв.
27
извлекать из почв (горизонты А2 и В2) и из Fe(OH)3 железо, кальций,
алюминий, но не выявили образования железоорганических соединений.
Авторы склонны считать, что в таких случаях органическое вещество
пептизирует коллоиды и оказывает на них защитное действие.
Способность уксусной, лимонной и щавелевой кислот растворять
Fe(OH)3 и образовывать железоорганические соединения была установ¬
лена еще в 1935 г. А.Н. Вишняковым и О.Н. Рабиновичем (1935). Далее
Шенитцер (Schenitzer, 1957), обнаружив малое количество низкомолеку¬
лярных карбоксильных кислот (лимонной, щавелевой) в водных вытяж¬
ках из листьев, пришел к выводу, что исследованные экстракты пептизи-
руют окислы железа полисахаридами.
Деб (Deb, 1949), признавая возможность образования железоорганиче¬
ских соединений, выразил сомнения в возможности их передвижения
в почвах. С.П. Ярков (1954) считал, что такие соединения могут образо¬
вываться в условиях временного анаэробиозиса. При его смене аэробиози-
сом образуются окисленные железоорганические соединения. В отличие
от Деба он допускал возможность передвижения этих соединений в почвах.
В.А. Обухова и В.Д. Васильевская (1960) установили, что экстракты
из листьев осины и хвои ели наиболее энергично растворяют Fe.
Исследования И.С. Кауричева и др. (1960) подтвердили выводы Блум-
фильда и показали, что водорастворимые органические продукты анаэроб¬
ного разложения извлекают Fe2* из оглеенных почв в больших количе¬
ствах по сравнению с продуктами аэробного разложения. Далее было
установлено (Кауричев и др., 1961, 1963, 1964) присутствие в вытяжках
из листьев березы, хвои ели и лесных подстилок низкомолекулярных
кислот - лимонной, щавелевой - и других летучих кислот и дубильных
веществ, а также полифенолов и их производных. При временных восста¬
новительных процессах образуется больше железоорганических соединений
(Кауричев, Ноздрунова, 1958, 1962).
Кульсон и др. (Koulson et al., 1960) с помощью методов электрофореза
и хроматографии на бумаге обнаружили наибольшее количество полифено¬
лов в свежих листьях и установили два типа полифенолов, способных
восстанавливать железо.
В почвенных растворах, полученных с помощью лизиметров и хромато¬
графических колонок (Дараселия, 1974; Ромашкевич, Карманова, 1971;
Ерошкина, 1975, и многие другие), было обнаружено железо. Однако
остается неясным и недоказанным, находилось ли оно в растворе в ионном
виде или в коллоидальной форме. Во многих случаях растворы опале-
сцировали.
Необходимо подчеркнуть, что нет единого мнения о действии экстрактов
из растительных материалов на поведение Fe в почвах, особенно о его
миграции. Одни исследователи считают, что миграция существует, другие -
что ее нет.
Скорее всего, экстракты в большей степени пептизируют железо
и определяют передвижение его в коллоидальных, в том числе и железо¬
органических, формах, под преимущественным влиянием лессиважа.
Влияние гумусовых кислот на мобилизацию железа. Изучению ком¬
плексных соединений железа с гумусовыми соединениями посвящено
много работ.
28
Комплексные соединения железа с гумусовыми кислотами и кислотами
корневых выделений образуются при воздействии последних на минералы
при участии микроорганизмов1.
Подвижность железа (и алюминия) под влиянием фульвокислот впер¬
вые выявила В.В. Пономарева (1949). Она показала, что миграция и осаж¬
дение полуторных окислов зависят от отношения в растворе фульвокислот
и Fe203, а также от их концентрации: чем шире указанное отношение и
выше разбавленность растворов, тем более подвижны комплексы раство¬
ров с Fe (ОН) з, и наоборот.
Восстанавливающие свойства фульвокислот, а также полифенолов выяв¬
лены как в анаэробных, так и в аэробных условиях (Beres, Kiraly, 1959).
J1.H. Александрова (1954) считает, что взаимодействие гуминовых
кислот или растворимых гуматов с окислами Fe и А1 осуществляется при
обменных реакциях между катионами части функциональных групп мицел¬
лы полутораокисей, а также за счет межмицеллярных форм связей.
Н.И. Горбунов и др. (1971) считают, что полуторные окислы железа
образуют ионную связь с гуматами за счет ненасыщенных валентностей.
Было установлено, что взаимодействие фульвокислот с Fe и А1 осуще¬
ствляется за счет карбоксильных и фенол-гидроксильных групп, а спир¬
тово-гидроксильные группы в этом взаимодействии не участвуют
(Schenitzer, Skinner, 1964).
В дальнейшем было установлено (Duchaufour, 1963), что железооргани¬
ческие комплексы существуют в двух формах - псевдорастворимой,
способной к миграции, и нерастворимой. В первой железо связано преиму¬
щественно с фульвокислотами, а во второй — преимущественно с гумино-
выми кислотами.
М.М. Кононовой и Н.А. Титовой (1961), К.В. Дьяконовой (1962),
Н.А. Титовой (1962) показано, что в почвах с нейтральной и слабощелоч¬
ной реакцией гуминовые кислоты образуют только неподвижные комплек¬
сы, в почвах с кислой реакцией фульвокислоты — только подвижные,
а гуминовые кислотвд - как подвижные (псевдорастворимые), так и
неподвижные комплексы.
Фульвокислоты обладают более высокой способностью образовывать
хелатные внутрикомплексные соединения. По М.М. Кононовой и Н.А. Тито¬
вой (1961), К.В. Дьяконовой (1961), Н.А. Титовой (1962), одна часть угле¬
рода фульвокислот связывает 670—760 мг, а одна часть углерода гумино¬
вых кислот - только 300-350 мг Fe203. Подобные различия связаны с
природой гумусовых кислот, со степенью конденсированности их ядер и
числом периферических цепочек, несущих гидрофильные группы. Устой¬
чивость железоорганических соединений зависит от реакции среды. Кон¬
станты устойчивости комплексов Fe с фульвокислотами возрастают при
увеличении pH (Schitser, Hansen, 1970; Александрова, 1954; Lossaint,
1959; Lascomiec, Kosakiewij, 1970; Nguen, 1972, и др.).
1 Различают комплексные; и внутрикомплексные соединения. В первых комплекси-
рующие ионы, окружающие металлический ион, не связаны между собой; во вторых
две или большее число молекул гумусовых кислот связываются с ионом Гс. Эти
комплексы относятся к хелатам (Martell, Calvin, 1952; Александрова, 1954; Schef-
1 ег, 1957).
29
Увеличение степени окристаллизованности Fe препятствует образова¬
нию хелатных соединений (Горбунов и др., 1971; Горбунов, 1974; Алек¬
сандрова, 1954). Так, гетит слабо поглощает гумусовые кислоты из-за
небольшой внешней поверхности. Преобладающая часть железа находится
внутри его кристаллов, а аморфные пленки гидроокиси железа могут
энергично их поглощать.
Во влажнотропических условиях, где происходит полное высвобожде¬
ние железа из силикатов, изучение его миграции явилось предметом много¬
численных исследований. Основные результаты их (Millo, 1964) следующие.
1. Трехвалентное железо почти нерастворимо в почвенных растворах с
pH, характерными для почв влажных тропиков.
2. Двухвалентное железо заметно растворимо в восстановительных
условиях в присутствии таких восстановителей, как органическое вещество.
3. Двух- и т рехвал екгные ионы железа могут в сочетании с кремнеземом
входить в ферро-и феррисиликаткые водорастворимые комплексы.
4. Биологические реагенты, способствующие разрушению органических
остатков, играют важнейшую роль в миграции железа. Микроорганизмы обу¬
словливают восстановление Fe3+.
Эти выводы в большей части применимы и к почвам умеренно теплого
и холодного поясов. Различия в их проявлении скорее количественные,
чем качественные. Есть предположения, что внутрикомплексные соеди¬
нения являются основным агентом выветривания пород и минералов
(Swindale, Jackson, 1956). Эти авторы ввели понятие хелювиации, под
которым они предлагают понимать разрушение минералов под воздей¬
ствием водорастворимых продуктов. Аккумуляцию окисей Fe и А1 в ниж¬
них частях профилей они считают следствием проявления хелювиации в
верхних слоях почв.
Несомненно, роль биологических факторов в образовании специфиче¬
ских и разнообразных железоорганических соединений велика, как и значе¬
ние последних в передвижении железа в почвах. Однако до сих пор остается
неясным количественная сторона этих явлений. Мы склонны полагать,
что, за некоторыми исключениями, обусловливаемыми, например, накоп¬
лением на поверхности почв кислых грубогумусных подстилок или тор¬
фов, образование в почвах подобных соединений в общем невелико и
их роль в миграции железа, возможно, переоценивается. Рассмотрение
этих вопросов будет продолжено после обсуждения данных о содержании
и распределении в почвах различных соединений, в том числе и железо¬
органических.
Накопление железа в почвах при осаждении
Накопление железа происходит при разрушении железоорганических
соединений (хелатных и др.). Оно тесно связано с процессом осажде¬
ния железа. Для последнего нужны следующие условия (Maignien, 1966):
а) изменение pH и Eh растворяющих ионов; б) окисление Fe2+ -*Fe3+ .
Накопление железа происходит в результате дополнительного боко¬
вого притока железистых вод, капиллярного поднятия, последующей
смены реакции среды по профилю почв или кор выветривания и окисле¬
ния. Этот процесс установлен для тропиков (Maignien, 1966; Aubert, 1963;
30
Зонн, 1968а, б; Мило, 1968). Подобное накопление свойственно и почвам
умеренной зоны, лишь с некоторыми вариациями и меньшим количествен¬
ным выражением. Окисляются свободные двухвалентные ионы Fe и
железоорганические комплексы (Милло, 1968). Окисление может проис¬
ходить при поднятии грунтовых вод в зоне их разгрузки; при фильтрации
через грубозернистые породы и через пористые и кавернозные более древ¬
ние кирасы и ортиггейновые слои; при отсутствии питания органическими
соединениями, необходимыми для образования органо-минеральных ком¬
плексов; при усилении естественного дренирования, и т.д. Особенно четко
влияние кирас проявляется при сезонных сменах влажных и сухих или
теплых и холодных сезонов.
Для осаждения железа необходима и смена кислой реакции на нейтраль¬
ную или щелочную. Только при этих условиях в зоне смены pH возможна
коагуляция подвижного железа в сгустки, из которых образуются конкре¬
ции. Сгустки служат и цементом для ’’склеивания” конкреций в желези¬
стые слои, кирасы, ортштейны и т.д. Такие явления могут происходить
как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении.
Горизонтальная смена обусловливается стыком более кислых раство¬
ров с менее кислыми (щелочными) на ’’переломах” более высоких частей
суши к более низким. Такой стык часто приурочен к бровкам террас,
поэтому и железонакопление (латеритообразование в тропиках) приуро¬
чено большей частью к ним. По вертикали осаждение железа может обу¬
словливаться сменой бескарбонатных толщ на карбонатные и изменением
механического состава (легкого на тяжелый). Однако по вертикали может
накапливаться гораздо меньше железа.
Дегидратация гидратных коллоидных окислов приводит к образованию
кристаллических форм железа или к обезвоживанию окисного железа.
Дегидратация связана с сухими периодами (Schwertmann et al., 1953).
При чередовании сухих и влажных сезонов окись железа подвергается
гидратации дегидратации, что и способствует накоплению железа в почвах.
Таким образом, в почвах железо находится в различных состояниях
и формах соединений: ионном, коллоидном, аморфном, окристаллизован-
ном; оно представлено окисными, гидроокисными (гидратными) и ком¬
плексными соединениями. Все это определяется физико-химическими
и биохимическими процессами, происходящими в почвах, условиями
формирования самих почв и степенью выветрелости почвенной массы.
При более глубокой выветрелости в почве содержится больше окристал¬
лизованных форм железа. При этом установить преобладание какого-
либо одного железистого минерала среди окристаллизованных форм
железа трудно, что, вероятно, обусловлено сложностью механизма пре¬
вращения последних. Преобладание окристаллизованных форм железа
в почвах тесно связано также со степенью дренированности и увлажнения,
с характером растительности и с почвообразующими породами.
Железо в почвах может мигрировать только в ионном, коллоидном и
комплексном (хелатном) состояниях. Мобилизация железа происходит
в восстановительных условиях, при активном участии микроорганизмов
и некоторых органических соединений. В процессах миграции железа,
помимо гумусовых кислот, важная роль принадлежит низкомолекуляр¬
ным органическим кислотам водных экстрактов из органических остатков.
31
ГРУППЫ И ФОРМЫ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Переход от общей количественной оценки запасов железа и его рас¬
пределения в почвах к дифференцированному качественно-количествен¬
ному определению групп и форм соединений железа — естественный, эволю¬
ционный путь. Он обусловлен развитием науки и требованиями объективи¬
зации явлений, процессов, свойств, определяющих генетическую сущность
почвообразования. Такой переход необходим для различных классифика¬
ционных посторений и для рационального использования почвенного
покрова.
В этом отношении ранее железо недооценивалось как объективный и
многогранный показатель характера и направления почвообразования
и формирования почв. С одной стороны, по общему содержанию и рас¬
пределению железа выделялись важные элементарные процессы, форми¬
рующие почвы, такие, как феррсиаллитный, ферраллитный, ферритный,
глеевый и другие, а с другой - не делалось сколько-нибудь серьезных
попыток к их строгой качественно-количественной диагностике. Послед¬
нее касается и многих других почв, формирующихся под воздействием
процессов, названия которых не отображают роли и значения железа,
таких, как подзолообразование, псевдоподзолообразование, буроземо-
образование и др. Однако и эти процессы контролируются также желе¬
зом — его различными формами и их соотношениями. Поэтому ниже рас¬
сматривается значение выделяемых групп и форм соединений железа
в почвообразовании и в элементарных процессах, формирующих почвы.
Группы соединений железа
Выделение двух групп соединений железа: силикатного, связанного
в минералах, и несиликатного, свободного — характеризует степень вывет-
релости почвенной массы, а их соотношения отражают характер или тип
выветривания-почвообразования. Кроме того, формы железа объективи¬
зируют разделение почв на большие группы по химическому составу
почвенной массы.
Колебания и соотношения величин силикатного и несиликатного железа
по профилям типичных почв четко определяют их принадлежность к трем
большим группам, различающимся по степени выветрелости и химическому
составу (табл. 5).
Ферраллитные - с содержанием несиликатного Fe до 72-88%, с мини¬
мальными резервами железа в силикатах; в ферраллитных почвах количе¬
ство несиликатного Fe может снижаться до 56% за счет большего накоплен
ния в них А1; равные отношения силикатного и несиликатного железа в
ферраллитно-латеритных почвах обусловлены не степенью выветрелости,
а скорее древним латеритообразованием, определившим формирование
кварцево-железистых образований с нерастворимыми соединениями
железа в них.
Феррсиаллитные - с содержанием силикатного железа от 22 до 63%,
несиликатного от 32 до 50-79%. Содержание последнего до 79% обуслов¬
лено отклонениями двоякого происхождения: перераспределением Fe в
процессе почвообразования и особенностями состава пород (моренная
глина и серпентинит), обогащенных Fe. Эти отклонения не могут прини-
32
I а б л и ц а 5
Соотношение групп соединений железа по профилям главных типов почв, % от
валового*
Почва
Железо
силикатное несиликатное
1
Ферра ллитные
Красная, Шри Ланка
24-28
72-76
Красно-желтая, Бирма
12-19
81-88
Желтая аллитная, Бирма
16-44
56-84
Латеритная, Бирма
44-56
44-56
Феррсиаллитные
Краснозем, Грузия
23-40
60-77
Бурая лесная, Югославия
50-55
45-50
Бурая лесная, Эстония
21-63
37-79
Коричневая, Дагестан
59-63
38-51
Бурая лесная на серпентине, Япония
18-50
49-82
Гумус-железистый подзол, Югославия
22-68
32-78
Сиаллитные
Дерново-подзолистая, Московская обл.
56-60
40-44
Серая лесная, Орловская обл.
54-67
46-43
Чернозем типичный, Воронежская обл.
69-72
28-31
Серозем типичный, Узбекистан
70-83
17-30
Темноцветная лесная, Югославия
77-87
13-23
* Рассчитано по данным С.В. Зонна и Маунг Вин Хтина (1971), А.Н. Ерошкиной
(1974), Л.А. Кармановой (1978), А.Н. Рукака и Чинта Сураранте (1975).
маться за показатели, свойственные ферраллитизации, на что указывают
и величины Fe в верхних горизонтах, не превышающие 38%.
Сиаллитные - с содержанием силикатного Fe 54-83%, а несиликатного
17-46%. Отклонения обусловлены ’’молодостью”, развитием на гнейсах
в условиях холодного горного субальпийского климата (темноцветная
лесная). Такие показатели также не могут считаться типичными для этой
группы. Они скорее относятся к гумус-сиаллитным высокогорным почвам.
Показательно снижение содержания несиликатных форм железа в поч¬
вах от умеренно гумидных к пустынно-субтропическим (сероземы) усло¬
виям. При периодическом или постоянном переувлажнении субтропиче*
ских влажных и сухих почв происходит снижение колебаний содержания
групп железа: для первых - несиликатного до 38-39% и силикатного
до 61-62%, а для вторых - несиликатного до 23-32% и силикатного до
67-76% (Валиев, Баканов, 1979). Определенные закономерности выявля¬
ются и в изменениях соотношений групп железа по профилю почв, но они
будут рассмотрены в следующем разделе.
Несиликатное, или свободное, железо относят и к активному железу
(Зонн, Маунг Вин Хтин, 1971), а силикатное - к неактивному. Активное
оно потому, что частично, особенно в виде Fe2+, мигрирует по профилю,
оно также подвержено боковому передвижению в почвенных растворах
З.Зак 1805 . 33
t^vovooooioroioo^r^^n^n^mr^r^oo^r
O, ''i ч, 4 ^l ^ N,H ^ ^ ^ «'O'O ^ m *-^<n <n^
<n -н* и (л /)" io —Г .-Г -и —Г —Г ,*-Г ,-Г —Г -h" —Г
O ON Ю
_ -H — О
00O<N<N<NO—и О Г- VO О —« -н ООО
О *Н л ^ «О Г' ON I N ^ ^ ON I | О ** Г- -н
^llllllo^llllosm^lll
I о » О л MN О I0r*-V000f0 I о о о
0^^(Л^\ОГ**^О^Л*ОГ''Н^ОЛ^,ГЧ
ii
8 R
в й
ее о
ё
С ж
о «
II
^ ЮПЮООГОГОГООО
Г)*чЛПУС«н00100\МЮ^Л(ПП<Л001Л
*-Г fi ГЧ ri <N ri «н О ^ ^ ^ "t ^ ''f ^ ^ ^
О О
«о «о о
ООООООО ЮОООО—»<N о
OfNcOTflOVOr-OO И п ю » и I I lo сп
*71 I I I I I |ч?1 I I I I о о ^ I
I ООООООО I О О О О u-> Tf ON I I о
О—i<NrO^V>'Or'-<N«—I N Tf Ь 0\ - *-ч О «О <N
\о »о « «О 1Л О ON I
О. ^ п 14 14 f4 w 1
Tf ч* 1лГ NO *o О*4 О '
ON MN >Л О U\
so Г" v-> vO VO
<N СО О ON ON
IT) n (N Tf
<N О
О — Tf
О О О О Tf ЭО Ч© «О 00 Г- —' *4-
О СО «Л Г- —• 00 <N СО VO t^^vooei I СЧ т*
-Г I I I I VO -- I | |<N^1 I |ГЧ0^1
I О О О О I I Г- ос SO I I <0 00 Г4 О М I <N
On^vOO'OOO - <N*OOr^CO»Or^^-40<N
О Си
46-74 1,29 43-53 1,31 100-150
80-100 0,99 60-70 1,37 150-200
108-138 1,24 80-90 1,38
100-120 1,35
165-175 1,38
(Зоны, 1968а, 1974). Однако профильное передвижение ограничено слоем
1-2 м, а в горных условиях - и еще меньшим,\как это видно из данных
распределения свободного железа в почвах, формирующихся при осадках
от 2500 до 250—300 мм (табл. 6).
В почвах с периодическим преобладанием нисходящих токов почвенных
растворов, определяющих частичное выщелачивание и перераспределение
свободного железа, наблюдается передвижение в общем на незначительную
глубину: в ферраллитных до 70-90 см, в красноземе - до 60 см, в желто-
псевдоподзолистой - до 72 см, в горном гумус-железистом подзоле - до
56 см. Несколько глубже миграция в умеренно холодных условиях: в
дерново-подзолистой - до 140 см, в темно-серой - до 130 см и в выщело¬
ченном черноземе - до 100 см. Мы полагаем, что такое отличие от феррал¬
литных почв обусловлено, помимо климатических условий, также ббльшим
относительным образованием гумус-железистых соединений, а также
гумусовых пленок на коллоидном железе, под защитой которых и проис¬
ходит более глубокий их вынос.
В типичных черноземах, каштановых почвах и сероземах перераспределе¬
ния железа нет. Наоборот, намечается слабое накопление его в верхней
30-70-сантиметровой толще, связанное с более интенсивным выветрива¬
нием, чем в нижележащей голще. В вариациях подобная картина повторяет¬
ся и подтверждает существенную стабильность свободного железа начиная
с небольших глубин, что позволяет использовать Fe3* в качестве окисла-
свидетеля для расчетов выноса, а также строгого показателя передвиже¬
ния Fe3* вместе с илом в почвах. Поведение железа более независимо,
чем Si02, количество которого меняется в почвах не столь закономерно,
поскольку Si02 может растворяться и выноситься, не будучи связан¬
ным с илом.
Формы соединений железа
Рассмотренные группы соединений железа, и особенно свободных, харак¬
теризуют лишь количественные соотношения и отличия их гдубинного (по
профилю) распределения. Эти показатели хотя и существенны, но не вскры¬
вают сущности элементарных процессов, формирующих почвы. Для послед¬
них необходимо располагать качественной характеристикой входящих
в них соединений и их соотношением. Только на этой основе возможно
более глубокое выявление механизмов организации и генетической сущно¬
сти почв.
На основе системы методов и расчетов нами выделены и рассматривают¬
ся следующие различные по степени растворимости, с условной номенклату¬
рой, но сравнимые формы железа свободных, или несиликатных (актив¬
ных) , соединений: сильноокристаллизованные; слабоокристаллизован¬
ные; аморфные, подразделяемые на железистые и гумус-железистые (или
железогумусовые).
Рассмотрим каждую из форм, ее свойства и условия формирования.
Сильноокристаллизованные формы идентифицируются с гетитом и
гематитом, а также с переходными к ним формами. Они нерастворимы
и неподвижны; формируются в условиях хорошего дренажа, аэрации и
прогрева почв, чем обеспечивается переход гидратных форм в окисные,
35
особенно в тропических климатах. Гематит кристаллизуется в умеренно
теплых условиях, а гетит — в тропических жарких и влажных
При смене аэробного режима на анаэробный и при ухудшении дренажа
возможны I идратирование и восстановление части этих форм и переход
их в аморфные Fe2+ формы
Слабоокристаллизованные формы сопутствуют первым, количество
их определяется длительностью периодов увлажнения почв; чем они про¬
должительнее, тем больше железа находится в слабоокристаллизованных
формах. Соединения эти преимущественно гидроокисные и закисные -
идентификация более трудная; они больше всего соответствуют лепидо-
крокиту, ферригидриту иферроксигшу1. Такие же формы образуются
при достаточном дренаже и аэрации. Они менее устойчивы и быстро пере¬
ходят либо в сильноокристаллизованные - при иссушении и повышении
температур, либо в аморфные (гидратные и закисные) — при переувлаж¬
нении и ухудшении дренажа. Эти соединения могут служить показателями
относительной ’’молодости” почвообразующих породи почв.
Аморфные формы находятся преимущественно в коллоидальном состоя¬
нии. Они входят в состав ила или образуют пленки на поверхности элемен¬
тарных частиц почв (особенно железогумусовые формы, относительно
более подвижные в кислой среде). Аморфноеib форм соединений железа
связана с двумя причинами: с преобразованием силикаюв и высвобож¬
дением Fe3* на первых стадиях выветривания (первичные формы), а также
с сезонным и постоянном переувлажнением путем восстановления слабо-
окристаллизованных форм.
Соотношение форм соединений железа
и элементарные процессы почвообразования
Вслед за И.П. Герасимовым (Герасимов, Глазовская, 1960; Гераси¬
мов, 1974) мы считаем, что элементарные почвенные процессы представ¬
ляют собой тот ’’фундамент”, на котором может успешно развиваться
учение о генезисе и эволюции почв (Зонн, 1974). Однако мы не являемся
сторонниками слишком большого дробления их, отнесения к элементар¬
ным процессам общих или частных явлений, возводимых в ранг само¬
стоятельных элементарных процессов. Кроме того, мы считаем, что каж¬
дый тип почв формируется под влиянием ведущего (преобладающего)
элементарного процесса. Сопутствовать ему могут и другие два-три про¬
цесса, но их проявления всегда подчинены ведущему. Последний может
сменяться одним из подчиненных процессов, который в этом случае стано¬
вится ведущим. Это может происходить в двух случаях: а) в результате
саморазвития почвы, которым определяются ’’внутренние” ее изменения;
б) вследствие изменения условий почвообразования (климатических,
гидрологических, биологических) или в результате коренных антропо¬
генных воздействий.
Как отмечалось выше, формы соединений железа, их соотношение и
распределение могут быть определяющими в установлении того или иного
1 Эта идентификация iребует уточнения.
36
элементарного процесса, а следовательно, и обусловливающими физико¬
химические, химические, физические и другие свойства почв.
Соотношения форм соединений свободного железа могут рассматри¬
ваться и как показатель, определяющий выраженность того или иного
элементарного почвенного процесса; при этом распределение форм свобод¬
ного железа выявляет следующие основные диагностические тенденции:
1) элювиальную миграцию; 2) элювиальную сегрегацию; 3) биогеохими-
ческую аккумуляцию; 4) стабилизацию; 5) восстановительные - стабили¬
зацию и трансформацию.
Под элювиальной миграцией предлагается понимать перемещение одной
или нескольких форм соединений железа по профилю, контролируемое
почвенно-геохимическими барьерами. Элювиальная миграция может проис¬
ходить: а) под защитой гумусовых соединений - гумус-железистая,
б) в связи с передвижением ила — илисто-железистая. Для первой харак¬
терно синхронное иллювиальное перемещение свободного железа и его
форм - слабоокристаллизованных, аморфных - совместно с экстрагируе¬
мыми гумусовыми соединениями. Второй род миграции контролируется
передвижением ила без участия гумусовых соединений или с весьма незна¬
чительным их участием. Различия в поведении железа и экстрагируемых
гумусовых соединений (по Баскомбу) могут быть прослежены по данным
табл. 7.
При лессиваже гумусовые соединения практически не экстрагируются и
железа, связанного с ними, в почве и иле содержатся ничтожные количества.
При гумус-железистом элювиировании максимум углерода экстрагируе¬
мых гумусовых соединений и железа, связанного с ними, извлекается из го¬
ризонта В, а в горизонте ВС (56—66 см) резко снижается.
Устанавливаемые различия существенны: в первом роде элювиирование
верхней толщи (до 40-50 см) происходит на фоне преобладания сильно-
окристаллизованных форм, а в нижней - близких и равных соотношений
сильно- и слабоокрис1аллизованных форм железа. Такое распределение свя¬
зано с большей и посюянной влажностью нижней толщи и периодическим
иссушением верхней. Во в гором роде элювиирование иде1 на фоне преоблада¬
ния слабоокристаллизованных и повышенного содержания аморфных орга-
но-минеральных форм железа.
Элювиальная сегрегация связана с образованием конкреций, примазок,
ржавых пятен и других видов выпадения железа из растворов при периоди¬
ческом переувлажнении — иссушении и слабой дренированности почвенных
толщ, обусловленной их двучленностью. Во влажные периоды закисное же¬
лезо не выносится, а перераспределяется, в сухой сезон выпадает сначала в
виде сгустков гидроокислов, а затем в виде конкреционных окислов.
Элювиальная сегрегация в отличие от элювиальной миграции контроли¬
руется в верхней толще преобладанием слабоокристаллизованных форм и
отсутствием сильноокристаллизованных; аморфные и гумус-железистые
формы содержатся в небольших количествах. Большая часть железа скон¬
центрирована в конкрециях. Конкреции малых размеров содержат силикат¬
ного железа до 4,61%, а слабоокристаллизовэнного до 2,33%; конкреции
больших размеров — 8,35 и 2,76% соответственно. Содержание аморфных
форм в малых конкрециях составляет 0,93% ив больших 1,43%. Вероятно,
кристаллизация в конкреции необратимая и поэтому по ним наращиваются
37
Таблица 7
Распределение железа и гумусовых соединений в почвах при двух родах элювиаль¬
ной миграции, %
Глубина,
см
При лессиваже
Почва
Ил
Fe свобод¬
ное
С экстра¬
гируе¬
мый
Fe, связан¬
ное с гуму¬
сом
Fe свобод¬
ное
Fe, связан¬
ное с гуму¬
сом
Краснозем*
0-10
11,25
1,11
0,39
6,40
0,37
10-20
12,13
0,78
0,14
7,81
0,08
30-40
12,38
0,56
0,09
_
_
40-50
12,63
0,50
0,07
7,84
0,06
60-70
11,13
0,39
0,04
6,75
0,03
70-80
10,88
0,28
0,03
-
-
* По материалам А.Н. Рукаки (1976).
Таблица 7 (окончание)
Глубина,
«см
При подзолообразовании
Fe свободное
С экстрагируемый
Fe, связанное с
гумусом
Подзол**
0-6
0,70
1,92
0,06
8-18
0,35
0,21
0,05
17-24
3,75
1,41
0,96
28-38
4,69
1,17
0,50
56-66
2,56
0,42
0,31
**По материалам JI.A. Кармановой (1975) .
железистые пленки, что и создает как бы трехслойное их строение: центр
конкреций состоит из сильноокристаллизованных форм, середина -
из слабоокристаллизованных и наружные пленки-из аморфных форм же
леза1.
Биогеохимическая аккумуляция происходит на фоне перераспределения
слабо- и сильноокристаллизованных форм соединений железа. Содержание
первых в горизонте А повышается за счет вторых, несколько возрастает и
содержание аморфных, при незначительном количестве гумус-железистых
форм.
Биогеохимическая аккумуляция осуществляется путем поступления Fe
из опада древесных пород, а также в результате частичной гидратации Силь-
1 Более подробно о сегрегации см. в следующем разделе.
38
ноокристаллизованных форм и перехода их в слабоокристаллизованные и
аморфные формы. Но в этих условиях процесс маскируется периодами пе¬
реувлажнения, особенно при наложении процессов лессиважа и псевдоопод-
золивания.
Стабилизация форм соединений Fe характерна для оптимального и не¬
достаточного увлажнения, а также контрастного термического режима, ког¬
да нейтральная и щелочная реакции в сочетании с карбонатностью и высо¬
ким аэробным режимом обеспечивают не только стабилизацию всех неси¬
ликатных форм железа, но и, что самое важное, преобладание слабоокри¬
сталлизованных форм над всеми остальными. Сильноокристаллизованные
формы могут отсутствовать или находиться в 4-5 раз меньших количест¬
вах по сравнению со слабоокристаллизованными. Факт, казалось бы, не сог¬
ласующийся с условиями окисления железа, но тем не менее, вероятно, за¬
кономерный и определяемый защитными свойствами гумусовых веществ и
карбонатов. Железо, возможно, пропитывает минеральную массу, и оно лег¬
ко защищается от дальнейшей кристаллизации щелочноземельными соеди¬
нениями вмещающих их масс.
Характерно ничтожное содержание гумус-железистых форм, а распреде¬
ление аморфных железистых форм в некоторых случаях отражает Слабую
биологическую их аккумуляцию.
Восстановительная стабилизация характерна для длительно анаэробных
условий, постоянно поддерживаемых восходящими токами влаги из грун¬
товых вод и периодическим атмосферным поверхностным переувлажнени¬
ем, часто смыкающимся с грунтовым. Для нее характерны: преобладание
во всей толще слабоокристаллизованных и аморфных гидратно-закисных
форм; крайне незначительное содержание сильноокристаллизованных
форм, особенно в поверхностно-переувлажняемых толщах. Содержание гу¬
мус-железистых форм сильно варьирует, но все же и в этих условиях
их мало.
На фоне стабильности может проявляться увеличение содержания слабо¬
окристаллизованных форм с глубиной, а аморфных, наоборот, — в верхней
гумусированной периодически аэрируемой толще.
Восстановительные условия определяют большое разнообразие соотно¬
шений различных форм железа. Изучены они слабо, и данная характеристи¬
ка не исчерпывает всего возможного их разнообразия.
Под восстановительной трансформацией понимается трансформация сво¬
бодных форм железа в автоморфных — аэробных условиях, при их перио¬
дической смене на избыточное или повышенное увлажнение, особенно вы¬
зываемое орошением. Трансформация затрагивает верхнюю увлажняемую
толщу, где увеличивается содержание слабоокристаллизованных и аморф¬
ных закисно-гидратных форм железа. Чем интенсивнее увлажнение, тем
больше слабоокристаллизованных форм переходит в аморфные, не связан¬
ные с гумусовым соединениями.
Изучение динамики процессов подобного рода только начато, и если ука¬
занные зависимости будут дифференцированы, то это создаст объективные
предпосылки для разделения почв по степени временных восстановитель¬
ных режимов.
Рассмотренные различия в поведении форм свободного железа и установ¬
ленные по ним ряды не охватывают всего разнообразия их в природе. Выяв¬
39
ленные тенденции в соотношении и распределении форм свободного железа
довольно строго сопрягаются с элементарными процесами почвообразования
- элювиальная миграция характерна для подзолообразования, выщела¬
чивания, лессиважа;
- элювиальная сегрегация характерна для псевдоподзолообразования;
- биогеохимическая аккумуляция характерна для буроземо- и коричне-
в оземообразов ания;
- стабилизация свойственна всем процессам, связанным с гумусо- и кар*
бонатонакоплением;
- восстановительная стабилизация коррелирует с постоянно анаэробным
режимом, обеспечивающим глее- и болотообразование;
- восстановительная трансформация стимулируется орошением почв и
переходом их из автоморфного в переменный автоморфно-гидроморфный
режим.
Более подробно все эти зависимости рассматриваются в части И.
Роль сегрегации железа в почвообразовании
Одним из ярких проявлений динамики содержания соединений железа в
почвах является сегрегация или выпадение части его из почвенных систем, с
превращением в различного рода новообразования. К ним относятся: пятна,
примазки, конкреции, ортштейновые слои и ортзанды, латеритные слои и
кирасы и многие другие.
Все новообразования железа по времени образования условно можно
разделить на три группы:
а) связанные с современным почвообразованием,
б) связанные с предшествующим (реликтовым) почвообразованием,
в) смешанные.
К современным новообразованиям, бесспорно, относятся ржавые и си¬
зые пятна, примазки железа и конкреции до 0,3-0,4 см в диаметре. К па¬
леоновообразованиям относятся ортштейновые и ортзандовые слои, латери¬
ты и кирасы размером более 0,3—0,4 см. Смешанные новообразования
объединяют как остаточные от прошлых стадий почвообразования, так и
современные.
Главные факторы формирования новообразований, как отмечалось вы¬
ше, следующие:
а) переменность (сезонность) водного режима, чередование сухих и
влажных периодов при недостаточном естественном дренаже;
б) наличие физических или геохимических барьеров, определяющих рез¬
кие смены величин Eh и pH, а также смену пород различного состава (бес-
карбонатных карбонатными, незасоленных засоленными, легких тяжелым?
и др.). При этом в пограничных зонах происходит выпадение желез*
как из растворов, так и особенно вследствие коагуляции коллоидных сис¬
тем, обогащенных железом;
в) боковой приток вод, содержащих железистые коллоидные соедине¬
ния, и коагуляция их при смене реакции среды, в зонах разгрузки вод.
Сегрегация железа связана с переводом его сперва в закисные соедине¬
ния, а затем в оксигидратные при сезонном иссушении зоны сегрегации. В,
условиях постоянного грунтово-поверхностного переувлажнения сегрега¬
ции железа в конкреции, как правило, не происходит. Физические и хими-
40
ческие проявления древней и современной сегрегации железа многообразна
Формы и размеры сегрегационных образований весьма различны: для кон¬
креций от точечных до 1—1,5 см в диаметре; для латеритных слоев и кирас
от 1 до 20 см и более, с конкреционной, сливной и другими структурами и
различной плотностью. То же относится к ортштейнам, которые, по сути,
являются латеритно-кирасовой разновидностью железистых образований в
умеренно теплой и холодной зонах. Ортзандовые песчано-железистые обра¬
зования связаны с непрерывностью бокового притока ожелезненных вод.
По химическому составу (табл. 8) сегрегационные формы железа разно¬
образны. Химический состав в известной степени отражает зональные био-
климатические условия формирования, а также количество и качество же¬
лезовмещающих толщ. Главными факторами, стимулирующими их образо¬
вание, служат растворимые органические и гумусовые соединения, интен¬
сивность и длительность периодов переувлажнения и термические режимы.
Состав железистых конкреций существенно зависит от механического и
химического состава вмещающих их почв, от условий и интенсивности ув¬
лажнения, глубины просачивания влаги, скорости ее испарения и других ус¬
ловий. При этом химический состав конкреций изменяется как в целом,
так и по отдельным глубинам и особенно по размерам конкреций. Размер
конкреций можно рассматривать как функцию времени: чем больше раз¬
мер, тем больше требовалось времени на их образование.
Несмотря на небольшое количество данных по составу конкреций, все
же по ним можно предварительно выявить следующие различия: в дерново-
подзолистых глеевых почвах умеренно холодной зоны намечается снижение
содержания Fe, Mn, Ti, Р и повышение содержания Si в горизонтах A2Bg по
сравнению с горизонтами Апах и В2, что связано с относительно наиболь¬
шим отражением в нем подзолообразования. Это подчеркивается повыше¬
нием содержания Fe,,Mn и снижением содержания А1 в горизонтах Апах и
A2Bg, особенно с увеличением размера конкреций. Увеличение содержания
А1 отмечается только в горизонте A2Bg.
Связывание фосфора в конкрециях снижается с глубиной, особенно с
увеличением их размера. Распределение титана не является диагностичес¬
ким показателем. В конкрециях буро-псевдоподзолистых почв континен-
тально-муссонного климата Дальнего Востока намечается накопление с
глубиной Si02, А1203 и Fe203 (последнего только до горизонта С). В них
в 3-4 раза больше МпО, особенно в горизонтах Aj и AjA21. Содержание
CaO, MgO и Р205 снижается с глубиной. Лишь в конкрециях горизонта
А| А21 намечается тенденция увеличения количества Si02 на фоне высокого
содержания Fe2 03.
Состав конкреций в субтропических желто-псевдоподзолистых почвах
(Западная Грузия) наиболее существенно изменяется с увеличением их раз¬
мера. В крупных конкрециях повышается содержание Fe, А1, Mn и Mg и
снижается содержание Si и Са. Как и в предыдущих примерах, увеличение
содержания Fe в более крупных конкрециях связано с постоянным осажде¬
нием Fe в виде концентрических колец, без захвата и цементации частиц
кварца, первичных и вторичных минералов.
Влияние возраста конкреций на накопление Fe хорошо прослеживается
по различиям в содержании его в почвах высоких и низких террас. В мел¬
ких и крупных конкрециях высоких террас железа и магния больше, чем в
Таблица 8
Валовое содержание некоторых окислов в конкрециях различных почв, % на про¬
каленное вещество
Горизонт, глубина, см
Размер, мм
SiOj
АЦ О,
Дерново-
подзолистые глеевые почвы
(Орельская, V
Ш)
Апах 0—17
<25
69,62
18,37
1-0,5
64,98
15,00
3,0
60,80
11,48
А3В 37-97
<0,25
71,25
17,55
1-0,5
69,64
16,92
3,0
67,54
19,09
В, 71-81
<0,25
60,88
26,44
1-0,5
60,98
23,57
3,0
65,99
15,29
Бурые псевдоподзолиетые почвы (Иванов, 1974;
А,
Средняя из всех размеров
51,01
11,66
Aj А#1
55,16
12,36
А,1В
54,39
12,34
Cg
58,07
14,09
Субтропические желто-псевдоподзолистые почвы (Зонн, Шония, 1971)
Высокие террасы
Мелкие
66,29
15,82
Крупные
60,86
12,21
Низкие террасы
Мелкие
68,84
15,75
Крупные
58,64
16,90
Обломок кирасы
52,46
18,02
Тропические фераллитные почвы, Куба (Зонн, 1969)
Мелкие ’’пердигон”
15,60
17,41
Крупные ’’мокарреро
55,60
12,70
Желтые лессивированные кварцево-аллитные, Куба (Зонн, 1968)
А,1 В 57-71
-
32,72
10,92
В1 (g) 96-127
-
26,89
10,92
Серые слитые почвы, Сомали (Гусенков, 1974)
Из всего разреза
11,69
2,76
Карбонатно-кремнеземистая кора, Ливия (данные С.В. Зонна)
С поверхности*
-
33,98
2,54
♦Содержание Na а О 1,67%.
почвах низких террас, a Si и А1 меньше. Конкреции почв низких террас вы¬
деляются большим содержанием Мп. Различия обусловлены не только во*
растом, но и передвижением почвенных растворов от высоких террас к низ
ким, что сказывается на накоплении Мп в почвах последних. В обломках
кирас отмечается наибольшее содержание Fe, Мп и А1 и снижение Si, что
связано с их более древним возрастом.
Принципиально отличаются от всех рассмотренных случаев мелкие и
крупные конкреции из тропических ферраллитных почв. Мелкие содержа:
42
Fe203
СаО
MgO
МпО
тю2
р,о5
so3
Дерново-
подзолисты
е глеевые по
чвы (Орельс
кая, 1974)
9,18
-
-
0,15
0,27
0,91
—
12,09
-
-
0,70
1,04
1,51
-
20,90
-
-
0,39
0,72
1,42
-
8,22
-
-
0,08
0,72
1,17
-
9,60
-
-
0,04
0,78
0,48
-
11,00
-
-
0,78
0,34
0,56
-
10,13
-
-
0,52
0,52
0,39
-
12,37
-
-
0,74
0,76
0,76
-
10,48
-
-
0,74
0,71
0,50
-
Бурые псевдоподзолиетые почвы (Иванов, 1974)
25,91
1,57
1,00
3,09
-
0,57
-
26,31
0,84
0,46
2,35
-
0,41
-
27,37
1,47
0,53
1,02
-
0,41
-
22,14
1,24
0,05
1,44
-
0,57
-
Субтропические желточюевдоподэолистые
почвы (Зонн, Шония, 1971)
13,03
0,54
1,55
0,12
-
-
-
21,87
0,34
2,14
0,16
-
-
-
11,78
0,46
1,74
0,12
-
-
-
19,38
0,33
1,46
1,29
-
-
-
22,63
0,78
1,01
3,01
-
-
-
Тропические ферраллитные почвы, Куба (Зонн, 1968)
46,33
2,79
0,46
0,85
-
0,20
-
23,05
Сл
0,05
0,95
-
0,i)8
-
Желтые лессивированные кварцево-аллитные, Куба (Зонн, 19681
44,01
0,07
0,11
1,36
-
-
-
51,43
0,20
0,35
0,65
-
-
-
Серые слитые почвы, Сомали (Гусенков, 1974)
2,64
45,08
22,89
12,89
-
-
0,94
Карбонатно-кремнеземистая кора, Ливия (данные С.В. Зонна)
0,38
19,12
12,25
0,02
0,10
0,03
0,64
максимальное количество Fe и отчасти Са и минимальное Si и других окис¬
лов. В крупных конкрециях Fe в 2 раза меньше, при резком повышении со¬
держания Si и отчасти Мп. Можно предполагать, что в последних Fe цемен¬
тирует обломки зерен кварца, первичных и вюричных минералов. Не ис¬
ключено и частичное выщелачивание из них Fe и А1.
В желтых лессивированных кварцево-аллитных почвах состав конкреций
существенно меняется с глубиной вследствие переувлажнения этих почв.
Железо в них наиболее подвижно (переход в закисные формы его) и noj
43
тому больше накапливается в конкрециях горизонта В! (g), чем в конкре¬
циях горизонта А21В, за счет снижения содержания Si02. При этом кон¬
креции наиболее ожелезнены по сравнению с конкрециями остальных почв
В серых слитых почвах конкреции карбонатно-марганцовистые, с замет¬
ным содержанием Si02, MgO и S03. Наконец, в экстрааридных условиях
(Ливия) Fe-конкреции заменяются карбонатно-кремнеземистыми корами
с содержанием Si02 до 34%, a CaO+MgO до 31—32%. Такие коры содержат
доли процента железа. Несмотря на ограниченность данных, все же выявля¬
ются характерные признаки главных процессов миграции железа, форми¬
рующих почвы.
1. При подзолистом процессе конкреции горизонта A2Bg выделяются
минимальным содержанием Fe и максимальным Si по сравнению с конкре
циями в контактирующих с ним горизонтах.
2. При псевдоподзолообразовании в умеренно теплой муссонной зоне в
конкрециях с глубиной возрастает содержание Si, при наибольшей аккуму¬
ляции Fe в горизонте А21В и повышенном содержании Ca, Mg и Мп.
3. Тот же процесс в субтропических условиях определяет большую акку¬
муляцию Fe в крупных конкрециях и обломках кирас, где Fe играет роль
’’цемента” зерен кварца и других минералов.
4. При ферраллитном процессе мелкие конкреции максимально обога
щаются Fe, а в крупных снижение его содержания происходит за счет цемен
тации им Si и обломков других минералов.
5. При аллитном процессе Fe максимально концентрируется в конкреци¬
ях, особенно с глубиной, за счет снижения в них кварца.
6. Для ели то образования характерно формирование кварцево-марганце
во-карбонатных конкреций вследствие снижения подвижности Fe в щелоч
ной среде.
7. При пустынном почвообразовании формируются кварцево-карбонат¬
ные обезжелезенные коры.
Весьма показательно, что Fe в конкрециях содержится не только в не
силикатных соединениях, но и в силикатных (табл. 9). Максимум послед
них отмечается в горизонте А!, где железо явно цементирует в конкреции
зерна различных минералов. В нижележащих горизонтах преобладает неси
ликатное железо, представленное в большей степени о кристаллизованным!*
формами. Аморфные формы в конкрециях по всему профилю содержав
в близких количествах, что соответствует, вероятно, степеням увлажненш
и связанной с ними аэрации.
Сегрегационным формам железа придается большое генетическое и прак
тическое значение. Считается, что железистые конкреции являются важны*'
диагностическим признаком подзоло-и глееобразования. Наличие конкре
ций, вне зависимости от их расположения в почвенном профиле, многие ис
следователи считают показателем выноса железа, характерного для подзо
лообразования. В некоторых работах конкреции, их плотность и состав ис
пользуются в качестве диагностических показателей интенсивности глееоб
разования (Зайдельман, 1970; Оглезнев, 1971). Однако при этом не учиты
вается. что нередко они могут быть реликтовыми, подверженными раство
рению в современную стадию почвообразования.
Образование конкреций как следствие подзолообразования должно бып
существенно дифференцировано и детализировано с учетом их реликтовое
44
Таблица 9
Содержание групп и форм соединений Fe в конкрециях из псевдоподзолистой гле
свой почвы*
Глубина,
см
Размер кон¬
креций, мм
Валовое же¬
лезо, % на-
прокален-
ное вещест¬
во
Силикатное
железо
Несиликатное железо
всего
окристал-
дизовэн¬
ное
аморфное
30-35
1-3
9,61
5,41**
4,20
2,30
1,90
56,3
43,7
23,9
19,8
40-65
1-3
10,87
3,37
7,50
5,75
1,75
31,0
69,0
52,0
16,2
3-5
8,80
2,80
6,00
4,15
1,85
31,9
68,1
47,1
21,0
♦Данные Н.Г. By колов а.
** Числитель - % к навеске, знаменатель - % от валового.
ти и рецентности. Особое значение приобретает характер профильного расп¬
ределения конкреционной сегрегации железа. Следует различать два типа
ее. первый — элювиальный с накоплением конкреций в гор. В, чго связано с
глубиной лессиважа железа в коллоидальных растворах и частично в виде
железоорганических соединений, а также, возможно, в ионных растворах,
характерных для подзолообразования; второй — поверхностно-сезонно-гле-
евый, с сегрегацией железа в пределах верхней, избыточно насыщаемой вла¬
гой толщи горизонтов А21 и А21В. При этом, как и при подзолообразова¬
нии, происходит осветление (отбеливание) горизонта, но природа отбелива¬
ния не элювиальная, а сезонно-глеев ая, при этом железо сегрегируется в
конкреции в пределах переувлажняемой толщи, а горизонт В служит экра¬
ном, затрудняющим более глубокое элювиирование железа.
Подобный процесс в отличие от подзолистого рассматривается как псев-
доподзолистый, или элювиально-глеевый (И.С. Кауричев), при котором
глеевосгь имитирует осветление, но природа этого осветления иная. Наибо¬
лее убедительно суть такого типа сегрегации показана Г.И. Ивановым (1976)
на примере псевдоподзолистых почв юга Дальнего Востока. Почвы эти
обстоятельно описаны С.В. Зонном и др‘. (1969, 1972), а также Г.И. Ива¬
новым (1976).
Анализ соотношения содержания Fe в почве, конкрециях, а также неко¬
торых сопряженных с ними характеристик (табл. 10) позволяет сделать
следующие выводы.
1. Конкреционная сегрегация железа отмечается только в горизонте Aj;
глубже она почти не проявляется.
2. Осветленные горизонты сезонно-глеевого происхождения содержат
минимальное количество валового железа вследствие его накопления в
конкрециях (46—60% от содержания в почве).
3. В нижележащих горизонтах содержание железа стабильно и на конкре¬
ции приходится не более 0,5—5,3% от содержания в почве.
45
Таблица 10
Соотношение Fe в почвах и конкрециях, % (Иванов, 1976)
Горизонт, глубина, см
Конкреции, %
Валовое Fe
Почва в целом
В почве без
конкреций
Дальний Восток, бурая псевдооподзоленная, разр. 1081*
А,
0-6
7,3
4,82
2,93
А, А,
6-9
9,3
5,25
2,82
А,
9-25
4,1
4,39
3,37
А3 В
25-35
0,5
6,08
5,94
ВС
80-90
0,4
7,58
7,47
С
130-140
0,3
5,74
5,67
Дальний Восток,
желто-бурая псевдоподэо листая
(глееватая), разр. 1019**
А,
0-12
8,2
5,35
3,43
А,
20-30
10,5
4,39
1,75
АаВ
40-50
1,0
5,29
5,01
В
65-75
0,8
6,61
6,45
ВС
100-110
0,5
6,30
6,19
♦Г.И. Иванов эту почву относит к бурой отбеленной.
** По Г.И. Иванову желто-бурая отбеленная глееватая.
Таблица 11
Содержание аморфного Fe по Тамму (Иванов, 1976)
Горизонт, глубина,
см
Почва в целом
Почва без конкре¬
ций
Конкреции
%
% от вало¬
вого
%
% от валово¬
го
%
% от вало¬
вого
Ап 0-18
0,63
11,0
0,36
10,4
6,36
21Л
А, 20-30
0,87
13,3
0,25
6,8
6,10
27,8
В 65-75
0,46
6,0
-
-
-
-
С 140—150
0,41
5,5
-
-
-
-
Таблица 12
Содержание Fe в конкрециях и в разных фракциях почвы, % (по Иванову, 1976)
Горизонт
Конкреции
< 0,001 мм
> 0,001 мм
Ап
2,83
1,16
2,10
А,
5,43
1,25
0,15
Bt
0,17
5,93
2,26
С
0,48
5,19
2,33
46
Валовое Fe
Гуминовые
кислоты
Фульво-
ки слоты
Негидролизуе¬
мый остаток
сгк : Сфк
Р конкре¬
циях
В конкрециях,
% от содержания
в почве
Дальний Восток, бурая псевдооподзоленная, разр. 1081*
1,89
39,2
-
-
-
-
2,43
46,3
-
-
-
-
1,02
23,2
-
-
-
-
0,14.
2,3
-
-
-
-
0,11
1,4
-
-
-
-
0,07
1,2
-
-
-
-
Дальний
Восток, желто-бурая псевдоподзолистая
(глееватая), разр.
1019**
1,92
35,9
26,2
27,0
40,3
0,97
2,64
60,2
Нет
71,7
19,2
-
0,28
5,3
*,
65,3
25,4
-
0,16
2,4
и
49,9
43,2
-
0,11
1,7
*э
4. С усилением степени поверхностного переувлажнения — от бурых к
желто-бурым псевдооподзоленным почвам — увеличивается количество
конкреций и содержание железа в них.
5. Растворение железа и перевод его в закисные соединения коррелирует
с высоким содержанием фульвокислот, с отсутствием в горизонте A2lg и
ниже гуминовых кислот и со значительной долей негидролизуемых соедине¬
ний, возможно, образующих комплексные соединения с железом.
Отмеченные особенности коррелируют с содержанием и распределением
аморфных форм железа (табл. 11). Максимум аморфных форм приурочен
к горизонту А21 как в почве в целом, так и в конкрециях, что может ука¬
зывать на их современное образование.
Столь значительные количества аморфных форм железа указывают так¬
же на то, что оно образуется из закисных соединений в сухие периоды. Это
отражает стадийность функционирования системы почва—конкреции, свя¬
занной с переходом FeO в Fe (ОН) 2, а также в Fe (ОН) 3. Наконец, распреде¬
ление валового Fe в этих почвах между конкрециями, илом и крупными
фракциями (табл. 12) отражает резкое увеличение железа в конкрециях
горизонта A2lg при стабильности его содержания в толще нижележащих го¬
ризонтов. В иле содержание железа также неизменно, как в верхней освет¬
ленной, так и в нижней толще, что связано с возможной двучленностью про¬
филя. Весьма характерно обеднение железом крупных фракций в горизон¬
те A2lg, что подтверждает выход его из первичных минералов и преобра¬
зование в несиликатные формы. Стабильность содержания железа в тех же
фракциях нижележащей толщи указывает на интенсивность образования
47
свободных форм железа в осветленном горизонте и на их сегрегацию в
конкреции.
Установленные закономерности повторяются в различных вариациях во
всех почвах подобного генезиса. Они наиболее резко выражены в почвах
субтропиков и тропиков, но здесь наибольшую сложность представляет раз¬
деление конкреций на реликтовые и современные. Как показывают анали¬
зы конкреций, повышение содержания в них кварца может оказаться диаг¬
ностическим признаком для такого их разделения.
МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ И РАСЧЕТА ФОРМ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
Выше было показано, что железо в почвах находится в составе первич¬
ных и вторичных минералов, в виде свободных соединений разной раство¬
римости, обладающих разными свойствами. В составе первичных минера¬
лов железо прочно связано, поэтому для его вытеснения необходимо раз¬
рушение кристаллической решетки минералов, что достигается спеканием
почвы со смесью углекислых калия и натрия ."Из вторичных минералов же¬
лезо может экстрагироваться при применении концентрированных серной,
азотной и соляной кислот.
Валовое содержание железа определяется по прописям, изложенным в
основных руководствах по химическим анализам почв (Гедройц, 1955;
Аринушкина, 1961; Агрохимические методы исследования почв, 1967).
Эти прописи пригодны для определения Fe во всех почвах.
Трехкислотный метод определения Fe (Harrison, 1931) пригоден преи¬
мущественно для аллитных, ферраллитных, ферритных почв, не содержа¬
щих железистые первичные минералы или содержащих их в незначительных
количествах. Из последних Fe извлекается частично. Кроме того, при этом
определяются завышенные количества кремнезема, входящего в состав пер¬
вичных минералов. Ценность метода заключается в том, что наряду с Fe
определяется и остаточный кварц, не входивший в структуру первичных ми¬
нералов. Известно, что применяемая в методике Гаррисона смесь трех кис¬
лот разлагает все компоненты почвы, кроме первичных минералов. Метод
отличается быстротой и дает близкие данные с классическим методом
сплавления со щелочами.
Техника трехкислотного метода следующая: навеску почвы 1 г заливают
80 мл смеси серной, азотной и соляной i л слот в соотношении 2:3:3 соот¬
ветственно и выпаривают досуха. Обработку повторяют 2—3 раза. Затем
5%-ным раствором НС1 растворяют остаток после выпаривания и фильтру¬
ют. На фильтре остается кремнезем, а остальные элементы переходят в раст¬
вор. Дальнейшие определения элементов ведутся по существующим пропи¬
сям для валовых анализов. Знание валового содержания Fe необходимо
для вычисления форм свободного железа в процентах от него.
Свободное окисное и гидроокисное железо находится чаще всего в ок¬
ристаллизованных формах в трехвалентном состоянии. Оно извлекается с
помощью восстановительных реагентов, например гидросульфита Na. Нако¬
нец, железо, связанное с органическим веществом, экстрагируется комп-
лексообразователями. Наибольший интерес представляют несиликатные -
свободные формы, так как их распределение в почвах в значительной степе¬
ни отражает различия в режимах и процессах, предшествующих современ-
48
1 2 д Ч 5 Часы
Р и с. 3. Кумулятивная кривая определения железа (Segalen, 1968)
ным стадиям почвообразования. Методы определения свободного железа
различны. По принципу действия применяемых реагентов все методы мо¬
гут быть подразделены на следующие три группы: восстанавливающие,
комплексирующие, растворяющие.
Методы, основанные на восстановлении железа
Микробиологические методы основаны на биологическом восстановле¬
нии Fe с помощью некоторых микроорганизмов. Однако эти методы дли¬
тельны и поэтому широкого распространения не получили, Так, продолжи¬
тельность реакции в методе Аллисона, Скарсет (Allison, Scarseth, 1942)
достигает 5—10 дней и более в зависимости от содержания железа.
Химические методы. Применение сероводорода для восстановления
окисного железа было предложено М. Дроздовым и Труогом (Drosdoff,
Truog, 1935). Этим методом хорошо извлекается несиликатное железо.
Сравнительно слабое внедрение этого метода в практику связано с резким
неприятным запахом и токсичностью газа, выделяющегося при обработке
почвы.
Другой метод восстановления железа основан на реакции освобождаю¬
щегося водорода при действии буферной смеси на металл. Джефри (Jeffris,
1946) предложил применять в качестве металла магний, а Дион (Dion,
1944) — алюминий. Однакс при этом не только растворяется несиликатное
железо, но и частично может извлекаться железо из вторичных минералов, и
в частности из нонтрснита. Интенсивность высвобождения железа из глинис¬
тых минералов зависит от реакции среды и увеличивается с подкислением
буферной смеси.
Из всех методов определения железа, основанных на восстановительных
свойствах реагента, наибольшее распространение нашли методы, в которых
используется дитионит (гидросульфит) Na. Впервые гидросульфит Na был
применен в 1934 г. Е. Галабутской и Р. Говоровой (1934) для отбеливания
каолина. Затем в 1950 г. Деб (Deb, 1950) предложил использовать этот реа¬
гент для определения несиликатного железа и алюминия.
Метод с применением гидросульфита Na имеет множество модификаций
4 Зак.1805 49
(Aquilera, Jackson, 1953; Coffin, 1963; Duchaufour, Soucnier, 1966; Mehra,
Jacson, 1960; Mitchell, McKensie, 1954). Все они заключались в изменении
буферного раствора или кислотности среды с использованием следующей
основной реакции:
S202“ + Fe3*+40H!“ 2SOJ2 +2Fe2* + 2H20;
SOJ2+Fe*++ 20Н1- S0l" + 2Fe2+ + H20.
Таким образом, железо восстанавливается в закисную форму, а гидро¬
сульфит Na окисляется сначала в сульфит, а затем в сульфат. Восстановле¬
ние железа сопровождается увеличением радиуса иона (от 0,53—0,67 А для
Fe3* до 0,75—0,83 А для Fe2*)y что способствует разрушению окислов и
гидроокислов железа. Во избежание осаждения высвобождающегося железа
добавляют различные комплексообразующие реагенты типа тартрата Na,
лимоннокислого Na и др. Реакция восстановления .железа может сопровож¬
даться образованием сульфидов железа, поэтому некоторые авторы предла¬
гают добавлять слабы j кислоты для их разрушения.
Среди методов определения несиликатного железа, основанных на при¬
менении гидросульфита Na, наибольшее распространение получила модифи¬
кация Мера-Джексона. По этой модификации определение ведется в нейт¬
ральной среде (pH 7,3), создаваемой добавлением бикарбоната Na в качест¬
ве буферного раствора. Такая реакция среды поддерживает высокий окис-
лительно-восстановительный потенциал, что препятствует образованию
сульфида железа и свободной серы и создает условия для более полного
растворения несиликатного железа. Преимущество метода заключается в
том, что он обеспечивает полное растворение и выделение несиликатного
железа без заметного разрушения кристаллической решетки алюмосилика¬
тов (Возна, 1964; Зонн, Маунг ВинХтин, 1971).
Аналогичные результаты получены при применении метода Коффина
(Coffin, 1963). Но в отличие от метода Мера-Джексона этим методом про¬
водится однократная обработка в кислой среде (pH 4,7) и при более низ¬
кой температуре (+ 40°). По сравнению с методом Мера—Джексона моди¬
фикация Коффина более упрощенная и быстрая, но, к сожалению, по этой
модификации очень мало данных в литературе.
Метод Митчелла и Маккензи (Mitchell, MacKenzie, 1954) тоже отличается
условиями применения гидросульфита Na. Обработка проводится в кислой
среде (pH 3,5). Установлено, что извлечение железа этим методом не сопро¬
вождается разрушением кристаллической решетки глинистых минералов.
Однако, как показали дальнейшие исследования (Зонн, Маунг Вин Хтин,
1971), метод Митчелла и Маккензи не обеспечивает полного извлечения
несиликатного железа, особенно из тропических ферраллитных почв.
Методы, основанные
на комплексипующих свойствах реагентов ,
Железо способно образовывать комплексы как с органическими (цит¬
рат, оксалат, тартрат и др.), так и с неорганическими (пирофосфаты, фто¬
риды и др.) растворителями.
Тамм (Tamm, 1922) впервые применил смесь щавелевой кислоты и ща¬
велевокислого аммония для определения аморфного железа. В дальнейшем
50
метод нашел широкое применение, так как было показано, что этот раство¬
ритель существенно не затрагивает окристаллизованные формы железа и
извлекает преимущественно аморфные железоорганические соединения.
Для отдельного экстрагирования органических фракций аморфного же¬
леза Бремнер с соавторами (Bremner, Mann, 1946) предложил применять пи¬
рофосфат Na. В дальнейшем внимание исследователей было обращено на
реакцию почвенного раствора. Было отмечено, что пирофосфат Na более
энергично извлекает железо при pH 7, чем при pH 10 (Duchaufour, Jacquin,
1966; Bascomb, 1968). Наряду с этим, как сильный реагент, пирофосфат
Na способен извлекать неорганические фракции аморфного железа, а также
разрушать железосодержащие минералы (Кононова, Титова, 1961; Kosaka,
Izeki, 1957).
В отдельных случаях пирофосфат Na извлекает железо энергичнее,
чем реактив Тамма (Ерошкина, 1974). Лучшие результаты получены
при извлечении железа пирофосфатом калия, который не затрагивая
неорганические фракции аморфного ре (McKeague et al, 1971), интенсивно
'извлекает его органические фракции (Ерошкина, 1974; Карманова, 1975;
Зонн, Рукака, 1976; Bascomb, 1968).
В связи с возможным извлечением неорганических фракций аморфного
железа солями пирофосфата некоторые исследователи предложили отка¬
заться от их применения. Н.А. Титова предложила применять 0,1 н. раствор
фтористого Na(pH 7), Брукерт и Метце (Bruckert, Metche, 1972) примени¬
ли 0,1н. раствор едкого Na, забуференного тетраборатом Na при pH 9,7. Од¬
нако всеми этими модификациями извлекаются заниженные количества
железа и, возможно, не полностью органические фракции аморфного Fe.
В связи с этим было предложено проводить обработку смесью сильных
комплексообразователей с гидросульфитом Na. Так, Дюшофур и Сушье
(Duchaufour, Souchier, 1966) извлекали железо из почв смесью реактива
Тамма и гидросульфита Na. По их мнению, такая смесь обеспечивает более
полное экстрагирование несиликатного железа, особенно в тех случаях, ког¬
да метод Мера—Джексона извлекает меньше железа, чем реактив Тамма,
например, в присутствии магнетита (Baril, Bit ton, 1969). Францмейер с
соавторами (Franzmeir et al., 1965) применил смесь пирофосфата Na и гид¬
росульфита Na для извлечения аморфного Fe и определения так называемо¬
го критерия подзолистости. Поставленные задачи при разработке данного
метода решены не были. Во-первых, предложенный коэффициент подвергся
критике (McKeague, 1967; Зонн, 1970). Во-вторых, методом Францмейера
извлекаются не только аморфные формы железа, существенно могут зат¬
рагиваться другие формы, в связи с чем этот метод не получил распростра¬
нения.
Особый интерес представляет методБаскомба (Bascomb, 1968), основу
которого составляет последовательная обработка почвы сначала пирофос¬
фатом калия, а затем гидросульфитом Na в ацетатном буфере с pH 3,8. Та¬
кая обработка позволяет выделять различные формы железа и в сопряже¬
нии с другими методами, в частности с методами Мера—Джексона и Тамма,
дает возможность получить более полную информацию о формах железа,
характерных для различных типов и подтипов почв.
51
Методы, основанные на растворяющем действии кислот
Для определения так называемого подвижного железа иногда применяют
различные концентрации растворов соляной и серной кислот; Однако, как
отмечалось выше, понятие ’’подвижное” включает в себя разнообразные
формы железа, и полученные результаты представляют наибольший интерес
для выяснения генезиса почв.
Из этой группы методов известное значение имеет кинетический метод
Сегалена (Segalen, 1968), основанный на многократной обработке образца
почвы 0,8 н. раствором НС1. Принцип метода заключается в различной ско¬
рости растворения аморфных и окристаллизованных форм, и при опреде¬
ленных условиях их можно различать (Зонн, Рукака, 1976).
Таким образом, из существующих методов экстрагирования железа из
почв наибольший интерес представляют методы, экстрагирующие более или
менее определенные формы железа. Как отмечалось выше, сопряженное
применение методов Мера-Джексона, Тамма и Баскомба позволяет подраз¬
делить несиликатное железо на сильно- и слабоокристаллизованные1 фор¬
мы, а аморфное — на органические и неорганические фракции Ниже дают¬
ся прописи этих методов.
Методика определения свободных форм соединений железа
Суммарное определение несиликатных форм железа по методу Мера-
Джексона. В центрифужную пробирку объемом 100 мл помещают навеску
почвы 2—4 г (навеску можно уменьшить для почв с высоким содержанием
несиликатного железа). В пробирку приливают 40 мл 0,3 М раствора лимон¬
нокислого Na и 5 мл 1,0 М раствора NaHC03. Содержимое пробирки пере¬
мешивают и нагревают на водяной бане до 80°, а затем добавляют 1 г сухо¬
го Na2S204. После этого содержимое центрифужной пробирки размешива¬
ют стеклянной палочкой в течение 15 мин. Такая обработка проводится при
температуре раствора 80—85°. В конце 15-минутной обработки добавляют
10 мл насыщенного раствора NaCl и нагревают на водяной бане в течение
5 -10 мин до образования хлопьевидного осадка. После этого раствор цент¬
рифугируют в течение 5-10 мин при 3000 об/мин, после чего надосадочную
жидкость сливают2 в мерную колбу объемом 250 мл. Эту обработку пол¬
ностью повторяют еще два раза, перенося раствор в ту же мерную колбу.
Затем раствор в мерной колбе доводят до метки дистиллированной водой
и перемешивают.
Железо в полученном растворе можно определять колориметрически,
роданистым калием или сульфосалициловой кислотой. Для разрушения же¬
лезоорганических соединений добавляют 3—5 капель 30%-ного раствора
перекиси водорода или смесь концентрированных H2S04, HN03 и НСЮ4 в
соотношении 1.10:4. В последнем случае берут 5—10 мл вытяжки в фарфо¬
ровую чашку, добавляют в нее смесь кислот (3—5 капель) и выпаривают на
1 В эту форму входят средне- и слабоокристаллизованные соединения, но для краткос-
ти мы их будем называть слабоокристаллизованными.
После центрифугирования вытяжек почв, особенно из верхних гумусовых горизон¬
тов, иногда наблюдаются растительные остатки на поверхности жидкости. В таких
случаях целесообразно раствор профильтровать. В большинстве же случаев нет
необходимости фильтровать раствор, его можно сливать сразу в мерную колбу.
52
водяной бане до осветления раствора. Содержание железа (в процент?' ,)
рассчитывают по формуле:
г? ^ _ cv #
ре2°3~я~ 1000 ~' ’
где с — показатель калибровочного графика; v — объем мерной колбы
(250 мл); Я — навеска почвы, г; v ' — объем раствора, взятого для опре¬
деления.
Приведенная формула применяется для расчета процентного содержания
Fe203 в других методах (Коффина, Францмейера и др.), но для каждого
метода необходимо учитывать взятое количество раствора для определения
железа, а также объем колбы, навеску и разбавление.
Метод Коффина. Навеску почвы 0,5 г помещают в центрифужную про¬
бирку объемом 50 мл, приливают 10 мл 0,2 М буферного раствора цитрата
натрия с pH 4,7 (0,15 М цитрата Na и 0,05 М лимонной кислоты). Затем в
пробирку добавляют 0,5 г гидросульфата натрия (Na2S204). Пробирку
закрывают пробкой и нагревают в течение 30 мин на водяной бане при 40°,
периодически взбалтывая. После нагревания пробирку с суспензией центри¬
фугируют при 3000 об/мин в течение 5—10 мин и затем декантируют в мер¬
ную колбу объемом 250 мл. Раствор в мерной колбе доводят до метки.
Для определения железа 5-10 мл раствора нагревают на электрической
плитке с концентрированной НСЮ4 (доводя по каплям до полного разру¬
шения органического вещества), после чего железо определяют колоримет¬
рическим методом с сульфосалициловой кислотой или роданистым калием.
Определение железа по Францмейеру. Навеску почвы 2 г помещают в
центрифужную пробирку объемом 100 мл и заливают смесью раствора 1,2 г
Na2S204 и 40 мл 0,2 М раствора пирофосфата Na (pH 7,3). Содержимое
пробирки нагревают на водяной бане до 50°, закрывают пробкой и разме¬
шивают стеклянной палочкой через каждые 5 мин. Обработка продолжает¬
ся в течение 30 мин. Затем суспензию центрифугируют, вытяжку деканти¬
руют в мерную колбу объемом 100 или 200 мл и доводят дистиллирован¬
ной водой до метки. Затем берут 5-10 мл этого раствора в стакан на 100 мл,
приливают 1,0 мл смеси раствора концентрированных HN03 (10 час¬
тей), H2S04 и НС104 (по 4 части). Стакан закрывают часовым стеклом, и
содержимое нагревают на электрической плитке до появления тяжелых па¬
ров H2S04. Затем стакан охлаждают холодной водой, приливают 5 мл кон¬
центрированной НС1 и немного воды (около 10 мл) и снова нагревают на
плитке, чтобы гидролизовать пирофосфат Na в ортофосфат. После этого зы-
тяжку переносят в мерную колбу объемом 50 или 100 мл и доводят до мет¬
ки; железо определяется колориметрическим методом с роданистым кали¬
ем или сульфосалициловой кислотой.
Для определения содержания углерода берут 10-20 мл из вытяжки, по¬
лученной после обработки смесью Na2S204 и 0,2 н. раствора Na4P207, вы¬
паривают досуха и определяют углерод методом Тюрина.
Определение соединений железа по Баскомбу. В центрифужную пробир¬
ку объемом 100 мл помещают навеску (0,5 г почвы) и заливают 50 мл
0,1 М раствора К4Р207. После тщательного перемешивания суспензию ос¬
тавляют на ночь при комнатной температуре. На следующее утро центрифу¬
гируют в течение 5—10 мин при скорости 300 об/мин и декантируют в дру¬
53
гую колбу. Затем для промывки почву заливают 50 мл дистиллированной
воды, взбалтывают палочкой, вновь центрифугируют при той же скорости
и декантируют в ту же колбу. Полученная вытяжка служит для определе¬
ния углерода (Сех,), железа, связанного с органическим веществом (Feex t),
а также растворимого (FeJO/) и осажденного (Feppf) железа. Оставшуюся
в центрифужной пробирке почву используют для последующей дитионито-
вой вытяжки.
Определение содержания углерода (C€Xt). 5-10 мл вы¬
тяжки пирофосфата калия помещают в коническую колбу объемом 100 мл
и выпаривают на водяной бане досуха. Затем определяют углерод по
Тюрину.
Определение железа, связанного с органическим
веществом (Feejcr). Для разрушения органического вещества 5-20 мл
вытяжки пирофосфата калия помещают в фарфоровую чашку. Добавляют
несколько капель HN03 (1:1) и концентрированной Н202; полученную
смесь выпаривают досуха на водяной бане. Если окраска от органического
вещества не исчезла, процедуру повторяют несколько раз до исчезновения
окраски. Затем содержимое растворяют водой и переносят в мерную колбу
на 50 мл и тут же определяют Fe колориметрически роданистым калием
или сульфосалициловой кислотой.
Определение растворимого железа (Feso/). 5 мл вытяж¬
ки пирофосфата калия помещают в центрифужную пробирку объемом 50 мл.
Затем в нее добавляют 5 мл 0,88 н. раствора NH4OH и центрифугируют.
После центрифугирования на дне пробирки образуется аморфный бурый
осадок1. Из жидкости поверх него отбирают пипеткой 2 мл раствора и пере¬
носят в фарфоровую чашку для выпаривания. Разрушают органическое ве¬
щество и определяют железо, как в предыдущем случае (Feevr).
Определение осажденного железа (Feppt) проводят
расчетным способом по разности
Feppr = xt “ Fe sol .
Определение остаточного железа (Fe *»*) в дитионито-
вой вытяжке. 50 мл буферного раствора уксуснокислого Na(pH 3,8) при¬
ливают в центрифужную пробирку с промытой водой почвой после обра¬
ботки пирофосфатом калия и прибавляют 2 г дитионита Na. Пробирку со
смесью сразу закрывают пробкой, взбалтывают в течение 3 ч и оставляют
на ночь. На следующее утро центрифугируют в течение 20 мин при скорости
3000 об/мин и переносят пипеткой 1—5 мл в мерную колбу на 50 мл; желе¬
зо определяют колориметрически роданистым калием или сульфосалици¬
ловой кислотой.
А.Н. Ерошкина (1975) на субтропических почвах Грузии наряду с пиро¬
фосфатом калия испытывала пирофосфат аммония (0,1 М раствор с pH 10)
и получила близкие данные. При этом пирофосфат аммония приготовлялся
стехиометрическим смешиванием пирофосфорной кислоты с 0,1 М раство¬
ром аммиака на холоду (смесь снега с поваренной солью), чтобы предотвра¬
тить переход пирофосфорной кислоты в ортофосфорную (Н4Р207 + Н?0 -*
2Н3Р04). Полученный раствор пирофосфата аммония доводился до pH 10
1 Иногда осадок не образуется.
54
добавлением аммиака (25%), затем приливали дистиллированную воду до
метки. Дальнейший анализ проводился по прописи Баскомба.
Ряд исследователей (Bruckert, Metch, 1972, и др.} отказались от приме¬
нения солей пирофосфата. Так, Брукерт и Метце предложили применять
0,1 М раствор едкого Na, забуференного тетраборатом Na при pH 9,7.
Преимущество метода: NaOH экстрагирует только железоорганические
комплексы, не затрагивая другие формы. Остается лишь неясным, насколь¬
ко полно извлекаются эти комплексы.
Определение аморфного железа по Тамму. Навеску почвы 1-2 г помеща¬
ют в коническую колбу на 250 мл и заливают 100 мл раствора Тамма (31,5 г
щавелевой кислоты + 62,1 г щавелевокислого аммония, растворенные в
2,5 л воды), закрывают пробкой, взбалтывают в течение часа и отфильтро¬
вывают в коническую колбу на 250 мл через фильтр с синей лентой. Затем
фильтр с почвой снова помещают в колбу, в которой его взбалтывали, и
повторяют вышеописанную обработку. Фильтрат обеих обработок перено¬
сят в фарфоровую чашку и выпаривают на водяной бане досуха1. Затем
содержимое чашки сжигают на газовой горелке до исчезновения дыма и
прокаливают в муфельной печи при температуре 400—500° в течение 3—5
мин, до перехода черной окраски осадка в коричневую. Затем в чашку при¬
ливают 10 мл концентрированной соляной кислоты, закрывают покровным
стеклом и оставляют на ночь (или нагревают на водяной бане до растворе¬
ния осадка). На следующее утро содержимое чашки переносят в мерную
колбу на 200—250 мл через фильтр с белой лентой, осадок промывают го¬
рячей водой, слегка подкисленной соляной кислотой (3 капли на 100 г).
На фильтре остается кремнезем, который можно определять весовым мето¬
дом после прокаливания. Содержимое мерной колбы доводят до метки
водой, и железо определяют колориметрически, как в предыдущих методах.
Определение железа по методу Сегалена. В центрифужную пробирку по¬
мещают навеску 0,5 г почвы . В пробирку добавляют 50 мл 8 н. раствора
НС1 и оставляют на 30 мин при комнатной температуре. Затем центрифуги¬
руют при 3000 об/мин в течение 5—10 мин. Фильтрат сливают из пробирки в
колбу емкостью 100 мл. В пробирку с почвой приливают 45 мл дистилли¬
рованной воды для промывки. Раствор вновь центрифугируют, и содержи¬
мое затем переносят в ту же мерную колбу, а объем в ней доводят до метки
водой. В этом растворе можно определить Fe и А1.
Затем в центрифужную пробирку с оставшейся почвой добавляют 50 мл
0,5 н. раствора NaOH, подогревают на кипящей водяной бане в течение
5 мин, вновь центрифугируют, раствор сливают в другую мерную колбу ем¬
костью 100 мл, доводят до метки и определяют А1 и Si. Эту двойную обра¬
ботку повторяют 6—8 раз. Содержание железа, извлекаемого после каждой
обработки, определяют колориметрически, как и в предыдущих методах.
Для определения процентного содержания железа строят кумулятивные
кривые: по оси абсцисс наносят продолжительность взаимодействия почвы с
раствором, по оси ординат - процентное содержание определяемого эле¬
мента. Пересечение пунктирной линии с осью ординат (рис. 3, стр. 49) дает
процентное содержание железа.
1 Желательно смазать край чашки вазелином во избежание потерь.
1 Навеску уменьшают при содержании в почве более 15% валового железа.
55
Определение обменного железа. Извлечение обменного железа произво¬
дят солями: 2 н. ВаС12 и 3%-ным ацетатом бария (Bao et al., 1964), ацетатом
аммония при pH 4,5-5,0 (Mandal, 1960; Bloomfield, 1968; Ngyen, Duchafour,
1969), ацетатом аммония при pH 3,0 (Jackson, 1958); 1 н. КС1 (Фагелер,
1938; Segalen, 1972; Motomura, Yokoi, 1969). Джексон полагает, что для
полного извлечения обменного Fe, т.е. закисных и окисных соединений,
необходимо 1 н. раствор ацетата аммония довести до pH 3 добавлением
концентрированной НС1. При этом автор допускает возможность извлече¬
ния и других необменных форм. Необходимость применения раствора с
таким низким pH обусловливается тем, что в растворах с нейтральным зна¬
чением pH обменные формы выпадают в осадок и не определяются.
Мотомура и Иокой (Motomura, Yokoi, 1969) определяли обменные за-
кисные соединения железа ацетатом аммония и хлористым калием при pH
7,0 и установили, что последний реагент извлекает их больше, чем первый,
поэтому он и был применен в дальнейших исследованиях. Те же авторы по¬
казали, что 5-минутное взбалтывание при доступе воздуха уменьшает ко¬
личество обменного закисного железа до 70%, а 30-минутное — до 51% по
сравнению с быстрым взбалтыванием в условиях герметичности. Этим под¬
тверждается предположение Джексона о том, что часть обменного железа
осаждается в процессе извлечения.
Мелиш (Mehlich, 1945) сравнил различные растворы, применяемые для
вытеснения обменного железа, и пришел к выводу, что для карбонатных
почв, богатых каолинитом, более стабильные результаты дает использова¬
ние в качестве экстрагента смеси 1 н. уксуснокислого аммония и 0,2 н. хло¬
ристого бария. Эта смесь, по мнению Мелиша, не затрагивает железо-органо-
минеральных комплексов.
По этому методу 10 г почвы помещают ё химический стакан емкостью
100 мл, добавляют 50 мл смеси растворов CH3COONH4 — 1 н. и ВаС12 — 0,2 н.
(pH 4,8), энергично перемешивают стеклянной палочкой и оставляют на
ночь. На следующий день содержимое стакана перемешивают и фильтруют
в мерную колбу на 100 мл, промывают осадок 10 мл экстрагирующего
раствора, затем содержимое в колбе доводят водой до метки и перемеши¬
вают. Железо определяется колориметрическим способом с ачх-дипиридилом.
Методика колориметрического определения железа
Определение железа роданистым калием. 5—20 мл раствора помещают в
мерную колбу на 50 или 100 мл, добавляют 35 мл дистиллированной воды,
3-5 капель 30%-ного раствора Н202, 5 мл 6 н. раствора НС1 (1:1), 5 мл
20%-ного раствора роданистого калия. Затем через 10—15 мин колоримет-
рируют (так как по истечении этого времени интенсивность окраски посте¬
пенно уменьшается).
Определение железа ачх-дипиридилом. 5—10 мл вытяжки заливают в
мерную колбу на 50 мл, доводят pH раствора до 4,6 кислотой или щелочью,
затем добавляют 10 мл буферного раствора уксуснокислого Na с pH 4,68,
перемешивают, добавляют 3—5 мл 5%-ного раствора гидроксил амина, 1 мл
10%-ного раствора борной кислоты, 1 мл 10%-ного раствора NaF и тщатель¬
но перемешивают. Затем прибавляют 3 мл 0,5%-ного раствора а-а-дипири-
56
дила, доводят дистиллированной водой до метки и колориметрируют через
20 мин (окраска устойчивая).
Колориметрическое определение железа сульфосалициловой кислотой.
5-10 мл вытяжки заливают в мерную колбу на 50 или 100 мл, добавляют
5 мл 25%-ного раствора сульфосалициловой кислоты, нейтрализуют 25%-ным
раствором аммиака до появления устойчивой желтой окраски, после чего
прибавляют еще 1 мл аммиака, доводят дистиллированной водой до метки
и колориметрируют через 30 мин (окраска устойчивая)1.
Расчет форм железа
Рекомендуемые нами методы выделения Fe проводятся по следующей
системе анализов: общее (валовое) содержание Fe (по Гаррисону или
спеканием со щелочами); несиликатное Fe (по Мера-Джексону); Fe по
Баскомбу — экстрагируемое пирофосфатом К и дитиошпом Na; Fe по
Тамму — свободное и связанное с гумусовыми соединениями. По данным,
полученным этими методами, вычисляют следующие формы Fe: силикат¬
ные, несиликатные, окристаллизованные (сильно- и слабо-), аморфные (же¬
лезоорганические и неорганические). Пример расчета их показан ниже.
1. Силикатное — FeBajl — ¥еЛ.
2. Несиликатное — Ред.
3. Окристаллизованное — Ред — Fe0:
а) сильноокристаллизованное Реджекс. — FeBacK. (е)р +res) >
б) слабоокристаллизованное — FeBaCKe (ext + res) - Fe0.
4. Аморфное (общее) — Fe0 :
а) железоорганическое - Fe extt
б) неорганическое — Fe0 — Feext*TJi& Fевал — валовое содержание желе¬
за; FeA - содержание железа по Мера-Джексону; Fe(e^r + res > - железо,
экстрагируемое пирофосфатом К (Fe ext\ и остаточное железо, экстраги¬
руемое дитионитом Na (Fe,*,); Fe0 — железо по Тамму.
Пример. В слое 0—10 см ферраллитной почвы содержится следующее
количество железа: FeBajI - 15,75%, Ред - 11,25%, Fer es - 3,85% (остаточ¬
ное, экстрагируемое дитионитом Na по Баскомбу), Fe0 - 1,56%, Feejcf -
0,39%.
Расчеты форм железа дают следующие величины:
1) силикатное 15,75 — 11,25 =4,50%;
2) несиликатное 11,25%;
3) окристаллизованное 11,25 - 1,56 = 9,69%: а) сильнокристаллизо-
ванное 11,25 — (3,85 + 0,39) =7,01%, б) слабоокристаллизованное 4,24-
-1,56 = 2,68%;
4) аморфное (общее) 1,56%: а) железоорганическое 0,39%, б) неорга¬
ническое 1,56 - 0,39 = 1,17%.
1 Колориметрическое определение железа может проводиться роданистым калием,
сульфосалициловой кислотой, окх-дипиридилом или о-фенантралином. Однако пос¬
ле выбора реактива желательно его применять для всех методов.
3 Из всех методов колориметрического определения железа самым быстрым и самым
удобным (так как окраска остается устойчивой несколько дней) является сульфоса-
лициловый метод.
57
ЧАСТЬ II
ДИАГНОСТИКА ПОЧВ
ПО СООТНОШЕНИЮ И РАСПРЕДЕЛЕНИЮ ГРУПП И ФОРМ
СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
В настоящем разделе рассматриваются фактические данные по соотно¬
шению и распределению групп и форм соединений железа в почвах раз-*
личного генезиса, начиная от тундрово-глеевых почв и северных подзолов
и кончая тропическими ферраллитными почвами. Такое рассмотрение име¬
ет целью, во-первых, выявить диагностические соотношения групп и форм
соединений железа, соответствующие генетическим особенностям отдель¬
ных типов и подтипов почв; во-вторых, установить зависимость поведения
групп и форм соединений железа от факторов почвообразования, и прежде
всего от материнских пород, климатических условий и др.; в-третьих,
выявить основные географические закономерности распределения этих
показателей.
ФОРМЫ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
В ПОЧВАХ ТУНДРОВОГО ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ
Тундровые поверхностно-глеевые почвы
Изученность тундровых почв вообще и в особенности в отношении по¬
ведения в них форм железа далеко не достаточная. Тем не менее, учиты¬
вая глеевую (грунтовую и поверхностную) их природу, нам представля¬
лось, что именно при изучении форм железа и их распределения могут
быть вскрыты специфические черты дифференциации профиля и определе¬
но направление современного почвообразования.
В литературе нами обнаружены данные только по окристаллизованным
и аморфным формам железа тундровой поверхностно-глеевой суглинис¬
той почвы (Слобода, 1980). Полагая, что эти почвы достаточно представи¬
тельны, попытаемся выявить особенности соотношения и распределения
вышеуказанных форм железа и по ним интерпретировать генетическую
сущность этих почв и их отличия от других типов. При большом разнооб¬
разии тундровых почв в природе мы все же допускаем, что рассматривае¬
мая почва в какой-то мере отражает отличия поведения форм Fe, обуслов¬
ленные избыточным поверхностным переувлажнением.
Почвенный профиль включает в себя диагностический тиксотропный го¬
ризонт, обозначенный А.В.Слободой индексомGt.Весь профиль по актуаль¬
ной кислотности делится на две толщи: верхнюю — горизонт А0* Al9 Gt, с
pH от 4,8 до 5,9 и нижнюю - с pH от 6,2 до 6,7, причем величина pH увели¬
чивается от горизонта В к горизонту С. Гидролитическая кислотность соот¬
ветственно изменяется сверху вниз от 52,8 мг на 100 г (горизонт А0) до
3,8-2,6 мг на 100 г (горизонт Big); в нижней толще — от 2,7 до 1,6 мг на
100 г; содержание гумуса - от 4,77 в горизонте Aj до 0,52—0,35% в гори¬
зонтах В и С. Емкость поглощения снижается с 41,3 в горизонте А0
до 3,08 мг-экв на 100 г в горизонте Gt, а затем в горизонте В повышается до
9-11 мг-экв на 100 г и в горизонте С доходит до 21,66 мг-экв на 100 г поч¬
вы. Обменного водорода в этой толще практически нет, а в горизонте
58
At -Gt его содержание уменьшается от 73 до 1,66 мг-экв на 100 г. В соста¬
ве обменных оснований в нижней части преобладает Са. Обменная кислот¬
ность в верхней толще обусловливается алюминием, а не водородом. Соз¬
дается впечатление, что горизонт Gt представляет собой экран, ниже кото¬
рого восстановительные процессы уступают место окислительным. При
этом возникает вопрос: за счет каких ресурсов поддерживается этот про¬
цесс, если вышележащая толща не создает условий для воздухообмена? От¬
вета на этот вопрос пока не найдено.
На фоне охарактеризованных показателей состава и свойств почв соот¬
ношение и распределение групп и форм соединений железа весьма своеоб¬
разны (табл. 13). Отмечается постепенное снижение валового Fe от гори¬
зонта А к горизонту Gt. Затем в горизонте Big происходит существенное
увеличение содержания Fe с дальнейшим нарастанием его вплоть до гори¬
зонта С.
Такое распределение коррелирует с содержанием ила (фракция менее
0,001 мм) : от горизонта А! до горизонта Big происходит его существенное
снижение, вероятно, за счет разрушения в условиях кислого гидролиза. В
горизонте Big происходит скачкообразное увеличение содержания ила,
с существенным повышением его вплоть до горизонта С, скорее всего обус¬
ловленное лессиважем. Является ли такое распределение следствием агрес¬
сивного действия на минеральную часть органических кислот, продуциру¬
емых подстилкой, остается неясным.
Если принять соотношения силикатных и свободных форм железа за по¬
казатель степени выветрелости минеральной части, то следует считать, что
она в верхней толще более высокая, чем в нижней. При этом выветре-
лость наибольшая в горизонте А1э обогащенном органическими остатками
и гумусовыми веществами, и с глубиной, до горизонта В, убывает более
интенсивно, чем ниже, несмотря на большую обогащенность илом. Соответ¬
ствует этому и распределение свободных соединений железа. Их количест¬
во убывает от горизонта Ai к горизонту В2, а от последнего до горизон- ч
та С оно стабильно. Такая закономерность при относительно более вы¬
соком абсолютном содержании позволяет предполагать двучленность от¬
ложений. Это находит подтверждение и в распределении окристаллизован¬
ных и аморфных форм Fe.
В верхней толще окристаллизованное железо находится в минимуме.
Его распределение может быть связано с биологическим происхождением,
т.е. источником служит растительность, из остатков которой железо в кол¬
лоидальной форме попадает в верхнюю часть горизонта Gt; в нижней такой
привнос отсутствует. Почти все железо в этой толще находится в аморфно¬
коллоидальной форме, на что указывает его корреляция с распределени¬
ем ила.
В горизонте В и ниже ясно прослеживается повышенное содержание ок¬
ристаллизованных форм Fe. Можно предполагать образование их из аморф¬
ных форм, содержавшихся в верхней толще, так как количество послед¬
них в ней снижается. Вопрос о двучленности профиля требует дальнейшего
изучения. Сейчас можно лишь утверждать, что высокое содержание в верх¬
ней поверхностно-переувлажняемой толще аморфных форм Fe связано с
анаэробными процессами. В нижней толще соотношение окристаллизован¬
ных и аморфных форм выравнивается, причем происходит снижение со-
59
Таблица 13
Соотношение и распределение групп и форм соединений железа в тундровой почве
(Слобода, 1980)
Увал Нерусовей-Мусюр в районе Воркуты; кустарничковая тундра, разр. 175
Горизонт, глубина, см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
свободные
%
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
А0
1-6
5,11
3,65
79,5
1,46
28,5
А,
6-8
4,03
3,01
74,6
1,02
25,4
Gt
8-19
2,78
2,23
80,2
0,55
19,8
19-24
3,06
2,51
82,1
0,55
17,9
Big
24-32
3,71
3,05
82,6
0,66
17,4
32-42
3,99
3,42
85,8
0,57
14,2
в,
42-52
4,78
3,99
83,4
0,79
16,6
52-62
4,96
4,32
87,1
0,64
12,9
ВС
62-77
5,03
4,24
84,5
0,79
15,5
77-87
4,75
4,03
84,7
0,72
15,3
с
87-97
5,26
4,54
86,6
0,72
13,4
держания последних с глубиной. Не исключено, что распределение железа
на глубине остается унаследованным от прошлой стадии почвообразова¬
ния, происходившей в более теплых и менее влажных условиях. Вместе с
тем рассмотренные данные позволяют считать, что тундровые поверхност-
но-глеевые почвы диагностируются аморфными формами железа в верхней
толще, до горизонта Big, - толще, контролируемой тиксотропным состоя¬
нием горизонта Gt; повышенным содержанием силикатных соединений же¬
леза в нижней толще и среди свободных соединений — окристаллизован-
ных форм Fe. Происходит ли таковое за счет аморфных форм, или их со¬
держание связано с прошлой стадией почвообразования, остается неясным.
ОСОБЕННОСТИ ПОВЕДЕНИЯ ЖЕЛЕЗА ПРИ ПОДЗОЛООБРАЗОВАНИИ
Несмотря на длительность изучения подзолистых почв, их диагностика
оказывается и в настоящее время далеко не ясной и дискуссионной. Причин
этого много, но главные из них - многообразие проявления подзолообра¬
зования на огромном протяжении лесной зоны, неясность первоначальной
основной диагностики: разрушение в почвах первичных и вторичных мине¬
ралов и вынос их продуктов в горизонт В и даже за пределы почвенной
толщи. Основное внешнее выражение этого процесса — осветленность гори¬
зонта А2, принимаемая за следствие разрушения минералов. В настоящее
время это положение оценивается неоднозначно. Такое осветление может
быть обусловлено и лессиважем, и поверхностным или элювиальным ог-
леением. При этих двух элементарных процессах осветление довольно чет¬
ко диагностируется различиями в соотношении и распределении групп и
форм железа. Возможно ли подойти к разделению этих трех процессов по
60
формы соединений
Частицы
< 0,001 мм
окристаллизованные
аморфные
%
% от валового
%
% от валового
0,83
16,2
0,63
12,3
-
0,11
2,7
0,91
22,7
14,7
0,07
2,5
0,48
17,3
9,9
0
0
0,55
17,9
7,9
0,22
5,8
0,44
11,6
21,1
0,23
5,8
0,34
8,4
21,1
0,52
10,8
0,27
5,8
26,2
0,26
5,1
0,38
7,8
27,4
0,42
8,2
0,37
7,3
27,9
0,45
9,4
0,27
5,9
28,5
0,23
4,3
0,49
9,1
28,6
соотношению групп и форм соединений железа? Ответ на этот вопрос мо¬
жет быть только положительным.
Изучение форм железа (Зонн, 1971, 1975, 1976; Зонн, Рукака, 1976;
Карманова, 1975, 1978) позволило наметить следующие диагностические
признаки для процесса подзолообразования: слабое биогенное накопление
аморфных и сильноокристаллизованных форм при почти полном выносе
первых из горизонта А2 в горизонт В; иллювиальная аккумуляция в по¬
следнем аморфных и слабоокристаллизованных форм; типичность аморф¬
но-железистых и сильноокристаллизованных форм для горизонта С.
Такая диагностика установлена для железистых подзолов, формирую¬
щихся в горных условиях с хорошим естественным дренажем.
Гумус-железистые подзолы
В равнинных условиях на флювиогляциальных песках при слабом избы¬
точном увлажнении и промывном водном режиме (Эстония) эта стадия
подзолообразования выделяется следующим распределением групп и форм
соединений железа (табл. 14).
В гумусовой части профиля (горизонты А2 и В) преобладают свободные
формы над силикатными, особенно в горизонте Bh. Этим подтверждается
интенсивность разрушения первичных железосодержащих минералов и пе¬
рераспределение в той же толще части свободного железа под защитой гу¬
мусовых соединений. Почвообразующая порода (горизонт С) незначитель¬
но затронута этим процессом, так как содержание соединений свободного
Fe в ней значительно меньше, чем в горизонте А2.
Гумусовая активность преобразования минеральной массы, судя по со-
61
Т а б л и ц а 14
Группы и формы соединений Fe в песчаном подзоле (Карманова, 1978)
Горизонт, глубина, см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
свободные
%
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
А,
15-25
0,13
0,06
46,1
0,07
53,9
Аз Bh
35-45
0,16
0,07
43,7
0,09
56,3
B»h
45-65
1,53
0,41
26,8
1,12
73,2
B2h
75 -85
1,19
0,54
45,3
0,65
54,7
С
95-106
0,70
0,44
62,8
0,26
37,2
держанию свободных форм Fe, прекращается на глубине 100 см, где обра¬
зование их скорее связано с гидратацией и аморфизацией части железа поч¬
венными растворами, заполняющими капиллярные поры, что обусловлива¬
ет слабое оглеение.
В составе форм соединений Fee толще горизонтов A2Bh преобладают
аморфные, на втором месте стоят слабо- и сильноокристаллизованные фор¬
мы. Это вторичные соединения, образующиеся в виде пленок на кварцевых
зернах, а в горизонте Bh — и слабоокристаллизованные гидратные формы,
связанные с влиянием фульватных гумусовых соединений. Последние в
большей степени способствуют переводу Fe(OH)3 в Fe(OH)2 -►FeO и миг¬
рации закисного железа, чем образованию комплексных железо-гумусовых
соединений, поскольку уже в горизонте В содержание аморфного и в его
составе связанного с гумусовыми соединениями Fe существенно снижа¬
ется, в то время как повышается доля несвязанного Fe. Помещенные ниже
данные распределения аморфных соединений в подзолах (в процентах от
валового Fe) подтверждают, что подзолообразование под хвойными леса¬
ми в наибольшей степени связано с воздействием на минеральную часть сво¬
бодных неспецифических органических и фульвокислот, продуцируемых
мощными (до 20 см) грубогумусными подстилками. Этим не исключается
участие в подзолообразовании железоорганических соединений, но их доля
невелика по сравнению с передвижением свободных органических соедине¬
ний и железа.
Горизонт
Глубина, см
Гумус-железистые
Железистые
соединения
соединения
А2
15-25
23,0
5,5
A, Bh
35-45 .
25,0
6,3
Bhl
45-65
17,0
2,7
Bh2
75-85
12,6
4,1
С
95-105
4,4
2,9
Железо первичных минералов переводится в свободные аморфные фор¬
мы, часть из них (горизонт А2) в виде гидратных коллоидных и закисных
форм мигрирует в горизонт Bh, а другая часть (15-25%) подвергается силь-
62
Формы соединений
сильноокр
истаял изованные
сл абоокристалл изован¬
ные
аморфные
%
% от валового
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
0,02 15,4 Нет
0,04 15,0
0,39 25,4 0,43
0,09 7,6 0,36
0,04 5,7 0,17
0,05 38,5
0,05 31,1
28.1 0,30 19,7
30,3 0,20 16,8
24.2 0,05 7,3
ной кристаллизации, вероятно, в пленках на поверхности кварцевых частиц.
Такая дифференциация ограничивается мощностью толщ, затрагиваемых
миграцией растворимых органических кислот; при адсорбировании их ми¬
неральной частью миграция Fe затухает. Она, как правило, ограничивается
верхней однометровой толщей. Характерным диагностическим показателем
является отсутствие в горизонте А2 слабоокристаллизованных форм, с
чем коррелирует его белесость.
Дерновая стадия подзолообразования
Эта стадия, соответствующая формированию дерново-подзолистых почв,
по содержанию, соотношению и распределению групп и форм соединений
железа (табл. 15) не имеет принципиальных качественных отличий от почв
с типичным подзолообразованием. Они носят преимущественно количест¬
венный характер, а также имеют отличительные вариации в распределении,
связанные с биоклиматическими особенностями формирования дерново-
подзолистых почв.
Данные относятся к почвам двух разрезов (табл. 15), формирующихся в
Ленинградской области под хвойными лесами на покровных суглинках,
подстилаемых мореной (разрез 38х), и на легких однородных суглинках
(разрез 7х) и к почвам двух разрезов под хвойно-широколиственными ле¬
сами Московской области, сформированных на покровных суглинках, под¬
стилаемых более глинистыми моренными отложениями.
Основные различия между почвами этих регионов обусловлены, помимо
биологических, также и климатическими факторами. В Ленинградской об¬
ласти климат более влажный, с периодическим застойным водным режи¬
мом почв, и более холодный, чем в Московской области, где осадков мень¬
ше, дренаж лучше и теплый период длительнее. Вследствие этого степень
разложения и мощность лесных подстилок под хвойно-широколиственны-
ми лесами большие, чем под хвойными. Поэтому в формировании дерно-
во-подзолистых почв и в поведении форм железа основное значение при¬
обретают также биоклиматические факторы, регулирующие поступление в
_61
I а б л и ц а 15
Содержание и распределение групп и форм соединений железа в дерново-подэслисты
почвах
Глубина, см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
свободные
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
ЛСКИНГ]
радская обл.,
зона хвойных ле
icoB, разр. 38]
1C
2-9
1.75
1,37
78,3
0,38
21,7
9-18
1,79
1,08
60,3
0,71
39,7
20-30
2,41
0,70
28,9
1,71
71,1
40-50
4,59
2,13
46,6
2,46
53,4
70-80
4,15
2,76
66,5
1,39
33,5
90-100
3,58
2,53
70,6
1,05
29,4
То же, разр. 7х
3-13
0,65
0,37
57,0
0,28
43,0
20-20
0,66
0,27
40,9
0.39
59,1
50-60
0,71
0,46
64,8
0,25
35,2
90-100
0,67
0,54
80,6
0,13
19,4
140-150
0,47
0,28
60,0
0,19
40,0
Московская обл., зона смешанных лесов, разр. 1к
0-10
2,46
1,18
47,9
1,28
52,0
11-16
2,53
1,36
53,7
1,17
46,3
22-27
2,42
1,32
54,5
1,10
45,5
37-42
3,48
1,79
51,4
1,69
48,5
55-60
4,33
2,62
60,6
1,71
' 39,5
90-95
4,31
2,52
58,4
1,79
41,5
140-150
3,68
1,96
53,3
1,72
46,7
То же, разр. 2к
2-5
2,74
1,75
63,8
0,99
36,1
5-10
2,61
1,65
61,1
0,96
36,8
10-15
2,63
1,59
60,4
1,04
39,5
20-30
2,60
1,72
66,1
0,88
33,8
30-40
3,21
1,46
45,4
1,75
54,5
40-50
3,57
1,75
49,0
1,85
50,9
50-60
4,54
2,38
52,4
2,16
47,5
70-80
4,46
2,35
52,7
2,11
47,3
95-105
4,40
2,47
56,1
1,93
43,8
120-130
4,21
2,46
58,4
1,75
41,5
140-150
3,97
2,34
59,0
1,63
41,0
190-200
3,38
1,95
57,7
1,43
42,3
* Здесь и ниже в этой графе сумма окристаллизованных форм, %.
** То же, в % от валового железа.
64
Формы соединений
сильноокристалл изо-
ванные
слабоокристаллизован¬
ные
аморфные
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
Ленинградская обл., зона хвойных лесоц.разр. 38х
-
0,05*
2,3**
-
0,33
19,4
-
0,08
4,4
-
0,63
35,3
-
1,20
49,8
-
0,51
21,3
-
1,96
42,5
-
0,50
10,9
-
1,15
27,7
-
0,24
5,8
То же,
разр. 7х
-
0,12
18,4
—
0,16
24,6
-
0,12
18,2
-
0,27
40,9
-
0,09
12,7
-
0,16
22,5
-
0,06
8,9
-
0,07
10,5
-
0,12
25,1
-
0,07
14,9
Московская
обл., зона
смешанных лесов,
разр. 1к
0,35
14,2
0,36
14,6
0,57
23,1
0,29
11,4
0,31
12,2
0,57
22,5
0,26
10,7
0,59
24,4
0,25
10,3
0,36
10,3
0,94
27,0
0,39
11,2
0,24
5,5
1,12
25,9
0,35
8,0
0,34
7,9
1,07
24,8
0,38
8,8
0,23
6,2
1,19
32,3
0,30
8,1
То же
, разр. 2к
0,10
3,6
0,53
19,3
0,36
13,1
0,14
5,4
0,45
18,0
0,37
14,1
0,27
10,3
0,38
14,4
0,39
14,8
0,21
8,0
0,45
17,3
0,22
8,4
0,50
15,5
0,96
29,9
0,29
9,0
0,37
■ 10,3
1,18
33,0
0,27
7,8
0,24
5,2
1,71
37,6
0,21
4,6
0,26
5,8
1,71
38,3
0,14
3,3
0,39
8,8
1,45
33,0
0,09
2,0
0,35
8,3
1,33
31,5
0,07
1,6
0,35
6,3
1,29
32,5
0,09
2,2
0,22
6,5
1,14
33,7
0,07
2,0
5. Зак 1805
65
почвы свободных органических и гумусовых кислот. Поэтому особенности
режимов групп и форм соединений железа (табл. 15) в незначительной мере
находятся в прямой зависимости от них, и особенно от интенсивности и
характера увлажнения1.
Если принять содержание свободного железа за показатель степени вы¬
ветрелости минеральной части, то она в дерново-подзолистых почвах ока¬
зывается меньшей, чем в подзолах. В них преобладает силикатное железо,
а преобладание суммы его свободных форм характерно только для верхней
части горизонта Bi и лишь в отдельных случаях для горизонта А2 (разрез
2к, 10-15 см). В подобных почвах горизонт А2 приобретает палевый от¬
тенок, что подчеркивает отличие их от типичных дерново-подзолистых почв.
В горизонте В, представленном моренными тяжелыми суглинками и глина¬
ми, часто содержание силикатного железа снижается, что скорее связано с
природой отложений, их механическим составом, а не со степенью вывет¬
релости, обусловленной современным почвообразованием (разреза 7х,
140-150 см; разрез 1к, 90—95 и 140-150 см; разрез 2к, 50-60 см и ниже).
Почвы хвойных лесов оказываются более обогащенными силикатным же¬
лезом, чем почвы хвойно-широколиственных, что в наибольшей степени от¬
ражает различия биоклиматических условий их формирования.
Среди свободных соединений Fe в верхней толще (горизонты Ai, А2
и А2В) преобладают и диагностируют почвы аморфные формы. Меньшее
их содержание, чем слабоокристаллизованных форм (или равное), при не¬
котором увеличении в горизонте А2В (разрез 2к) и более глубоком рас¬
пределении по профилю (разрез 2к до глубины 95 см) не типично для
дерново-подзолистых почв, а скорее соответствует бурым лессивирован-
ным почвам.
В почвах на моренных глинах (разрез 38х) резко дифференцировано со¬
держание окристаллизованных форм: в покровной толще оно минималь¬
ное, а в моренной - максимальное. В суглинистых почвах с меньшей гли¬
нистостью моренной толщи различия менее резкие. В песчаных почвах (раз¬
рез 7х) количество окристаллизованных форм снижается. Сильноокрис¬
таллизованные формы находятся в минимуме, а содержание слабоокрис¬
таллизованных форм зависит от степени увлажнения почв; чем оно выше,
тем их меньше, и наоборот, что связано с естественной дренированностью
почвы.
Среди аморфных форм не связанное с органическим веществом железо
или преобладает (разрез 1к), или находится в равных количествах с гу-
мус-железистыми и постепенно убывает с глубиной (табл. 16).
Повышенное содержание гумус-железистых соединений в горизонте Aj
может указывать на меньшее продуцирование фульвокислот и на их быст¬
рую нейтрализацию при фильтрации через почву. Следует обратить внима¬
ние на снижение минеральных железистых соединений в горизонте А2 по
сравнению с горизонтами Ai, А2В и В, обусловливающее его осветление,
но менее интенсивное, чем в подзолах, так как эти горизонты содержат
больше слабоокристаллизованных форм Fe.
Несмотря на типичность выбранных почв, все же они отражают только принци¬
пиальные различия, а не пространственные, поскольку дерново-подзолистые почвы
имеют обширный ареал распространения с юга на север и с запада на восток
66
Таблица 16
Соотношение минеральных и органо-минеральных аморфных соединений Fe в дер¬
ново-подзолистых почвах
№ раз¬
реза
Глубина, см
Минеральные соединения
Органо-минеральные
соединения
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
1 к
0-10
0,29
11,7
0,28
11,4
11-16
0,41
16,2
0,16
6,2
22-27
0,17
7,0
0,08
3,3
37-42
0,31
8,9
0,08
2,3
55-60
0,28
6,4
0,07
1,6
90-95
0,31
7,2
0,07
1,6
140-150
0,26
7,1
0,04
1,1
2к
2-5
0,18
6,6
0,18
6,5
5-10
0,17
6,6
0,20
7,6
10-15
0,20
7,6
0,19
7,2
20-30
0,13
5,0
0,09
3,4
30-40
0,24
7,4
0,05
1,5
40-50
0,22
6,1
0,05
1,4
50-60
0,15
3,3
0,06
1,3
70-80
0,09
2,0
0,05
1,1
95-105
0,05
1,1
0,04
0,9
120-130
0,04
0,9
0,03
0,7
140-150
0,06
1,5
0,03
0,7
190-200
0,05
1,5
0,02
0,5
Итак, в отличие от дерново-подзолистых почв подзолы диагностирует:
1) постепенное увеличение от горизонта Aj к горизонту В свободных
соединений Fe, нередко с максимумом в верхней части горизонта А2В
или Bi;
2) повышенное и равномерное распределение сильноокристаллизован¬
ных форм при меньшем их содержании, чем всех остальных;
3) большой удельный вес слабоокристаллизованных форм и постепен¬
ное их увеличение с глубиной (за исключением почв песчаного механичес¬
кого состава, в которых с глубиной содержание слабоокристаллизован¬
ных форм Fe снижается и повышается лишь в ортзандовых прослой¬
ках).
Степень выраженности этих показателей зависит от количества и глу¬
бины разложенности подстилок: от хвойных к хвойно-широколиствен¬
ным лесам разложенность увеличивается, что и приводит к меньшей сте¬
пени оподзоленности и большей гумусированности (дерновости) почв.
При этом снижается роль свободных органических кислот и особенно фуль-
вокислот в мобилизации железа. Также снижается и влияние сезонного
поверхностного переувлажнения, способствующего переводу Fe(OH)3
в Fe(OH)2 и FeO. Разграничение этих двух факторов мобилизации и ди¬
намики форм соединений железа требует дальнейшего изучения.
67
ДИАГНОСТИКА БУРОЗЕМООБРАЗОВАНИЯ ПО ЖЕЛЕЗУ
Процесс буроземообразования и его проявление в равнинных и гор¬
ных условиях подробно освещены в предыдущих публикациях (Зонн,
1950, 1974). Поэтому, отсылая интересующихся к указанным монографи¬
ям, отметим лишь многообразие проявлений этого процесса, связанного с
различиями биоклиматических условий, но при обязательном ускорен¬
ном разложении органической массы лесных подстилок. Это условие в
наибольшей степени проявляется при достаточном естественном дренаже и
при недлительных (весенних) периодах переувлажнения.
Буроземообразование проявляется от умеренно холодной до субтропи¬
ческой зоны, как в равнинных, так и в горных областях, на самых разно¬
образных породах, под лесами различного состава, на высотах 2000-
3000 м в пределах субтропической биоклиматической зоны.
В целом для буроземообразования (Зонн, Рукака, 1978) были пред¬
ложены следующие диагностические соотношения форм железа: преоб¬
ладание и повышение с глубиной слабоокристаллизованных и снижение
аморфных и сильноокристаллизованных форм железа. Однако эта общая
диагностика нуждается в существенной дифференциации в связи с тем,
что нашим изучением охвачено значительное количество подтипов бурых
лесных почв, и в частности: 1) типичных (равнинные и горные), 2) темно¬
бурых на вулканических пеплах, 3) феррсиаллитных, 4) лессивированных,
5) псевдооподзоленных, 6) серо-бурых (типичных и псевдооподзоленных).
Ниже рассматриваются особенности соотношений форм железа в каждом
из этих подтипов.
Бурые типичные почвы равнин
Эти почвы выявлены в северо-западной части Русской равнины, где
они занимают относительно небольшие площади. Почвы формируются
под хвойно-широколиственными и широколиственными лесами с мягко*
гумусной (муль или мульмодер) подстилкой на покровных суглинках,
подстилаемых ледниковыми отложениями. Особенности соотношения
и распределения групп и форм соединений железа в них сводятся к сле¬
дующему (см. табл. 17): к равномерности распределения всех групп и
форм соединений; к отсутствию обеднения верхней толщи свободными
и окристаллизованными формами, что свидетельствует о невыраженности
в них оподзоливания. Содержание аморфного железа увеличивается в
верхних гумусовых горизонтах и постепенно уменьшается с глубиной,
что служит показателем биогенного поступления этой формы железа. Со¬
держание силикатного железа зависит от его количества в почвообразую¬
щих породах. Его может быть и больше и меньше, чем несиликатного (сво¬
бодного) железа, но в среднем количество последнего больше, чем в дерно¬
во-подзолистых почвах.
Все это связано с меньшей контрастностью водного режима почв, с от¬
сутствием в них резко выраженных периодов переувлажнения.
68
Бурые типичные почвы горных областей
Соотношение групп и форм железа в этих почвах изучено в Алжире на
различных высотных уровнях залегания (табл. 17). В почвах, приурочен¬
ных к высотам до 700—800 м, свободные формы Fe преобладают над сили¬
катными и количество их повышается до глубины 50-65 см, что связано
с продолжительностью увлажненности почв при достаточно высоких темпе¬
ратурах. Лишь на высоте 1700 м в почвах преобладает силикатное желе¬
зо и по соотношению и распределению остальных форм они приближаются
к равнинным бурым лесным почвам.
В почвах на высоте до 700 м диагностирующими являются окристалли¬
зованные формы. Аморфные формы содержатся в минимуме, что обус¬
ловлено более высоким термическим режимом почв и отсутствием сезон¬
ного повышенного увлажнения. Следует подчеркнуть невыраженность раз¬
личий в соотношении и распределении соединений железа в северных
равнинных и южных горных бурых лесных почвах, что может служить
дополнительным подтверждением сходства их генезиса.
Бурые лесные почвы на вулканических пеплах
Эти почвы изучены в Северной Корее (Зонн, 1974) на склонах вулка¬
на Пектусан, с абсолютным возрастом почв не более 300-500 лет. Поч¬
вы вполне сформированы, содержат до 5—6% гумуса и имеют нейтраль¬
ную или слабокислую реакцию. Андезитовый состав вулканических пеп-
лов отражается на соотношении и содержании форм железа. Для них типич¬
но преобладание сильноокристаллизованных и аморфных, не связанных с
гумусом соединений (табл. 18). Некоторое накопление всех форм железа
на глубине 30—40 см* связано с намывом более обедненного материала в
верхней 20-сантиметровой толще почвы. Сильноокристаллизованные фор¬
мы унаследованы от пеплов, содержащих маггемит и магнетит. Видно,
этим обусловлено появление аморфных форм железа.
Как видно, формы железа весьма чувствительны к составу почвооб¬
разующих пород, отражая не только подтиповыё, но даже родовые отли¬
чия почв.
Бурые феррсиаллитные почвы
Эти почвы изучены в КНДР (Зонн, 1974) и в отличие от предыдущих
генетически в большей степени связаны с особенностями биоклиматичес¬
ких условий выветривания и почвообразования. Не исключено, что ферр-
сиаллитизация является отчасти реликтовой, особенно на известняках,
связанной с бывшими здесь в прошлом субтропическим, а может быть,
и тропическим режимами.
Развитые на элювии гранитов и известняков почвы выделяются ярко-
красным цветом, при сиаллитном составе минеральной части. Реакция
среды от слабокислой до щелочной в нижней части почвенного профиля
(на известняках). Почвы резко выделяются значительным содержанием
свободного железа (5% и более, табл. 19). Свободное железо в преобла¬
дающей части представлено слабоокристаллизованными формами (от
3,70 до 6,01%), чего не наблюдается в других подтипах. Распределение
69
Таблица 17
Соотношение и распределение групп и форм соединений Fe в бурых лесных типич¬
ных почвах
Группы соединений
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe, %
силикатные
%
% от валового
Бурые лесные на леднике
>вых отложениях,.
Питва, разр. 43 (Ва
Лчис, 1974)
2-12
1,68
0,83
49,4
17-27
1,39
0,59
42,4
29-37
1,65
0,74
44,8
40-50
1,70
0,80
47,0
65-75
1,50
0,86
73,3
130-140
1,64
0,96
58,9
То же, Ленинградская обл., разр. 68х (Хантулев, 1974)
А, 2-7
5,73
3,75
65,0
АВ 10-20
7,01
4,97
70,0
10,45
7,94
76,0
В 60-70
11,06
8,74
79,2
90-100
10,99
9,28
84,0
С 150-160
10,20
7,97
78,1
То же, разр. 101 х
А, 2-14
4,35
3,24
74,5
АВ 14-25
4,19
2,71
64,6
В 30-40
7,55
5,97
77,1
55-65
8,37
6,63
79,2
90-100
8,11
6,49
80,0
С 120-130
7,31
5,52
75,6
Бурые лесные на коренных породах, горные, Алжир, разр. 15,
высота 300-400 м (Зонн, 1970)
0-10
5,89
2,79
47,4
25-35
7,71
3,68
47,6
55-65
7,95
3,53
44,4
То же, разр. 17, высота 600-700 м
А1 0-10
2,15
0,60
27,9
В, 21-30
2,76
1,26
45,6
40-50
3,01
1,37
45,5
В, 70-80
3,89
2,04
52,4
С 100-110
3,53
1,31
37,1
То же, разр. 59, высота 1700 м
1-10
7,69
5,11
66,4
12-20
8,31
4,28
51,5
30-40
8,51
4,17
49,0
52-60
8,66
4,80
55,4
70
Группы соединений
Формы соединений
свободные
окристаллизованные
аморфные
з от валового
с/с от валового
%
с/с от валового
Бурые лесные на ледниковых отложениях, Литва, разр. 43 (Вайчис, 1974)
0,85
50,5
0,59
35,1
0,26
15,4
0,80
57,6
0,56
40,3
0,24
17,3
0,91
55,6
0,55
33,8
0,36
21,8
0,90
53,0
0,57
34,0
0,33
19,0
0,64
42,7
0,44
24,4
0,20
13,3
0,68
41,1
0,38
23,2
0,30
17,9
То же, Ленинградская обл., разр. 68\ (Хантулев, 1974)
1,98
35,0
1,15
20,0
0,83
15,4
2,04
36,0
1,51
21,0
0,53
17,0
2,51
24,4
2,16
20,6
0,35
3,8
2,22
20,8
1,97
17,8
0,25
3,0
1,71
16,1
1,30
11,8
0,41
4,3
2,21
21,9
1,95
19,2
0,26
2,7
То же, разр 101 х
1,11
25,5
0,46
10,5
0,65
15,0
1,48
35,3
1,19
28,4
0,29
6,9
1,78
22,9
1,37
17,7
0,41
5,2
1,74
20,8
1,38
16,5
0,36
4,3
1,62
20,0
1,48
18,2
0,14
1,8
1,79
24,4
1,61
22,0
0,18
2,4
Бурые лесные на коренных породах, горные, Алжир, разр. 15,
высота 300-400 м (Зонн, 1970)
3,10
52,6
2,91
49,4
0,19
3,2
4,03
52,3
3,93
51,0
0,10
1,3
4,42
58,9
4,27
57,0
0,15
1,9
То же, разр 17, высота 600-700 м
1,55
72,1
1,36
63,3
0,19
8,8
1,50
54,4
1,32
47,8
0,18
6,6
1,64
54,4
1,52
50,5
0,12
4,0
1,85
47,6
1,75
45,0
0,10
2,6
2,22
62,9
2,12
60,1
0,10
2,8
То же, разр. 59, высота 1700 м
2,58
33,6
2,22
28,9
0,36
4,7
3,76
48,5
3,25
42,4
0,51
6,1
4,34
51,0
3,78
44,4
0,56
6,6
4,06
44,6
3,55
38,7
0,51
5,9
71
Таблица 18
Соотношение и распределение соединений железа в темно-бурой почве на вулка¬
нических отложениях. Разрез 3
Глубина,
см
Валовое
Fe, %
Силикатное Fe
СвободноеFe
Сильно
зованн
юкристалли-
ое Fe
Чс
7( от ва¬
лового
7<
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
0-14
5,82
4,96
73,2
1,56
29,5
0,85
14,6
30-40
6,74
3,68
54,6
3,06
45,4
1,48
22,0
40-80
6,51
4,66
71,6
1,85
28,4
1,11
17,1
Таблица 19
Соотношение и распределение соединений железа в почвах Северной Кореи (Зонн,
1974)
Глубина,
см
Валовое
Fe, °/<
Силикатное Fe
Свободное Fe
Сильноокристилли'
зованное Fe
%
<уг от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
7<
% от вало¬
вого
Бурые феррсиаллитные на гранитах, разрез 2
0-10
9,19
4,21
45,8
4,98
54,2
0,68
7,4
15-25
9,40
4,40
46,8
5,00
53,2
0,71
7,6
25-35
10,37
5,05
48,7
5,32
51,3
1,07
10,3
60-70
12,20
7,33
60,1
4,87
39,9
0,54
4,4
То же,
на глинистом элювии
известняков, разрез
3
1-10
8,55
3,90
45,6
4,65
54,4
0,40
4,7
30-40
10,32
4,82
46,7
5,50
53,3
0,57
5,5
65-80
11,68
6,18
52,9
5,50
47,1
0,42
3,6
115-125
11,27
5,07
45,0
6,20
55,0
0,07
0,6
этих форм по профилю равномерное. Различия сводятся к тому, что в
почвах на гранитах вследствие хорошего естественного дренажа с глубиной
содержание всех форм Fe снижается или остается постоянным, что свя¬
зано с меньшей интенсивностью выветривания. В почвах на известняках
четко выделяется биогеохимический барьер на переходе глинистого элю¬
вия в карбонатную толщу (115-125 см).
Столь высокое накопление свободного, а в его составе слабоокристал-
лизованного железа определяет буро-красную окраску почв, чему способ¬
ствует весенне-летний муссонно-субтропический гидротермический ре¬
жим и поддержание постоянной высокой атмосферной влажности омываю-
72
Сл абоо кристалл и-
зов энное Fe
Аморфное Fe
общее
не связанное с
гумусом
связанное с гуму¬
сом
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
0,17
2,9
0,54
9,3
0,40
6,9
0,14
2,4
0,62
9,2
0,96
14,2
0,62
9,2
0,34
5,0
0,34
5,2
0,40
6,1
0,34
5,2
0,06
0,9
Слабоокрнсталли-
зованноеРе
Аморфное Fe
общее
не связанное с
гумусом
связанное с гуму¬
сом
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
Бурые феррисиаллкгные на гранитах, разрез 2
3,70
40,3
0,60
6,5
0,20
2,2
0,40
4,3
4,03
42,9
0,26
2,7
0,22
2,3
0,04
0,4
3,97
38,3
0,28
2,7
0,23
2,2
0,05
0,5
4,04
33,1
0,29
2,4
0,26
2,1
0,03
0,2
То же, на глинистом элювии известняков,
разрез 3
4,06
47,5
0,19
2,2
0,14
1,6
0,05
0,6
4,68
45,4
0,25
2,4
0,22
2,1
0,03
0,3
0,42
41,4
0,24
2,1
0,21
1,8
0,03
0,3
6,01
53,3
0,12
1,1
0,09
0,8
0,03
0,3
щими полуостров морями. Все это способствует накоплению железа и
каолинизации (на гранитах), чем существенно и выделяется большинство
почв холмисто-низменной части КНДР.
Бурые лессивированные почвы
Эти почвы выделены из бурых лесных оподзоленных и из дерново-
подзолистых почв. Для них типичны начальные стадии дифференциации
профилей, обусловленной лессиважем ила, обогащенного Fe. Не^ останав¬
ливаясь на общей характеристике этих почв, так как она дана ранее (Зонн,
73
Таблица 20
Соотношение и распределение Fe в бурых лесных лессивированиых почвах. Литва
(Зонн, 1974)
Группы соединений
№ разреза
Горизонт, глубина,см
Валовое Fe, %
Силикатные
%
% от валового
8
Af
0-5
3,13
1,95
62,3
Аа
6-14
2,84
1,98
69,7
в,
15-25
3,68
2,10
57,1
в,
30-40
4,83
2,75
56,9
ВС
70-80
5,84
3,07
52,5
33
А,
1-6
4,58
2,70
60,0
А* В
10-20
4>39
2,72
61,9
Bt
35-45
4,98
2,72
54,6
в,
65-75
5,11
2,87
56,1
93-103
5,09
2,90
57,0
С
125-135
5,37
3,20
59,5
32
А,
1-10
2,19
1,37
62,5
Аа
15-25
2,34
1,75
74,8
Bt
29-39
2,39
1,81
75,7
В,
50-60
2,25
1,68
74,7
80-90
5,18
3,16
61,0
С
140-150
2,43
1,74
71,6
1974), перейдем к рассмотрению поведения железа в них. Почвы формиру¬
ются на однородной толще пород, подстилки мягкие (мулевые) или мягко¬
грубые (муль—модер); величины pH от слабокислых до слабощелочных;
содержание гумуса 3—5%. Механический анализ показывает обеднение
осветленного палевого или палево-серого горизонта А21 илом (частицы
менее 0,001 мм). Морфологическая и микроморфологическая дифферен¬
циация ила обусловливает образование в профиле горизонтов А1} А21,
В^, В2, В2С. Горизонт Ai темно-бурый, а горизонт А2 светло-буро-пале-
вый, горизонт Bi t более яркий, бурый с красноватым оттенком.
Формирование таких почв связано с большим, чем у типично бурых
почв, увлажнением, что и вызывает лессиваж ила, а вместе с ним и Fe.
По распределению ила по профилю не отмечается дифференциации, т.е.
такие почвы в этом отношении не отличаются от предыдущих подтипов.
В составе минеральной части преобладает силикатное железо (табл. 20),
распределение его отражает двучленную дифференциацию: относительное
преобладание в верхней толще (15—60 см) и снижение в нижней (в процен¬
тах к валовому содержанию).
Свободные формы железа имеют противоположное распределение: по¬
ниженное в верхней и повышенное (относительно) в нижней толще. Анало¬
гичное распределение характерно для окристаллизованных форм. Интен¬
сивность обеднения ими горизонта А21 связана с большим увлажнением
и иным механическим составом. Содержание Fe уменьшается в слое от
74
Группы соединений
Формы соединений
свободные
окристаллизованные
аморфные
%
% от валового
%
% от валового
%
% от валового
1,18
37,7
0,43
13,8
0,75
23,9
0,86
30,3
0,38
13,3
0,48
17,0
1,58
42,9
1,40
37,9
0,18
5,0
2,08
43,1
1,92
39,7
0,16
3,4
2,77
47,9
2,43
41,7
0,34
6,2
1,88
40,0
1,18
25,7
0,70
14,3
1,67
38,1
0,67
15,3
1,00
12,8
2,26
45,4
1,42
28,5
0,84
16,9
2,24
43,9
1,48
29,0
0,76
14,9
2,19
43,0
1,46
28,5
0,73
14,5
2,17
40,5
1,44
26,8
0,73
13,7
0,80
37,5
0,50
22,8
0,32
14,7
0,59
25,2
0,41
17,5
0,18
7,7
0,58
24,3
0,48
15,8
0,10
8,4
0,57
25,3
0,46
20,4
0,11
4,9
2,02
39,0
1,71
33,0
0,31
6,0
0,69
28,4
0,53
21,8
0,16
6,6
14-15 до 50—60 см. Такое же снижение отмечается и для аморфных форм
Fe. Перераспределение их может происходить в толще большей мощности,
чем окристаллизованных форм (разрез 8). Кроме того, дифференциация
профилей происходит на фоне явной биогенной аккумуляции свободных
форм, больше окристаллизованных, чем аморфных. Высказываемые пред¬
положения о том, что в подобных почвах происходит не биогенная, а гле-
евая аккумуляция железа (Целищева, 1978), не верны, так как больше
накапливается окристаллизованных, а не аморфных форм соединений
железа, что указывает на достаточную аэрацию горизонта Aj.
Таким образом, для подтипа бурых лессивированных почв характер¬
ны: слабая дифференциация профиля по содержанию свободных (окрис¬
таллизованных и меньше аморфных) форм; снижение их количества в го¬
ризонте А2 и повышение в горизонте В, при ясной биогенной аккумуля¬
ции в горизонте Ai. Нами подобные почвы изучены только в северо-запад¬
ной части Европейской равнины, но поскольку они выделены из бурых
оподзоленных почв, то необходимо и в них изучение форм железа. Как из¬
вестно, подобные почвы выделяются главным образом в южных горных
областях (Кавказ, Крым, Дальний Восток).
75
Бурые псевдоподзолиетые почвы
Это наиболее обширная и разнообразная по составу группа. Формиро¬
вание этих почв связано с двучленными отложениями — более легкая
верхняя толща сменяется более тяжелой. Двучленность почвообразующих
пород особенно широко представлена в областях валдайского и днепров¬
ского оледенений. Такая же двучленность различного генезиса характерна
для Закарпатья и юга Дальнего Востока.
Европейская часть
Часто двучленность бывает и почвенного происхождения, как следствие
интенсивного лессиважа. Многообразие почв, формирующихся под веду¬
щим воздействием псевдооподзоливания, связано с периодическим пере¬
увлажнением верхней части почвенной толщи, что определяется наличием
физического экрана — более тяжелого по механическому составу, затруд¬
няющего фильтрацию влаги из верхней части. Поэтому в этом подтипе
совмещены признаки и свойства, обусловленные лессиважем и временным
поверхностным переувлажнением, с чем связана белесоватость (отбели¬
вание) горизонта, лежащего на контакте двух толщ. Часто такое осветле¬
ние называют контактным оглеением или псевдооглеением.
Несмотря на значительную пестроту содержания и распределения форм
железа в почвах, можно выявить главнейшие особенности их соотношения
и распределения (табл. 21). По валовому распределению железа подтверж¬
дается двучленность толщ - отмечается резкий перепад его содержания на
глубине 30-45 см. Нижняя толща содержит в 2—3 раза больше Fe, чем верх¬
няя. В отдельных случаях (разрезы 27, 35В, 4к, 5к) в горизонте А21 его
меньше, чем в выше- и нижележащих толщах.
Соотношение силикатных и свободных групп железа также различно,
но в среднем находится на уровне: первые 60%, вторые 40% от валового со¬
держания (с отклонением первых 24,8—93,9%, а вторых 6,1-75,2% от ва¬
лового) . Столь большие отклонения связаны с неоднородностью содержа¬
ния их в породах, а возможно, и с дифференциацией в результате почво¬
образования. ^
Важно подчеркнуть, что в Эстонии чаще всего содержание свободного
железа в почвах больше, чем в других регионах. В чем причина такого откло¬
нения, остается неясным, но одной из них может быть большое распростра¬
нение известняков и карбонатной морены, легко выветривающихся и бло¬
кирующих коллоидное железо.
Снижение абсолютного и относительного содержания свободного желе¬
за в верхней толще более четко отражает влияние физического барьера,
чем связь с содержанием силикатного и валового железа. В более тяжелой
нижней толще относительное содержание свободных соединений Fe всегда
резко снижается. Например, в почве разрезов 35В, 27 относительные ве¬
личины содержания Fe равномерны, а абсолютные указывают на обед¬
нение ими горизонтов А21 (25-35 см). Различия подобного рода обуслов¬
лены не только исходным содержанием Fe, но и меньшей увлажненностью
нижней толщи, находящейся в частичной изоляции от поверхностных вод
Эта толща всегда выделяется большим количеством ржавых пятен. В со¬
ставе свободных соединений сильно- и слабоокристаллизованные формы
76
значительно превышают аморфные; характер распределения аналогичен
отмеченному для свободных соединений в целом.
Судя по почвам Эстонии, соотношения сильно- и слабоокристаллизован¬
ных форм близки и не дают дополнительной диагностической информации.
Псевдооподзоливание более четко диагностируется по распределению
аморфных форм. Во всех почвах верхние горизонты (Ai и А21, А21В)
обогащены аморфными соединениями железа, а в горизонте Bt заметен
ясный перепад в сторону их снижения. Такое распределение коррелирует
с увлажнением и, вероятно, с биогенным накоплением этих форм железа.
Образование аморфных форм соединений железа связано с восстановитель¬
ными процессами [с переводом Fe(OH) 3 в Fe(OH) 2 ] и аморфными форма¬
ми FeO. В составе последних (табл. 22) преобладает Fe, не связанное с гу¬
мусовыми соединениями. Тем не менее последние имеют больший удель¬
ный вес, чем в других подтипах бурых лесйых почв, что указывает на боль¬
шую их подвижность в связи с более кислым фульватным составом гумуса.
Вместе с тем следует отметить малое содержание железистых соединений
в горизонте А21 (19-25 см), коррелирующее с его осветденностью.
Рассмотренные данные позволяют принять следующие показатели в ка¬
честве диагностирующих псевдооподзоливание:
1) перепад (от более низкого к более высокому) содержания всех форм
железа, за исключением аморфных, обусловленных текстурной двучлен-
ностью почвенных толщ; 2) наиболее диагностирующем является аморфное
железо — его увеличивающееся в 2—3 раза абсолютное содержание в верх¬
ней, сезонно переувлажняемой толще по сравнению с нижележащей; 3) до¬
полнительный диагностирующий показатель - уменьшение содержания
свободных соединений железа в экранирующей нижней толще.
Западная Сибирь - Салдир
До сих пор эти почвы относятся некоторыми авторами к дерновым глу¬
бокоподзолистым (Корсунов и др., 1977; Корсунов, 1978). Нами (Зонн,
1979) после изучения форм железа они отнесены к бурым псевдоподзо-
листым, сходным с таковыми Эстонии (разрез 4к), и к серо-бурым поверх-
ностно-оглеенным Болгарии (разрез 5). Вместе с тем анализами вскрыты и
некоторые оригинальные черты этих почв, что заставляет более подробно
остановиться на их рассмотрении.
Первая оригинальность: при резко континентальном климате, среднего¬
довых осадках 480—550 мм, при максимуме их выпадения в летне-осенний
период (июнь—октябрь — 66% годовых) в почвах свободные формы же¬
леза превалируют над силикатными и мощность осветленных горизонтов
достигает 60—61 см (табл. 23). Подобное соотношение силикатных и сво¬
бодных форм отмечено только в почвах Эстонии (см. табл. 21) и Болга¬
рии (см. табл. 23).
В осветленной толще свободное Fe преобладает над силикатным, осо¬
бенно в горизонте А21. В горизонте В соотношение меняется в пользу си¬
ликатного железа. Мы полагаем, что в осветленной толще при временном
сезонном переувлажнении и при значительном прогревании может проис¬
ходить более интенсивное выветривание силикатов с высвобождением
Fe в виде FeO. В сухие периоды железо может переходить в гидратные фор¬
мы, что придает этой толще палевый оттенок.
Таблица 21
Соотношение и состав форм соединений железа в буро- псевдооподзоленных почвах
(Зонн, 1974; Карманова, 1978)
Группы соединений
Местонахождение,
N* разреза
Глубина, см
Валовое Fe,
%
силикатные
%
% от вало¬
вого
Закарпатье, 27
0-10
3,15
2,03
64,4
25-35
2,97
2,00
67,4
70-80
4,81
3,20
66,5
юо-по
4,98
3,23
64,9
140-150
6,10
4,16
68,2
Латвия, 14
5-10
2,55
1,68
65,9
25-35
3,76
2Д5
57,2
40-50
5,33
3,73
70,0
60-70
6,02
4,29
71,1
80-90
7,62
5,89
77,3
115-125
7,47
5,94
78,5
Литва, 134
1-9
1.19
0,88
73,8
11-21
1,37
0,67
48,9
25-35
1,93
1,13
58,5
40-50
2,94
2,16
73,4
90-100
1,12
0,76
67,8
Латвия, 15
0-10
1,60
.0,91
57,0
20-30
1,56
0,94
60,2
37-45
1,50
0,96
64,0
50-60
4,22
3,42
81,0
90-100
3,65
2,50
68,3
Литва, 35 В
1-11
1,07
0,52
48,6
20-30
0,80
0,44
55,0
50-60
6,24
5,82
93,9
90-100
5,64
5,27
93,4
140-150
8,02
7,26
90,5
Эстония, 4к
0-11
1,57
0,39
24,8
19-25
2,20
0,98
44,5
30-40
1,25
0,31
24,8
46-56
2,96
1,70
57,4
107-117
2,70
1,22
44,4
Эстония, 5к
0-9
1,79
0,70
39,1
13-30
1,37
0,38
27,7
27-37
1,64
0,73
44,5
65-75
2,24
0,71
31,7
110-120
* Окристаллизованное, %.
** Окристаллизованное, % от валового.
3,51
2,23
63,6
78
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сил ьноокристал ли¬
зованные
слабоокристалли¬
зованные
аморфные
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
1Д2
35,6
-
0,58*
18,4**
-
0,54
17,2
0,97
32,6
-
0,36
12,1
-
0,61
20,5
1,61
33,5
-
1,22
25,3
— 0
0,39
8,2
1,75
35,1
-
1,44
28,9
-
0,31
6,2
1,94
31,8
-
1,67
23,7
-
0,27
4,5
0,87
34,1
-
0,39
15,2
-
0,48
18,9
1,61
42,8
-
1,17
31,1
-
0,54
11,7
1,60
30,0
-
1,27
23,8
-
0,33
6,2
1,73
28,9
-
1,40
23,3
-
0,33
5,6
1,73
22,7
-
1,38
18,2
-
0,35
4,5
1,53
21,5
-
1,31
17,5
-
0,22
4,0
0,31
26,2
-
0,25
22,8
-
0,06
3,4
0,70
51,1
-
0,38
27,5
-
0,32
23,6
0,80
414
-
0,49
25,3
-
0,31
16,2
0,78
36,6
-
0,60
20,1
-
0,18
16,5
0,36
32,2
-
0,33
30,0
-
0,03
2,2
0,69
43,0
-
0,43
26,8
-
0,26
16,2
0,62
39,8
-
0,35
22,4
-
0,27
17,4
0,54
36,0
-
0,39
26,0
-
0,15
10,0
0,80
19,0
-
0,57
13,5
-
0,23
5,5
1,15
31,7
-
0,95
26,0
-
0,20
5,7
0,55
51,4
-
0,34
32,0
-
0,21
19,4
0,36
45,0
-
0,24
30,0
-
0,12
15,0
0,45
6,1
-
0,25
4,0
-
0,18
2,8
0,37
6,6
-
0,27
4,7
-
0,10
1,9
0,76
9,5
-
0,17
2,1
-
0,59
7,4
1,18
75,2
0,39
24,8
0,29
21,2
0,26
16,2
1,22
55,5
0,51
23,1
0,40
25,5
0,27
17,4
0,94
75,2
0,42
38,2
0,36
32,3
0,15
10,0
1,26
42,6
0,68
23,0
0,42
39,2
0,23
5,5
1,48
55,6
0,32
11,8
0,96
22,5
0,20
5,7
1,09
60,9
0,40
22,4
0,38
26,8
0,45
20,0
0,99
72,3
0,30
20,8
0,35
22,4
0,53
22,9
0,91
55,5
0,18
11,0
0,53
26,0
0,24
13,3
1,53
68,3
0,38
16,8
0,88
13,5
0,15
5,2
1,28
36,4
0,29
8,2
0,79
26,0
0,15
4,5
79
Таблица 22
Соотношение аморфного н связанного с гумусом железа в бурых псевдоподэолис¬
тах почвах. Эстония, разрез 4к
Глубина, см
Аморфное Fe
% от валового
Связанное с гумусом Fe
% от валового
0-11
.0,25
16,0
0,25
16,0
19-25
0,14
2,2
0,17
2,8
30-40
0,9
7,2
0,07
2,2
46-56
0,11
6,1
0,05
2,8
107-117
ОД 5
5,5
0,05
1,9
Не исключено, что большая выветрелость верхней толщи реликтовая,
оставшаяся от прошлого более теплого периода почвообразования. Мак¬
симальное содержание силикатного Fe в горизонте AtA2l указывает на бо¬
лее интенсивное его высвобождение в этом горизонте. Суммарное содер¬
жание свободного Fe не показывает его перераспределения в толще гори¬
зонта А, что может служить доказательством ее независимости от толщи
горизонта В в отношении проявления сезонных восстановительных про¬
цессов. В обедненности толщи горизонта А илом более повинен боковой
лессиваж (Корсунов, 1974).
В подобных почвах преобладают слабоокристаллизованные формы Fe.
При этом во всей толще горизонта A (At + А2) их меньше, чем в толще го¬
ризонта В. Однако это различие обусловлено более тяжелым механическим
составом горизонта В и исходным высоким содержанием свободного (не¬
силикатного) железа в нем.
В верхней толще наибольшее относительное содержание слабоокристал-
лизованного железа отмечается в горизонте А21 (20-30 см) и меньшее на
глубине 35-45 см, где больше всего железистых конкреций, за счет чего и
Таблица 23
Соотношение и распределение железа в псевдоподзолистых почвах Западной Си*
бири. Которово, Новосибирской обл. (Салаир)
Горизонт, глубина,
см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
свободные
%
% от вало¬
вого
%
% от ва¬
лового
А, А,
5-10
4,74
2,31
48,7
2,44
51,4
А*1
20-30
4,40
2,02
46,0
2,38
54,0
А,1
35-45
4,39
1,89
43,0
2,50
57,0
А21В
55-65
5,20
2,39
46,0
2,81
54,0
Bt
90-100
6,29
3,29
52,3
3,00
47,7
80
произошло снижение содержания Fe. На это указывает корреляция слабо¬
окристаллизованных форм с сильноокристаллизованными — в горизонтах
At А21 и А21 содержание последних повышается.
В горизонтах А2В и В содержание этих форм соединений Fe снижается
вследствие большого и постоянного увлажнения благодаря меньшему ис¬
сушению слабо проникающими в эти горизонты корнями древесных пород
(в верхней 60-сантиметровой толще их до 83 т/га, а в слое 60—100 см
0,5-0,8 т/га).
Аморфными соединениями Fe более обогащена верхняя толща, где не
происходит их перераспределения, как и всех свободных соединений.
Соотношение гумус-железистых и не связанных с гумусом аморфных
соединений, приводимое ниже, показывает преобладание вторых. Напом¬
ним, что связанные с гумусом соединения не подвержены миграции.
Горизонт
Связанные с гумусом
Не связанные с гумусом
A, Ajl
0,50
0,48
Ajl
0,38
0,52
A,l
0,35
0,61
А, В
0,17
0,55
В,
0,09
0,46
Как видно, и в этих почвах дифференциация форм соединений железа не
отражает подзолообразовательного процесса. Дифференциация связана с
боковым лессиважем ила, обогащенного железом, а осветление есть след¬
ствие сезонного переувлажнения. И наконец, местное соотношение гидро¬
термических показателей определяет ход процессов, не связанных с обще¬
климатическим положением этой территории.
Серо-бурые лесные почвы
В Последнее время в Болгарии (склоны хребта Стара Планина) на высоте
200—250 м по соотношению и распределению железа в почвах (Зонн, Хад-
жиянакиев, 1979) подтверждено развитие серо-бурых лесных почв — авто-
Формы соединений
сил ьноокристалли зованные
слабоокристаллизован¬
ные
аморфные
%
% от валово¬
%
% от валово¬
%
% от валово¬
го
го
го
0,44
9,0
1,02
21,5
0,98
20,9
0,05
1,2
1,43
32,4
0,90
20,4
0,40
9,3
1,14
25,9
0,96
21,8
0,24
4,4
1,85
35,6
0,72
14,0
0,26
4,2
2,19
34,8
0,55
8,7
6. Зак. 1805
81
Таблица 24
Соотношение и распределение соединений железа в серо-бурых почвах Болгарии
(Зонн, Хаджиянакиев, 1979)
Горизонт, глубина,
см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
свободные
%
% от вало¬
вого
%
. % от ва¬
лового
Авт<
эморфная поч
ва, разр. 3
А,
0-12
3,74
2,14
57,2
1,60
42,8
Ai
12-30
4,08
2,34
57,3
1,74
42,7
В,
35-45
5,94
2,67
46,5
2,27
53,5
В,
58-68
5,74
3,50
60,9
2,24
39,1
В,
78-88
5*57
3,40
61,0
2,27
39,0
Cj к
90-100
5,14
3,53
68,7
1,61
31,3
С2к
130-140
4,91
3,27
66,6
1,64
33,4
Псевдоподзолистая поверхностно-глеевая почва, разр. 5
А, А,
0-12
3,50
1,23
35,1
2,27
64,9
А,
12-24
4,20
1,49
35,5
2,71
64,5
А,
24-40
5,38
2,06
38,2
3,29
61,8
в,
50-60
6,70
2,59
38,6
4,11
61,4
в,
85-95
7,09
3,18
44,8
3,91
55,2
в,
130-140
7,38
3,63
49,1
3,70
50,9
ClK
163-182
6,76
3,19
45,1
3,75
54,9
С 2к
182-202
6,60
3,83
58,0
2,77
42,2
.морфных и псевдоподзолистых поверхностно-глеевых. Ранее эти почвы ана-
логизировались с серыми лесными почвами СССР. И в тех и в других почвах
содержание гумуса 4,09—4,2%; в автоморфных pH 53—5,4 в горизонтах А
и В, 8,1—8,7 в горизонте С; в псевдоподзолистых pH 4,4—5,1 в горизонтах
А и В, 7,2—7,7 в горизонте Ск. Подкисление и снижение содержания карбо¬
натов до глубины 160 см — следствие большого поверхностного увлажне¬
ния. Этим обусловлено образование осветленного горизонта А21 и появле¬
ние глеевости в нем и в горизонте Bt (д). Для обеих почв характерны тек¬
стурные горизонты В. Развиты почвы на карбонатных суглинках под ду¬
бовыми лесами. Основные различия между почвами связаны с проявлени¬
ем поверхностной глеевости в почве (разрез 7).
Для автоморфной серо-бурой почвы (табл. 24) характерно преоблада¬
ние несиликатных соединений в горизонтах At, А21, а силикатных соеди¬
нений в горизонте В и ниже, что, вероятно, связано с различиями в интен¬
сивности почвообразования и воздействия гумусовых соединений. В гори¬
зонте Bt содержание гумуса резко падает до 0,92% и меньше. Горизонт
Bi переходный, где свободных соединений больше, чем силикатных. Он
наиболее метаморфизован, здесь отмечается частичная аккумуляция ила в
результате лессиважа.
Среди свободных форм диагностирующее значение приобретают слабо-
окристаллизованные и аморфные формы. Первые преобладают, а ,их рас-
82
Формы соединений
сильноокристаллизованные
слабоокристаллизованные
аморфные
%
% от вало¬
вого
Уо от вало¬
вого
% от ва¬
лового
Автоморфная почва, разр. 3
0,06 1,6 0,90 24,0 0,46
0,03 0,7 1,27 31,1 0,49
0,07 1,1 1,91 32,1 0,49
0,10 1,7 1,91 33,1 0,43
0,02 0,3 1,83 32,7 0,31
0,22 4,3 1,54 30,0 0,17
0,22 4,5 1,55 31,5 0,14
Псевдоподзолистая поверхностно-глеевая почва, разр. 5
12.3
12,0
8.3
7.4
5,6
3,3
2,8
0,23
6,6
1,48
42,3
0,87
27,0
0,25
5,9
1,92
45,7
0,82
19,4
0,08
1,5
2,65
49,5
0,77
14,3
0,20
2,9
3,22
48,0
0,87
12,9
0,04
0,5
2,89
40,7
0,82
11,8
0,19
2,3
3,09
42,1
0,57
7,7
0,07
1,0
3,25
48,2
0,25
3,6
0,02
0,3
2,52
38,2
0,16
2,4
Таблица 25
Соотношение аморфных соединений железа в серо-бурых почвах Болгарии
№ разреза
Глубина, см
Не связанные с гумусом
Связанные с гумусом
%
% от валового
%
% от валового
Зк
0-12
0,41
10,9
0,06
1,4
12-30
0,46
11,3
0,03
0,7
35-45
0,47
8,0
0,02
0,3
58-68
0,40
6,9
0,03
0,5
78-88
0,31
5,6
Нет
Нет
90-100
0,17
3,3
120-140
0,14
2,8
5
0-12
0,71
26,3
4,5
0,16
12-24
0,65
15,4
4,0
0,17
24-40
0,74
13,8
0,5
0,03
50-60
0,84
12,5
0,4
0,03
85-95
0,82
11,1
0,4
0,03
130-140
0,54
7,3
0,4
0,03
163-182
0,24
3,5
0,1
0,1
182-202
0,16
2,4
Нет
Нет
83
пределение указывает на слабый лессиваж в толще горизонтов Ai и В, ниже
величины их стабильны. Следует отметить преобладание в карбонатных го¬
ризонтах силикатных сединений Fe, а среди свободных — слабоокристал¬
лизованных форм. Карбонаты несколько задерживают высвобождение
Fe из силикатов, но полностью не подавляют этого процесса.
Наиболее четко отличие почв подчеркивают аморфные формы — их со¬
держание повышено в мощной толще горизонтов At — B2t, при равно¬
мерности распределения. Лишь увеличение карбонатности снижает их со¬
держание, способствуя образованию слабоокристаллизованных форм. Сре¬
ди аморфных форм (табл. 25) преобладают не связанные с гумусом; свя¬
занные с ним практически отсутствуют.
Таким образом, для этих почв характерно известное несоответствие с
биоклиматической обстановкой: при теплом сухом климате с максималь¬
ным летним иссушением почв преобладают слабоокристаллизованные фор¬
мы Fe при повышенном содержании аморфных. Последние частично на¬
капливаются в результате биогенной аккумуляции, но, вероятно, действу¬
ют и какие-то другие процессы, которые тормозят окисление этих форм.
Серо-бурые псевдооподзоленные почвы
Эти почвы образуются в результате сезонного поверхностного переув¬
лажнения. При близком содержании и распределении валового железа в
этих подтипах почв выявляются весьма существенные различия в содержа¬
нии групп и форм соединений Fe, ярко отражающих генетические различия
между ними (см. табл. 25). Для почв характерно пониженное содержание
силикатных форм в верхней наиболее увлажняемой толще горизонтов Ai -
А2 1(g) с постепенным увеличением их в этой толще с глубиной. Этр может
указывать, с одной стороны, на меньшую интенсивность выхода Fe из си¬
ликатов, а с другой — на проявление лессиважа.
В толще горизонтов Bt—Ck содержание тех же соединений стабильно.
Свободные формы, наоборот, наиболее интенсивно образуются в верхней
толще и несколько меньше — в нижележащей. Однако и в ней их больше,
чем силикатных соединений. Такое распределение находится в соответ¬
ствии с большей увлажненностью почв и, следовательно, обусловливает бо¬
лее интенсивную гидратацию свободных соединений железа. Среди послед¬
них преобладают слабоокристаллизованные формы Fe, количество кото¬
рых повышено в элювиальной толще горизонтов A1~B1t(g). Это свиде¬
тельствует об их слабом лессиваже.
Важно отметить и увеличение в горизонтах Ах—А21 сильноокристаллизо-
ванных форм, что связано с переводом части его в конкреционные формы.
Но самым диагностирующим показателем остается содержание и распреде¬
ление аморфных форм Fe. Количество их по сравнению с автоморфной
почвой (разрез 3) возрастает в горизонтах Аг— Bt2 (g) в 2 раза, постепенно
относительно снижаясь с глубиной, что связано со степенью увлажнения
почвы.
В составе аморфных форм преобладает железо, не связанное с гумусо¬
выми соединениями, что также характерно для этих почв и коррелирует
с гуминово-кальциевым составом гумуса.
84
Таким образом, псевдооподзоливание серо-бурых почв диагностир?
ется:
а) преобладанием свободных соединений железа над силикатными и их
относительным максимумом в горизонтах А! ;
б) в 2 раза большим содержанием аморфных форм в той же толще, с
постепенным относительным убыванием с глубиной;
в) образованием конкреционных сильноокристаллизованных форм же¬
леза в гумусовых горизонтах.
В целом распределение всех форм железа не подтверждает их подзолис¬
той природы, а осветление горизонта A2l(g) обусловлено преобладанием
железа в виде Fe(OH) 2—FeO, придающих ему серовато-сизую окраску.
ОТЛИЧИТЕЛЬНЫЕ ЧЕРТЫ
И ДИАГНОСТИКА ПОЧВ ЛЕСОСТЕПИ ПО ЖЕЛЕЗУ
Почвы лесостепи представлены обширной группой почв, находящихся
между дерново-подзолистыми лесной зоны и черноземными степной зоны.
Эти почвы формируются в условиях умеренно-теплого континентального
климата, с четко выраженными сезонами года, особенно летним и зимним.
Преобладают осенне-зимние осадки, годовой цикл их отличается уравно¬
вешенным увлажнением-испарением. Почвы развиваются под широко¬
лиственными и хвойно-широколиственными лесными насаждениями (ис-
куственными) с мощным травяным покровом и подлеском.
Для почв характерен дифференцированный профиль Ai— А2В—Вь В2-
Ск. Они содержат значительное (от 3 до 6%) количество гумуса. По его
содержанию и другим показателям почвы наиболее четко подразделяются
на серые и темно-серые лесные1. Серые лесные почвы часто оподзолены,
а темно-серые — не оподзолены. Первые имеют кислую реакцию (pH 5,5-
6,5), вторые - слабокислую и нейтральную. Все они развиты преимущест¬
венно на карбонатных суглинках.
Оглинение горизонта В обусловливается как лессиважем, так и метамор-
физацией. Наиболее подробно состав форм железа изучен в следующих
подтипах почв: 1) серые лесные типичные под березовым лесом (Орлов¬
ская обл.); 2) серые лесные поверхностно-глеевые под березовым лесом
(Тульская обл.); 3) темно-серые лесные под ясенево-дубовыми ле¬
сами.
Почвы представлены достаточно типичными разрезами, поэтому получен¬
ные результаты могут быть репрезентативным для ареалов их распро¬
странения.
При относительно близком содержании и распределении валового железа
(табл. 26), показывающего только некоторое увеличение его с глубиной во
всех почвах, группы и формы соединений имеют существенные различия
и поэтому заслуживают отдельного рассмотрения.
Выделяют еще светло-серые лесные, но они не имеют четко установленных диагно¬
стических показателей и поэтому часто объединяются с дерново-подзолистыми поч¬
вами.
85
Таблица 26
Соотношение и распределение соединений железа в серых лесных почвах (Карма¬
нова, 1971)
№ разреза, местонахож¬
дение, почва
Горизонт, глубина,
см
Валовое
F е, %
Группы соединений
силикатные
%
У от вало¬
вого
1 к, Орловская обл.,
А,
0-11
3,38
1,85
57,4
Серая лесная на лес¬
А, (В)
16-26
4,26
2,51
58,9
совидном суглинке
в,
40-50
4,74
2,92
61,6
в2
58-66
4,18
2,54
60,7
ВС
75-85
4,81
3,06
63,5
С 1к
100-110
4,98
3,36
67,4
С2к
125-135
5,45
2,53
46,4
Зк, Тульская обл.,
А,
0-5
3,34
2,14
64,0
Ясная Поляна, темно-
А,
10-20
3,06
1,92
62,4
серая на тяжелом
А, В
37-47
3,91
2,60
66,5
покровном суглинке
в,
56-66
4,32
2,81
65,0
в,
80-90
4,40
2,98
67,7
ВС
109-119
4,09
2,55
62,3
Ск
135-145
3,83
2,51
65,5
2к, Тульская обл.,
А,
0-10
2,86
1,84
64,3
серая лесная поверх-
А, В
20-32
2,72
1,77
65,0
ностно-глсевая на
В, (g>
42-52
4,54
2,64
58,1
тяжелом суглинке
В,
70-80
4,32
2,46
56,4
Qk
100-110
4,11
2,43
59,1
С2к
125-135
3,84
2,49
64,8
Серые лесные типичные почвы
Почвы характеризуются преобладанием силикатного железа над свобод¬
ным (табл. 26), увеличением его содержания с глубиной и снижением ко¬
личества свободного Fe. Подобное распределение находится в зависимости
от интенсивности почвообразования, и прежде всего от воздействия гуму¬
совых соединений и степени увлажнения.
До глубины 50 см эти процессы и явления наиболее активны. Они вызы¬
вают высвобождение Fe из первичных, частично вторичных минералов и оп¬
ределяют их некоторое перераспределение, обусловленное лессиважем.
Нижняя толща (горизонт В) в отношении этих групп железа довольно ста¬
бильна. Резкое снижение силикатного и увеличение свободного железа в
горизонте С связаны с его карбонатностью и фиксированием свободного
железа поверхностью агрегатов и выделением карбонатов.
Диагностирующими могут быть сильноокристаллизованные формы.
Несмотря на небольшое абсолютное и относительное содержание, они в от¬
личие от ранее рассмотренных почв показывают закономерное снижение
с глубиной, и только в карбонатном горизонте происходит повышение со-
86
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сильноокристал¬
лизованные
слабоокристалли¬
зованные
аморфные
%
7с от ва¬
лового
7с
7с от ва¬
лового
7с
7с от вало¬
вого
7с
7с от вало-
вогЬ
1,53
45,3
1,75
41,1
1,82
38,4
1,64
39,3
1,75
36,5
1,62
32,6
2,92
53,6
1,20
36,0
1,14
37,6
1,31
33,5
1,51
35,0
1,42
32,3
1,54
37,7
1,32
34,5
1,02
35,7
0,92
35,0
1,90
41,9
1,86
43,1
1,68
40,9
1,35
35,2
0,23
6,2
0,10
2,3
0,18
3,8
0,07
1,7
0,04
0,8
Нет
-
0,42
7,7
0,14
4,4
0,17
5,5
0,12
3,0
0,02
0,4
0,03
0,6
0,12
2,9
0,08
2,0
Нет
-
0,37
8,1
0,34
7,8
0,55
13,5
0,52
13,5
1,10
32,5
1,46
34,5
1,43
30,1
1,37
32,6
1,50
31,2
1,44
28,4
2,32
42,0
0,68
20,3
0,65
21,2
0,96
24,5
1,24
28,7
1,10
25,0
1,12
27,4
1,06
27,6
1,43
15,0
0,56
20,5
1,09
24,0
1,16
26,8
0,90
21,9
0,61
15,9
0,22
6,5
0,19
4,3
0,21
4,5
0,20
4,7
0,21
4,5
0,21
4,2
0,18
3,3
0,38
п,з
0,32
10,4
0,23
5,8
0,25
5,7
0,29
6,6
0,30
7,3
0,18
4,7
0,67
23,2
0,54
20,0
0,44
9,7
0,36
8,6
0,23
5,6
0,22
5,6
держания, коррелирующее с увеличением количества всех свободных со¬
единений. Причина увеличения сильноокристаллизованных форм Fe
в горизонте А обусловлена его иссушением летом при достаточной аэрации.
Слабоокристаллизованные формы преобладают над всеми остальны¬
ми и имеют более или менее равномерное распределение. Исключение со¬
ставляет также карбонатный горизонт по причинам, указанным выше. Эти
формы железа не имеют диагностирующего значения.
Аморфные формы могут быть отнесены к диагностическим, поскольку
их содержание повышено и они характерны для всей толщи горизонтов
А и В. Причина этого, вероятно, заключается в более растворяющем дейст¬
вии гумусовых кислот, которые стимулируют перевод слабоокристалли¬
зованных форм в аморфные. Соотношения связанных и не связанных с
органическими соединениями форм железа близкие, с тенденцией иллюви-
ирования несвязанных форм в горизонте В. Почва не имеет признаков опод-
золенности, выявляется лишь слабое лессивирование. Диагностическими
признаками служит распределение силикатных и свободных групп железа,
а среди последних — сильноокристаллизованных и аморфных форм.
87
Серые лесные поверхноспю-глеевые почвы
Эти почвы характеризуются профилем А|-А21В! (g)-B2-Ck. Почвы
с подобным строением обычно относятся к оподзоленным. Однако срав¬
нение с серыми лесными типичными почвами показывает, что на фоне
преобладания силикатных соединений железа над свободными происходит
более резкая дифференциация в распределении обеих групп соединений.
Так, при абсолютном снижении содержания силикатных соединений же¬
леза все же происходит его резкое относительное повышение в горизонтах
Ai— A2l-B(g) за счет уменьшения содержания свободных форм в тех же го¬
ризонтах (см. табл. 26). Это связано с общей потерей части валового желе¬
за по сравнению с неоглеенной почвой в тех же горизонтах. Потери, по всей
вероятности, происходят в результате перераспределения, а не выноса же¬
леза за пределы профиля, что обусловлено наличием карбонатного геохи¬
мического экрана. Относительно большее обеднение сильноокристаллизо-
ванными и слабоокристаллизованными формами Fe происходит в горизон¬
тах A2l-B(g). Первые исчезают полностью в результате растворения в сезон-
но-анаэробной среде. В горизонте В и ниже количество их увеличивается,
вероятно, за счет слабоокристаллизованных форм. Содержание последних
существенно снижается во всем профиле, и особенно в горизонтах Ai и
А21В, что и определяет осветление этих горизонтов. Аморфные формы ак¬
кумулируются в горизонтах А| —А21В и Bj и В2, и содержание их возраста-
Таблица 27
Соотношение и распределение аморфных форм соединений железа в серых лес¬
ных почвах
№ разреза
Глубина, см
Не связанные
Связанные с гумусом
7с
7с от валового
<7е
7с от валового
1к
0-11
0,10
3,0
0,12
3,5
16-26
0,04
0,8
0,15
3.5
40-50
0,12
2,6
0,09
1,9
58-60
ОЛЗ
3,1
0,07
1,6
75-85
0,15
3,1
0,06
1,4
100-110
0,16
3,2
0,05
1,0
125-135
0,13
2,4
0,05
0.9
2к
0-10
0,57
20.0
0,10
3,2
22-32
0,44
16,1
0,08
3.9
42-52
0.36
7,9
0,08
1.8
70-80
0,29
6,7
0,07
1.6
100-110
0,20
4,8
0,03
0,8
125-135
0,19
4,9
0,03
0,7
Зк
0-5
0,19
5,6
0,19
5.7
10-20
0,15
4,9
0,17
5,5
37-47
0,13
3,3
0,10
2,5
56-66
0,16
3,7
0,09
2,0
80-90
0.20
4,4
0.09
2,2
109-119
0,23
5,3
0.07
2,8
135-145
0,14
3,6
0,04
1,1
88
ет по сравнению с неоглеенной почвой в 2—3 раза. Это устойчивый и яркий
признак сезонного гидроморфизма почв.
Диагностирующими показателями для данных почв являются:
а) перераспределение силикатных и свободных форм железа, резкое
обеднение горизонтов Ах и А21В сильноокристаллизованными формами.
Последние могут нацело переходить в менее окристаллизованные и аморф¬
ные формы;
б) существенное (в 2-3 раза) увеличение содержания аморфных форм и
более глубокое их распределение по профилю (табл. 27); образуются глав¬
ным образом не связанные с гумусом соединения Fe, что может указывать
на нейтрализацию активных гумусовых кислот закисными соединениями,
высвобождающимися при гидролизе.
Темно-серые лесные почвы
По составу и распределению групп и форм железа эти почвы аналогичны
серым лесным почвам на лёссовидном суглинке. Подобное сходство пока¬
зывает, что соединения железа строго коррелируют с генетическим род¬
ством почв и объективно отражают его. Отличия сводятся к большему со¬
держанию силикатных соединений железа во всем профиле и соответствен¬
но к меньшему свободных, а среди них слабоокристаллизованных форм.
Подобное различие наиболее вероятно связано с защитной ролью гумусо¬
вых соединений, покрывающих пленками частицы первичных минералов
и предохраняющих их от выветривания.
В почвах повышено содержание аморфных форм железа по сравнению с
серыми лесными, при равных в верхних и больших в нижних горизонтах
количествах соединений железа, не связанных с гумусом (см. табл. 27).
Такое различие коррелирует с более высоким содержанием гумуса в дан¬
ных почвах. Диагностика же их аналогична диагностике серых лесных почв.
ЖЕЛЕЗО В СТЕПНЫХ И ПОЛУПУСТЫННЫХ ПОЧВАХ
В этой группе почв, в большинстве карбонатных, в горизонтах В или С,
а полупустынных почв — с поверхности, можно было ожидать однородности
в распределении и соотношении форм железа, поскольку карбонат Са коа¬
гулирует их, а высокий термический режим и малое увлажнение не способ¬
ствуют преобразованиям одних форм в другие. Однако изученные чернозе¬
мы, лугово-черноземные, каштановые, сероземы и сероземно-луговые поч¬
вы не подтвердили этого, а, наоборот, выявили известные различия.
Влияние гумусонакопления на соотношение форм железа
в черноземах и каштановых почвах
Изучение черноземов выщелоченных и типичных и лугово-черноземных
почв (табл. 28) показало, что силикатное железо в них преобладает над
свободным. При этом количество первого увеличивается, а второго сни¬
жается с глубиной. Однако в выщелоченном черноземе и лугово-чернозем-
ной почве выявляется их абсолютное и особенно относительное увеличение
в горизонте Bj, что согласуется с природой этого горизонта (наличие приз¬
наков иллювиирования).
89
I а б л и ц a 28
Соотношение и распределение соединений железа в черноземах (Карманова, 1978)
№ разреза, местона¬
хождение, угодье
Горизонт, глубина, см
'
Валовое Fe,%
1
Группы соединении
силикатные
%
% от вало-
вогб
Чернозем выщелоченный
1к, Воронежская обл.,
А0 0-2
4,41
2,89
65,5
Хохольский район,
At 7-17
5,21
3,56
68,3
остепненный луг
А, 35 -45
5,13
3,53
68,8
А, В 58-68
5,65
4,16
71,8
В, 77-87
5,37
3,85
71,7
ВС 102-112
4,83
3,70
76,6
С 130-140
4,46
3,26
73,1
Чернозем типичный
2к, Воронежская обл.,
Апах 0-20
5,11
3,43
67,1
Панинский район, пашня
А, 34-44
5,22
3,59
68,7
Ъ, 60-70
4,83
3,34
69,1
В2 80-90
5,02
3,63
72,3
С 130-140
4,78
3,51
73,6
Лугово-черноземная почва
Зк, Воронежская обл.,
Апах 0—20
5,28
3,41
64,6
Каменскрй район,
А, 34-44
5,41
3,48
64,3
пашня
В, 52-62
5,06
3,16
62,4
В2 81-91
4,62
3,23
70,0
С 110-120
4,50
3,13
69,0
В черноземе типичном распределение всех форм железа, за исключением
сильноокристаллизованных, равномерно и не отражает влияния ни гумусо¬
вых соединений, ни карбонатов Са.
Повышенное содержание сильноокристаллизованных форм в верхней
(А+В) толще черноземов и л у гово-черноземных почв сопряжено с высоким
термическим режимом при хорошей аэрации и относительно малом увлаж¬
нении. Этому способствуют и гумусовые соединения (гуминовые кислоты
и гумины), создающие защитные пленки на сильноокристаллизованных вы¬
делениях железа. Не исключено, что этим обусловливается и гетитовый
характер железистых соединений.
В выщелоченном черноземе и лугово-черноземной почве, как более ув¬
лажняемых, отмечено относительное увеличение содержания свободного
железа в горизонтах АВ, В, а в лугово-черноземной почве — и в более глу¬
боких горизонтах, что связано с образованием в них слабоокристаллизован¬
ных форм, возможно, за счет лессиважа или вследствие относительно боль¬
шего увлажнения в течение года. При относительно близком валовом со¬
держании Fe сильноокристаллизованные формы сохраняют такой же харак-
юр распределения, как в типичных черноземах, но с повышением их абсо-
90
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сильноокристаллизо¬
слабоокристалли¬
аморфное
ванные
зованные
%
% or ва¬
%
% от вало¬
%
% от вало¬
%
%от вало¬
лового
вого
вого
вого
Чернозем вы
оцелочет
1ЫЙ
1,52
34,4
0,50
п,з
0,81
18,4
0,21
4,7
1,65
31,7
0,43
8,3
1,04
20,0
0,18
3,4
1,60
31,2
0,49
9,6
0,96
18,7
0,15
2,9
1,49
26,4
0,16
2,8
1,21
21,4
0,12
2,2
1,52
28,5
0,10
1,9
1,30
24,2
0,12
2,4
1,13
23,4
0,04
0,8
1,00
20,7
0,09
1,9
1,20
26,9
0,05
1,2
1,06
23,7
0,09
2,0
Чернозем типичный
1,68
32,9
0,36
7,0
1,16
22,7
0,16
3,2
1,63
31,3
0,31
6,0
1,16
22,2
0,16
3,1
1,49
30,9
0,32
6,6
1,05
21,7
0,12
2,6
1,39
27,7
0,13
2,6
1,14
22,7
0,12
2,4
1,27
26,4
0,06
1,1
1,10
23,0
0,11
2,3
Лугово-черноземная почва
1,87
35,4
0,53
10,3
0,98
18,6
0,36
4,5
1,93
35,7
0,56
10,4
0,98
18,1
0,39
7,2
1,90
37,6
0,54
10,7
1,18
23,3
0,28
3,6
1,39
30,0
0,09
1,9
1,18
25,5
0,12
2,6
1,37
31,0
0,11
2,4
1,16
25,8
0,10
2,8
лютных количеств за счет силикатного железа в этих же горизонтах. Наибо¬
лее чутко реагируют аморфные формы: отмечается увеличение их содер¬
жания в толще горизонтов А+В, как наиболее увлажняемых и со слабо¬
кислой реакцией по сравнению с черноземом типичным.
Среди аморфных форм преобладают не связанные с органическим ве¬
ществом. Все гумусовые соединения выполняют защитную роль по отноше¬
нию к свободному железу, покрывая его пленками.
Несмотря на ограниченность данных по этой группе почв, все же доволь¬
но четко выявляются следующие диагностические показатели: а) типичные
черноземы — равномерное распределение всех форм, за исключением силь¬
ноокристаллизованных. Характерно некоторое накопление последних в
горизонте ABi; б) выщелоченные черноземы — увеличение содержания
свободных соединений Fe в горизонтах АВ и Bi за счет некоторого накоп¬
ления слабоокристаллизованных и аморфных форм; в) лугово-чернозем-
ные почвы — дальнейшее (по сравнению с выщелоченными черноземами)
увеличение содержания сильноокристаллизованных и аморфных форм в
горизонте ABi и увеличение содержания слабоокристаллизованных в го¬
ризонте Bi и ниже.
91
Таблица 29
Содержание свободных форм соединений железа в каштановой почве, %
Железо, %
Горизонт, глубина, см
Aj 0—5 |а2 5 —15
В,20-ЗС
В245 —43
ВС60-70
ВС80-90
ВС100-110
Свободное
1,45
1,38
1,45
1,31
1,37
1,38
1,35
Сильноокристаллизо-
0,13
0,11
0,23
0,03
0,10
0,07
0,14
вагаюе
Слабоокристаллизо-
1,23
1,18
1,13
1,19
1,19
1,22
1,13
ванное
Аморфное
0,09
0,09
0,09
0,09
0,09
0,09
0,08
Соотношение и распределение соединений Fe в каштановых почвах изу¬
чено недостаточно. Полученные данные по каштановой карбонатно-солон-
чаковатой почве Центрального Казахстана (плато Карагалы-Тау, типчако-
во-ковыльная степь) с содержанием гумуса 2,6% и pH 8,0—8,5 приведены
в табл. 29.
Следует отметить преобладание свободных соединений железа и некото¬
рое увеличение их содержания в слабосолонцеватом горизонте Вх за счет
сильноокристаллизованных форм. Аморфные и слабоокристаллизованные
формы распределены равномерно. Общее количество свободных соедине¬
ний железа по сравнению с черноземными почвами уменьшается. Причина
этого — сухость и ослабление выветривания и, как следствие, слабое вы¬
свобождение Fe из минералов.
ЖЕЛЕЗО В ПУСТЫННО-СУБТРОПИЧЕСКИХ
И СУХИХ САВАННЫХ ПОЧВАХ
Сероземы и лугово-сероземные почвы
Эти почвы формируются в аридных условиях. Казалось бы, железо здесь
должно находиться полностью в силикатных и сильноокристаллизованных
формах, но в действительности в почвах наблюдается различное соотноше¬
ние и распределение всех форм свободного железа. Так, анализ распределе¬
ния силикатного железа (табл. 30) показывает, что в верхних горизонтах
(до глубины 40 см) светлого и обыкновенного сероземов, а также серо¬
земно-луговой почвы его меньше, чем в нижних, при близких величинах
содержания валового железа и его равномерном распределении. Такие
различия, вероятно, обусловлены большим и регулярным увлажнением
этой толщи осадками, особенно осенне-зимними.
Соответственно увеличивается содержание свободных соединений желе¬
за - больше в верхней, чем в нижней, толще. Происходит это в основном
за счет увеличения слабоокристаллизованных форм. Количество их во
всех почвах снижается с глубиной, и темпы этого снижения находятся в
зависимости от степени увлажнения: чем оно выше (от светлого серозема
к сероземно-луговой почве), тем больше содержание слабоокристаллизо¬
ванных форм и более постепенно падение их с глубиной.
92
Распределение сильноокристаллизованных форм нарушает отмеченную
закономерность: в светлом сероземе их содержание выше в нижней, чем
в верхней толще, а в обыкновенном, наоборот, выше в верхней толще.
То же выявляется и в сероземно-луговой почве, с тем лишь отличием, что
в горизонте А большая часть их находится в слабоокристаллизованных
формах, вероятно, в результате гидратации. Вместе с тем в этой же почве
повышенное их содержание отмечается в более мощной (до 90 см) толще.
Аморфных форм эти почвы практически не содержат (не более 3,4%),
и их отстутствие служит отличительной диагностической чертой этих почв
от ранее рассмотренных. Вместе с тем в почвах этой группы общее коли¬
чество и характер распределения форм свободного железа указывают на
их менее интенсивное образование и более медленное преобразование в
подвижные формы.
Коричневые почвы сухих кустарников и лесов
Почвы формируются в трех биоклиматических зонах: умеренно-теплой,
субтропической сухой, тропической. В последней они приурочены к бога¬
тым слабовыветрелым породам вследствие слабого их увлажнения,.обус¬
ловленного большим поверхностным стоком и естественным дренажем.
Эти почвы достаточно подробно охарактеризованы И.П. Герасимовым
(1949), И.И. Кармановым (1974), С.В. Зонном (1968), Э.К. Накаидзе
и др. Однако данных о режиме соединений железа различных форм по
ним до сих пор не было.
С.В. Зонном (1970,1974, 1979) и Л.А. Кармановой (1979) поведение же¬
леза изучалось в коричневых почвах Дагестана, Болгарии, Алжира и Кубы.
Исследовались следующие подтипы: карбонатные, типичные, лессивирован-
ные, поверхностно-глеевые и бескарбонатные. Все они, за исключением бес-
карбонатных, развиты на карбонатных породах, но с различной степенью
выщелоченности карбонатов кальция.
Коричневые с красноватым или бурым оттенком горизонты В почти
во всех случаях метаморфически оглиненные, что и обусловливает специ¬
фику этих почв. Однако причины их окраски до сих пор остаются неясны¬
ми. Изучение групп и форм соединений железа не вносит особой ясности
в установление природы окраски, но все же позволяет высказать некото¬
рые предположения.
Сначала рассмотрим полученные данные. Казалось бы, сухость, в кото¬
рой формируются эти почвы, должна была обусловить повышение содержа¬
ния сильноокристаллизованных форм железа. Однако это предположение
не оправдалось. Во всех изученных почвах (Чабл. 31), за исключением почвы
разреза 2к, силикатное железо преобладает над свободным. Содержание
этих форм убывает с глубиной. Исключение составляют типичные и лесси-
вированные подтипы, в них содержание силикатного и свободного железа
повышается с глубиной и достигает максимума в горизонте В, что связано с
лессиважем ила.
В карбонатных горизонтах или горизонтах с большой каменистостью
почвовобразующих пород (разрез 54, Куба) содержание силикатного и
свободного железа скачкообразно снижается. Изменение соотношения
силикатных и свободных форм в пользу последних отмечено только в поч-
93
Таблица 30
Соотношение и распределение соединений железа в сероземных почвах. Узбекистан,
Голодная Степь (Карманова, 1979)
Группы соединений
№ разреза,
угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое
Fe, %
силикатные
свободные
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
5 к, пустын¬
А,
0-12
Серозем све'
4,40
глый
2,90
66,0
1,50
34,0
ная степь
АВ
12-22
4,47
3;01
67,3
1,46
32,7
в,
22-40
3,98
2,52
63,3
1,46
36,7
в,
40-98
4,90
3,53
72,0
1,37
28,0
В,
98-130
4,00
2,87
71,7
1,13
28,3
С
130-200
4,40
3,16
71,8
1,24
28,2
6к, пашня
Апах
Серозем обыкновенный
0-30 4,90 3,21
65,5
1,69
34,5
А,
30-40
4,90
3,47
70,8
1,43
29,2
В,
40-70
4,60
3,23
70,2
1,37
29,8
в,
70-100
4,70
3,53
75,1
1,17
24,9
В,
100-150
4,10
2,82
68,7
1,28
31,3
с
150-200
4,20
2,96
70,4
1,24
29,6
7к, целина
А,
Сероземно-дуговая засоленная
0-7 4,20 3,07 73,1
1,13
26,9
АВ
7-20
3,70
2,71
73,2
0,99
26,8
в,
20-34
2,90
2,13
73,4
0,77
26,6
в,
34-60
3,90
3,17
81,2
0,73
18,8
в,
60-90
3,00
2,12
70,6
0,88
29,4
ВС
90-150
3,30
2,53
76,6
0,77
23,4
ве разреза 2к, что унаследовано почвой от породы: она развита на глинис¬
тых сланцах с большим содержанием свободного железа.
Коричневые почвы в тропических условиях Кубы содержат меньше сво¬
бодного железа, чем такие же почвы Дагестана, Алжира и Болгарии. Причи¬
на такого явления, вероятно, заключается в слабом высвобождении желе¬
за из минералов и быстром переходе высвободившихся соединений в гетит.
Следует отметить еще одну закономерность: чем меньше в карбонатных
почвах валового железа, тем больше в них силикатного. Это видно из сле¬
дующих данных:
Валовое железо, % Относительное содержание
силикатного железа, %
4,30-4,86 63-76
5,88-9,59 67-72
6,26-8,48 38-50
Это явление может быть связано с ’’барьерной” ролью кальция вообще и
карбонатного в особенности. Чем меньше валового железа, тем в большей
94
Формы соединений
сильноок ристаллизованные
слабоокристаллизованные
аморфные
%
% от вало¬
вого
%
% от валово¬
го
%
% от валово¬
го
Серозем светлый
0,31
7,0
1,13
25,7
0,06
1,3
0,14
3,1
1,26
28,2
0,07
1,4
0,19
4,8
1,21
30,4
0,06
1,5
0,40
8,2
0,90
18,3
0,07
1,5
0,27
6,7
0,77
19,2
0,09
2,4
0,21
5,2
0,43
21,1
0,10
1,9
Серозем обыкновенный
0,28
5,7
1,30
26,5
0,11
2.3
0,17
3,5
1,17
23,9
0,09
1,9
0,11
2,4
1,18
25,6
0,08
1,8
0,12
2,5
0,99
21,0
0,06
1,4
0,07
1,7
1,16
28,3
0,05
1,3
0,01
0,4
1,17
27,8
0,06
1,4
Сероземно-луговая засоленная
0,06
1,4
0,93
22,1
0,14
3,4
0,36
9,7
0,55
14,9
0,08
2,2
0,23
8,0
0,47
16,2
0,07
2,4
0,21
5,4
0,46
11,8
0,06
1,6
0,42
14,0
0,38
12,6
0,08
2,8
0,26
7,8
0,46
14,0
0,05
1,6
степени минералы, содержащие его, ’’блокируются” кальцитом и карбона¬
том кальция; в еще большей степени это относится к свободным соедине¬
ниям. Они могут покрываться или пропитываться Са(НС03)2 и СаС03.
Возможно, что вследствие этого в них почти не содержится сильноокристал¬
лизованных форм железа. Только в лессивированных подтипах заметно их
общее увеличение, особенно в горизонте Bt болгарской лессивированной
почвы. Причина подобного явления пока не ясна.
Подтиповым различиям соответствуют следующие особенности поведе¬
ния железа: в карбонатных подтипах резко преобладают слабоокристалли¬
зованные формы с ясным их убыванием с глубиной. Аморфные формы
образуются в незначительных количествах. Типичные выделяются равно¬
мерным распределением слабоокристаллизованных форм в малокарбонат¬
ной верхней толще и резким их убыванием в карбонатных горизонтах.
Содержание аморфных форм возрастает с равномерным распределением их
в бескарбонатной толще. В лессивированных возрастает содержание сильно¬
окристаллизованных форм при накоплении или тенденции к накоплению
95
Таблица 31
Соотношение и распределение соединений железа в коричневых лесных почвах
(Карманова, 1978; Зонн, 1970; Зонн, Хаджиянакиев, 1979)
№ разреза, местона¬
хождение, угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое
Fe, %
Группы соединений
силикатные
%
% от вало¬
вого
1
2
3
4
5
Карбонатные почвы
2 к, Дагестан, Как-
Апах
0-26
6,26
2,42
38,9
шура, пашня
в,
42-52
8,34
4,17
48,5
в,
65-75
8,48
4,23
50,1
С
100-115
6,82
3,43
50,8
2, Алжир
А
Лпах
0-10
4,86
3,09
63,5
в,
10-20
4,79
3,08
64,3
в.
27-37
4,49
з,и
69,2
В3
45-55
4,30
3,31
76,9
С
80-90
4,32
2,90
67,1
45, там же
А
1-10
9,26
6,48
69,9
В,
20-30
9,59
6,43
67,1
в»
50-60
8,78
6,45
72,4
с
95-100
5,88
5,14
87,4
Типичные почвы
1744, Болгария,
Апах
0-26
5,95
3,61
60,8
Старо-Загорский
Bi
22-32
6,49
3,93
61,3
округ, 240 м над
В,
46-56
6,57
3,99
60,8
ур.моря, пашня
Вэ
74-84
6,53
3,99
61,2
Ск
115-120
5,74
4,72
82,5
с2к
140-150
6,15
5,21
84,9
Лессивированные почвы
9, Болгария, Плов¬
А,
0-13
2,23
1,15
67,5
див ский округ,
А2
13-30
3,46
1,78
62,4
225 мяад ур. моря,
В,
40-50
6,25
3,43
59,3
пашня
В2
74-84
5,25
3,00
60,8
С,К
115-125
4,88
3,47
76,0
С2к
135-150
4,14
3,21
82,3
1 к, Дагестан, Ка-
Апах
0-10
5,30
2,93
55,4
сумкетский рай¬
в,
35-45
6,02
2,94
59,0
он, пашня
в2
50-60
5,97
3,05
51,2
С,
70-80
5,40
3,42
63,3
с2
100-105
4,69
2,79
59,2
С2
125-135
4,78
2,92
61,2
* Сумма сильно- и слабоокристаллизованных форм соединений, %.
** То же, % от валового.
96
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сильноокристаллизо-
слабоокристалли¬
аморфные
ванные
зованные
%
% от вало¬
%
%от ва¬
%
% от вало¬
%
% от вало¬
вого
лового
вого
вого
6
7
8
9
10
11
12
13
Карбонатн;
S
а
I
и
3,84
61,1
0,15
2,3
3,49
55,7
0,20
3,1
4,17
51,5
Нет
-
4,11
49,2
0,18
2,3
4,25
49,9
0,10
1,1
3,99
47,0
0,16
1,8
3,39
49,2
0,15
2,2
3,11
45,6
0,11
1,4
1,77
36,5
1,64*
33,9**
-
-
0,13
2,6
1,71
35,7
1,52
31,7
-
-
0,19
4,0
1,38
30,6
1,24
27,4
-
-
0,14
3,2
0,99
23,1
0,91
21,1
-
-
0,08
2,0
1,42
32,9
1,33
30,8
-
-
0,09
2,1
2,78
29,2
2,56*
26,7**
-
-
0,22
2,5
3,16
32,9
2,97
31,0
-
-
0,19
1,9
2,42
26,6
2,26
25,4
-
-
0,16
1,2
0,74
12,6
0,64
10,9
-
-
0,10
1,7
Типичные почвы
2,34
39,2
0,03
0,5
1,92
32,2
0,39
6,5
2,56
38,7
0,09
1,3
1,96
29,7
0,51
7,7
2,58
39,2
0,08
1,2
1,97
30,0
0,52
8,0
2,54
38,8
0,06
0,9
2,08
31,8
0,40
6,1
1,02
17,5
0,13
2,2
0,83
14,4
0,06
0,9
0,94
15,1
0,17
2,7
0,73
11,8
0,04
0,6
Лессивированные почвы
1,08
32,5
0,25
11,2
0,33
14,8
0,39
6,5
1,68
37,6
0,30
8,6
0,74
21,3
0,51
7,7
3,90
40,7
0,77
12,3
1,28
20,5
0,53
8,0
2,25
39,2
0,30
5,7
1,44
27,4
0,40
6,1
1,41
24,0
0,18
3,7
0,95
19,4
0,06
0,9
0,93
17,7
0,13
3,1
0,58
14,0
0,04
0,6
2,37
44,6
0,13
2,4
1,88
35,4
0,36
6,8
3,08
41,0
0,15
2,4
2,54
42,1
0,39
6,5
2,92
48,8
0,15
2,5
2,43
40,7
0,34
5,6
1,98
36,7
Нет
-
1,85
34,2
0,14
2,5
1,90
40,8
-
1,77
37,7
0,15
3,1
1,86
38,8
-
1,70
35,5
0,16
3,3
7 Зак 1805
97
Таблица 31 (окончание)
1
2
3
4
5
Поверхност
цо-глеевые почвы
Зк, Дагестан,
Апах
0-20
4,85
2,59
51,5
Дженгутай, пашня
в
30-40
6,70
3,99
58,4
В (С)
54-64
5,38
3,30
58,5
с.
80-90
3,96
2,60
61,6
с,
100-110
3,08
2,24
73,0
Бескарбонатные почвы
54, Куба
А,
1-10
11,80
7,88
66,7
в,
11-20
12,61
8,79
69,7
в2
30-40
11,93
11,07
92,8
С
75-85
12,13
11,18
92,1
Таблица 32
Соотношение не связанных и связанных с гумусовыми соединениями аморфных
форм железа (числитель - 7с; знаменатель - % от валового)
№ раз¬
Глубина,
Аморфное Fe
№ раз¬
Глубина,
Аморфное Fe
реза
см
реза
см
не свя¬
связанное
не свя¬
связанное
занное
с гумусом
занное
с гумусом
2к
0-20
0,16
0,04
Зк
0-20
0,57
0,06
2,5
0,60
11,7
1,2
42-52
0,14
0,04
30-40
0,53
0,04
1,7
0,60
7,9
0,6
65-75
0,11
0,05
54-64
0,23
0,04
1,2
0,60
4,2
0,7
100-115
0,08
0,03
80-90
0,08
0,08
1,0
0,4
2,0
2,0
100-110
0,03
0,06
0,9
1,8
их в горизонте Bt. Преобладают слабоокристаллизованные формы, и коли¬
чество их повышается от горизонта А к горизонту Bt, то же отмечается и
для аморфных форм. В поверхностно-глеевых подтипах на фоне преобла¬
дания слабоокристаллизованных форм во всей толще отсутствуют сильно¬
окристаллизованные формы. Почвы выделяются самым высоким абсолют¬
ным и относительным содержанием аморфных форм, что согласуется с их
повышенной увлажненностью. Бескарбонатные тропические почвы имеют
малую мощность активной по накоплению свободных форм Fe толщи,
их содержание не выше, чем в других подтипах этих почв, несмотря на са¬
мое большое валовое количество Fe. Подобное явление не ясно и, казалось
бы, противоречит экологической обстановке формирования данных почв.
98
6
7
8
9
10
И
12
13
Пс
►верхностно-
глеевые п<
очвы
2,26
48,5
Нет
-
1,73
35,6
0,63
12,9
2,71
41,6
”
-
2,22
33,1
0,57
8,5
2,08
41,5
*•
-
1,97
37,6
0,27
4,9
1,36
38,4
•*
-
1,27
34,4
0,16
4,0
0,84
27,0
”
-
0,75
24,3
0,09
2,7
Бескарбонатные почвы
3,92
33,3
3,47*
29,3** -
-
0,45
4,0
3,48
30,3
3,40 3
26,9
-
-
0,42
3,4
0,86
7,2
0,60
5,0
-
-
0,26
2,2
0,95
7,9
0,60
4,3
0,35
3,6
Среди аморфных форм (табл. 32), так же как и в других почвах, преобла¬
дает железо, не связанное с гумусовыми соединениями.
В целом рассмотренные почвы не имеют ясной картины содержания и
распределения железа, не ясна и связь форм железа с окраской. Одна¬
ко Сегален (1964) считает, что коричневый цвет — следствие накопления
тюрингита (Fe203 • Н20), на стадии образования которого останавливается
процесс дегидратации Fe,
Причины этого, скорее всего, связаны с особенностями формирования
вторичных минералов, представленных, по всей вероятности, гетитом или
какой-либо его разновидностью. Остается невыясненной и причина отсут¬
ствия сильноокристаллизованных форм железа, несмотря на благоприятные
условия для их образования.
ЖЕЛЕЗО В ПОЧВАХ СУБТРОПИКОВ И ТРОПИКОВ
В субтропических и тропических красноземных и желтоземных почвах
особое значение и интерес — генетический, классификационный и практи¬
ческий — представляют железо и формы его соединений. В этих почвах же¬
лезо наименее подвижно, и в процессе почвообразования происходит его
относительное увеличение за счет выноса щелочных, щелочноземельных
и кремнеземистых соединений.
Различия между почвами этих групп по валовому содержанию Fe огра¬
ничены его количествами. Качественный же состав, как и физико-химичес¬
кое состояние соединений железа, оставался неизвестным. Данные рентге¬
ноструктурного и термического анализов, выявляя минералогические
различия, не позволили судить ни об эволюции форм железа, ни об их со¬
отношениях и распределении в почвенном профиле.
Первые исследования форм железа в этих почвах (Зонн, Шония, 1971;
Зонн, 1970; Маунг Вин Хтин, 1971; Ерошкина, 1974; Зонн, Рукака, 1978;
Рукака, Чинта, 1975; Карманова, 1975, 1978) показали существенные раз¬
личия между ними как по соотношениям, так и по распределению, что спо-
99
собствовало вскрытию некоторых генетических различий, обосновываю¬
щих разделение почв этих групп.
Группы субтропических и тропических почв, несмотря на один общий
почвенно-геохимический показатель — относительное накопление железа
и алюминия, имеют и четкие различия. Они обусловлены не только гидро¬
термическими условиями формирования, но и историей развития и совре¬
менной динамикой почвенных процессов, особенно при антропогенных
воздействиях. Не исключено и влияние полигенетичности свойств и строе¬
ния почв, также накладывающих отпечаток на современные показатели
почвенных процессов. При этом различия между почвами субтропиков и
тропиков оказываются не только количественными, но и в большей мере
качественными. Поэтому каждая из этих групп почв рассматривается
отдельно.
Субтропические почвы
В группе субтропических почв рассматриваются: красные феррсиаллит-
ные, красноземы, желтоземы, желто-псевдоподзолистые глеевые почвы.Каж¬
дый из этих типов почв имеет отличительные генетические особенности и
свойства. В наибольшей степени они обусловлены составом, соотношением
и динамикой форм железа. Сейчас можно утверждать, что цветовые разли¬
чия этих почв связаны не с общим содержанием железа, а с качественными
различиями соединений, его составляющих. Все эти почвы в генетическом
отношении рассмотрены достаточно подробно, но тем не менее дискуссион-
ность их за последнее десятилетие усилилась.
Красноземы, желтоземы и желто-псевдоподзолистые почвы в основном
кислые, малогумусные (гумуса в целинных почвах не более 5—6%, а в куль¬
турных не более 2—3%); из их профиля обычно вынесены щелочноземель¬
ные основания, кремнезем. Часто они имеют двучленное строение или ре¬
ликтовые латеритные и конкреционные слои, а также толщи с различной
степенью выветрелости и высвобождения железа из силикатных минералов.
В то же время в них с различной интенсивностью выражено вторичное мине-
ралообразование, обусловливающее вхождение части свободного железа в
состав глинистых силикатов. Эти почвы не насыщены основаниями, но в то
же время они высокомикроагрегированные и структурные, в чем основную
роль играют коллоидные соединения свободных форм железа; последнее
выполняет роль кальция при структурообразовании (Дюшофур, 1970).
Формирование этих почв происходит в различных биоклиматических
условиях: при осадках от 700—1000 до 2500 мм (Западная Грузия), на
разнообразных почвообразующих породах, при существенном различии
естественной и современной культурной растительности, при разных антро¬
погенных воздействиях. Все это определяет большое разнообразие подти-
повых и родовых их различий. Такие типы, как красные феррсиаллитные
почвы, генетически в наибольшей степени связаны с известняками и их де¬
риватами, и поэтому они в отличие от красноземов имеют нейтральную или
слабокислую реакцию верхних горизонтов, с глубиной переходящую в ще¬
лочную. Это по преимуществу бывшие terra rosa, которые теперь стали
относить к красным феррсиаллитным почвам. Основной ареал их распро¬
странения - субтропические страны Средиземноморья, а в нашей стране -
100
Крым, Таджикистан и др. Нейтральная реакция, насыщенность основания¬
ми, преобладание в составе гумуса гуминовых кислот и наличие карбонат¬
ного геохимического барьера отличают эти почвы от красноземов и обус¬
ловливают целесообразность рассмотрения их в ранге самостоятельного
типа, отличающегося составом, соотношением и распределением групп и
форм соединений железа'.
Красноземы как самостоятельный тип выделяются в нашей стране и в
Австралии. Для них остается неясным вопрос о ферраллитном или феррсиа-
ллитном составе минеральной массы. Сопоставление с тропическими крас¬
ными почвами позволяет считать их ферраллитизированными, но в основе
своей они феррсиаллитные. Поведение форм железа в них иное, чем в ти¬
пичных ферраллитных почвах.
Желтоземы не имеют ясных типовых диагностических свойств. Основ¬
ным критерием для их выделения служит желтая окраска, ко причина ее
также остается невыясненной. Следует заметить, что желтоземы развива¬
ются как на бескарбонатных, так и на остаточно-карбонатных (Ковалев,
1966) породах, чем определяется их существенное различие.
Наиболее дискуссионно выделение среди красноземов и желтоземов
оподзоленных подтипов, а также выделение субтропических подзолов
по наличию осветленного горизонта А2 и латеритных слоев. Последние
многими исследователями аналогизировались с ортштейновыми образова¬
ниями. Однако нам представляется, что сама сущность субтропического
почвообразования, заключающаяся в накоплении Fe и А1 и в выносе Si02,
исключает подзолообразование. Латеритные горизонты в таких почвах не
современные, а реликтовые, связанные с предшествовавшей стадией тро¬
пического почвообразования, с притоком вод, обогащенных железом.
Осветление же и образование железистых конкреций — следствие сезонных
глеевых процессов, что было показано нами ранее.
Дискуссионно и выделение глеево-подзолистых почв, к которым отно¬
сят большую часть глеевых субтропических почв. Формальным основанием
служит наличие осветления в подгумусовом горизонте. Однако оно имеет
глеевую, а не подзолистую природу.
После этих кратких разъяснений рассмотрим соотношение и распреде¬
ление соединений железа в перечисленных почвах и попытаемся выявить
их самобытную природу, не связанную с подзолообразовательным про¬
цессом.
Красные феррсиаллитные почвы
Эти почвы выделены и изучены в прибрежной части Алжира (Зонн,
1978). Они также распространены в восточной части Ливии (Зонн, Кочубей,
1978), в Марокко, Тунисе, Ливане и других средиземноморских странах.
Содержание и распределение соединений железа (табл. 33) показывает,
что валовое количество его варьирует в пределах от 3 до 9%, на обломоч¬
ных известняках и карбонатном делювии несколько снижаясь с глубиной
(разрезы 48, 46), а на доломитах, наоборот, повышаясь, что свидетельству¬
ет о большой роли доломитового барьера в коагуляции железа. Другие за¬
кономерности не прослеживаются.
Силикатное железо имеет тенденцию увеличиваться у карбонатного
101
Таблица 33
Соотношение и распределение форм соединений железа в почвах Алжира
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe, %
Силикатное
%
% от валового
Красные феррсиаллитные на известняках; #~500 м, разр. 48
А 0-10 5,92 3,20 54,0
В 30-40 5,33 2,13 40,0
ВС 45-55 5,08 2,47 48,6
То же, на карбонатном делювии; Я 700 м, разр. 46
А 0-10 4,64 2,77 59,7
В 25-35 4,01 2,53 63,0
В 45-55 3,86 2,59 67,1
С 70-80 3,12 2,11 67,6
С 110-120 -
То же, на доломитах; # > 700 м, разр. 14
A, 1-25 8,11 4,25 49,5
B, 25-35 8,34 3,03 31,8
В2 35-55 8,99 7,01 77,8
барьера (разрезы 48,14), и в двух из трех разрезов его, как правило, боль¬
ше, чем свободного. Содержание свободного железа снижается с глуби¬
ной, особенно на границе горизонтов, наиболее богатых карбонатами. Оно
здесь, в щелочной среде, образуется слабо, но частично перемещается с
илом из верхних горизонтов.
Среди свободных форм соединений Fe преобладают окристаллизован¬
ные, особенно в верхних, наиболее увлажняемых горизонтах. Превалиро¬
вание их над силикатными формами в горизонте В (разрез 14; 25—35 см),
вероятно, определяется образованием FeC03, так как здесь по сравнению
с другими горизонтами повышено содержание аморфных форм, что связа¬
но также с большим увлажнением горизонта в дождливые сезоны. Вообще
же образование в этих хорошо дренированных почвах аморфных форм
железа крайне незначительно.
В целом для почв этого типа характерно преобладание силикатных сое¬
динений, а из свободных - окристаллизованных, с уменьшением их содер¬
жания с глубиной. Хороший дренаж обусловливает повышенную кристал¬
лизацию и переход их в глинистые минералы.
Красноземы
В отличие от феррсиаллитных почв красноземы развиваются при по¬
вышенном увлажнении, в среднем до 2,5 тыс. мм осадков в год, а в экс¬
тремальные годы и до 3—4 тыс. мм. В естественных условиях почвы фор¬
мируются под буково-грабово-каштановыми лесами с мощным подлеском
и ярусом лиан. Ежегодный опад в них достигает 4 т/га и более. Основными
почвообразующими породами служат мощные коры выветривания эффу-
102
Свободное
Окристаллизованное
Аморфное
%
% от валового
%
% от валового
%
% от валового
Красные феррсиаллитные на известняках; н ~500 м, разр 48
2,72
46,0
2,60
43,9
0,12
2,1
3,20
60,0
3,05
57,2
0,15
2,8
2,61
51,4
2,53
50,0
0,08
1,4
То же, на
карбонатном делювии; Н 700 м,
разр. 46
1,87
40,1
1,75
37,7
0,12
2,4
1,48
37,0
1,37
34,1
0,11
2,9
1,27
32,4
1,18
30,5
0,09
2,4
1,01
32,4
0,91
29,1
0,10
3,3
0,71
-
0,63
-
0,08
-
То же
на доломитах; И
> 700 м, разр.
14
3,86
50,5
3,55
46,4
0,31
4,1
5,35
68,2
4,75
60,5
0,60
7,7
1,98
22,2
1,76
19,7
0,22
2,5
зивных пород (андезито-базальто-порфировые комплексы) и так называе¬
мые зебровидные глины.
В условиях холмистого рельефа мощность почв сильно варьирует, сте¬
пень выветрелости почвообразующих пород, как правило, снижается глуб¬
же 200 см.
Плиоценовые коры выветривания эффузивных пород более глубоко
затронуты выветриванием, чем коры выветривания зебровидных глин. Раз¬
витые на них почвы полигенетичны, отличаются кислой реакцией, часто уве¬
личивающейся с глубиной. Гумуса в целинных вариантах не более 5—6%;
весь годичный опад в течение года минерализуется. Почвы ненасыщенные,
преимущественно тяжелосуглинистного и глинистого механического сос¬
тава.
Под чайными и цитрусовыми плантациями почвы часто эродируют и
лишаются горизонта А. Под эти плантации вносится большое количество
кислых минеральных удобрений, поэтому почвы еще больше подкис¬
ляются.
Цвет и окраска почв зависят от содержания железа, однако прямой
связи между валовым содержанием железа и окраской не установлено.
Красноземы на корах выветривания эффузивных пород
Содержание валового железа (табл. 34), судя по трем почвам, варьи¬
рует от 10 до 18%, причем содержание железа во всех почвах различно,
что и подчеркивает пестроту состава пород, а также различную скорость
выйетривания. С глубиной в почвенном профиле количество валового
железа может увеличиваться (разрезы 2Е, 27Р) и уменьшаться (разрез 8А) ;
103
Таблица 34
Соотношение и распределение соединений железа в красноземах
№ разреза, место¬
нахождение,
угодье
Горизонт, глубина
см
Валовое Fe/
Группы соединений
силикатные
На эффузивных породах
2Е Чаква, Адж.
А
1-16
14,74
4,93
34,2
АССР, чайная
А
16-26
14,91
6,22
41,6
плантация, уклон
В
26-36
13,49
3,82
28,5
1-3°
В
36-56
14,52
5,30
36,6
В
50-67
15,51
5,84
37,8
В
65-75
15,89
6,26
39,5
В
75-85
15,18
6,77
31,0
С
110-125
16,89
5,79
34,3
8А, Батуми, Бота¬
А
0-6
15,46
8,25 *
58,3
нический сад, вы¬
А
6-12
12,61
6,66
52,9
сота 150 см, 7-10°,
А
14-24
10,01
3,99
33,7
колхидский лес
В
26-36
10,17
5,27
50,2
В
75-85
10,04
5,67
54,1
В
115-125
11,94
5,32
41,9
С
200
12,49
7,10
51,8
С
250
13,40
6,86
47,9
27 Р Анасеули,
А
0-10
12,92
4,48
23,6
ВНИИЧиСК
А
20-30
12,10
4,53
21,8
В
48-58
12,10
3,37
22,5
В
79-93
17,12
6,96
37,0
В
120-130
17,18
6,70
34,8
С
160-170
18,14
8,03
41,4
На зебровидных глинах
9 Рук., Анасеули,
А
0-10
6,95
3,05
43,9
ВНИИЧиКС
А
10-20
7,07
3,00
42,4
В
20-30
7,19
2,39
33,3
В
30-40
7,08
2,28
32,3
В
40-50
7,06
2,03
28,9
В
50-60
8,42
2,02
31,6
В
60-70
9,09
2,81
31,1
В
70-80
9,77
3,12
32,1
1Е. Анасеули,
А
0-5
12,70
7,22
56,8
ВНИИЧиСК, кол¬
А
5-16
13,15
7,13
54,4
хидский лес
А
16-28
14,29
8,25
55,6
В
28-43
13,42
6,24
46,7
В
43-55
14,27
6,46
45,4
В
55-71
14,25
5,75
40,5
В
71-85
15,36
7,32
58,2
С
110-115
15,03
6,58
37,2
* Сильно-л слабокристаллизованные, %.
** То же, % от валового.
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сильноокристал-
лизованные
слабоокристаллизо¬
ванные
аморфные
% от ва¬
лового
% от ва¬
лового
% от вало-
лового
% от ва¬
лового
На эффузивных породах
9,81
65,8
5,90
40,0
3,36
22,1
0,55
3,7
8,69
58,1
4,46
29,9
3,70
24,8
0,42
3,4
9,67
71,5
5,31
39,3
3,94
24,2
0,42
8,0
9,22
63,4
5,19
35,7
3,63
25,0
0,40
2,7
9,67
62,2
5,31
34,2
3,84
24,7
0,52
3,3
9,63
60,5
5,26
33,1
3,98
25,0
0,39
2,4
10,5
69,0
6,13
40.3
3,99
26,2
0,39
2,5
11,1
65,7
6,86
40,6
4,02
23,8
0,22
1,3
6,58
41,7
-
5,52*
35,7**
-
1,09
6,0
5,35
47,1
-
5,17
41,0
-
0,78
6,1
6,02
66,3
-
5,22
57,5
-
0,80
8,8
4,90
49,8
-
4,29
43,5
-
0,61
6,3
4,37
45,9
-
4,15
43,6
-
0,22
2,3
6,62
58,1
-
6,49
57,0
-
0,13
Ы
5,39
48,2
-
4,95
44,3
-
0,44
3,9
6,54
52,1
-
6,3!
56,3
-
0,23
1,8
8,44
76,4
-
7,00
63,4
-
1,44
13,0
8,57
77,8
-
7,20
66,2
-
1,37
12,6
8,73
77,5
-
7,49
65,5
-
1,24
11,0
10,43
63,0
-
9,96
60,2
-
0,47
2,8
10,78
65,2
-
10,46
63,3
-
0,32
1,9
10,11
58,9
-
9,82
57,2
-
0,29
1,7
На зебровидных глинах
3,90
56,2
1,22
17,7
1,87
26,9
0,81
11,6
4,03
56,8
1,34
18,9
1,88
'26,5
0,81
11,4
4,80
66,7
1,97
27,4
2,24
31,1
0,59
8,2
4,80
67,7
1,94
27,4
2,33
32,9
0,53
7,4
5,03
71,1
1,97
27,9
2,63
37,2
0,43
6,0
5,80
68,4
2,25
26,7
3,17
37,2
0,38
4,5
6,28
68,9
2,37
26,0
3,58
39,3
03,9
3,6
6,65
67,9
2,58
26,4
3,76
38,4
0,31
3,1
5,48
43,2
2,52
20,0
2,36
18,5
0,60
4,7
6,02
45,6
2,76
20,9
2,69
20,4
0,57
4,3
6,37
44,4
2,98
20,8
3,06
21,4
0.33
2,2
7,18
53,3
3,32
24,7
3,66
27,2
0,20
1,4
7,81
54,6
2,79
19,5
4,76
33,3
0,26
1,8
8,50
59,5
3,85
27,0
4,38
30,7
0,27
1,8
8,04
41,8
5,17
33,6
2,55
16,1
0,32
2,1
9,45
62,8
5,42
36,0
3,76
25,0
0,27
1,8
105
Таблица 35
Содержание групп и форм соединений железа в коре выветривания эффузивов
Глубина,
Валовое
Силикатное»
Свободное
Окристалли¬
зованное
Аморфное
Fe, %
%
% от ва
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
270-290
8,83
4,40
45,5
4,43
54,5
4,04
49,7
0,39
4,8
400-470
8,83
5,09
54,0
3,74
46,0
3,51
43,2
0,23
2,8
575-595
8,83
4,82
50,7
4,01
49,3
3,74
46,0
0,27
3,3
850-880
7,42
4,93
67,7
2,49
34.3
2,26
31,2
0,23
3,2
Таблица 36
Соотношение форм соединений Fe, не связанных и связанных с гумусовыми сое¬
динениями
N® разреза
Глубина, см
Не связанные с гумусом
Связанные с гумусом
%
% от валового
%
% от валового
1-16
0,34
2,3
0,21
1.4
16-26
0,40
2,6
0,13
0,8
26-36
0,36
2,6
0,06
0.4
36-50
0,37
2,5
0,03
0.2
50-67
0,51
3,2
0,01
0,1
67-75
0,37
2,3
0,02
0,1
75-85
0,37
2,4
0,02
0,1
110-125
0.21
1,2
0.01
0.1
0-10
0,43
6.2
0,38
5,4
10-20
0,50
7,8
0,31
3,6
20-30
0,46
6,6
0,13
1.8
30-40
0,47
6,7
0,06
0,7
40-50
0,40
5,6
0,03
0,4
50-60
0,36
4,2
0,02
0,3
60-70
0,30
3,4
0,03
0,2
70-80
0,29
2,9
0,02
0,2
0-5
0,14
1,1
0,46
3,6
5-16
0,37
2,5
0,24
1,8
16-28
0,16
1.1
0,17
1,1
28-43
0,16
1,1
0,04
0,3
43-55
0,25
1,7
0,01
0,1
55-71
0,24
1,6
0,03
0,2
71-85
0,31
2,0
0,01
0,1
110-115
0,26
1,7
0,01
0,1
причина этого остается неясной. Частично валовое железо входит в состав
конкреций, встречающихся в горизонте В и ниже.
В корах выветривания глубже почвенной толщи, как показывают при¬
водимые данные А.И. Ромашкевич (1974), содержание валового железа
по слоям стабильно (табл. 35).
Только с глубины 850 см начинается слой с меньшим содержанием ва-
106
нового и особенно окристаллизованного железа. Количество силикатною
железа закономерно увеличивается с глубиной, что указывает на большее
содержание первичных минералов. Незначительное содержание аморфных
форм отражает достаточную аэрацию и отсутствие переувлажнения в корах
выветривания, что, вероятно, и способствует стабилизации содержания
силикатных и свободных форм железа.
Для почвенных толщ характерна обратная картина соотношений сили¬
катного и свободного железа. За небольшими исключениями (разрез 8А),
в верхних горизонтах и в некоторых случаях глубже содержание силикат¬
ного железа не превышает в среднем 40—45% от валового. Закономерности
их распределения по профилю неясно выражены. Абсолютные значения
увеличиваются с глубиной, что не всегда сказывается на относительном
содержании вследствие различного количества валового железа.
Итак, с глубиной происходит слабое увеличение содержания силикат¬
ного Fe и значительно большее свободного как в абсолютных, так и в
относительных величинах, что указывает на усиление интенсивнос¬
ти разложения минералов и на переход Fe в свободные соединения. Их пре¬
обладание (в среднем около 60—65% от валового) резко отделяет крас¬
ноземы от феррсиаллитных почв. Это еще более подчеркивается преобла¬
данием среди свободных соединений сильноокристаллизованных форм при
повышенном образовании аморфных форм в верхних, наиболее увлажняе¬
мых толщах. Вместе с тем содержание здесь до 40-60% сильноокристалли¬
зованных форм показывает, что их образование не находится в прямой
корреляции с осадками. И наконец, красный цвет обусловливается преобла¬
данием свободных и особенно окристаллизованных форм железа.
Среди аморфных форм (табл. 36) преобладают не связанные с гумусом
соединения. Таким образом, красноземы на корах выветривания эффузив¬
ных пород характеризуются преобладанием свободных форм над силикат¬
ными. Это диагностический признак. Среди первых содержание сильно¬
окристаллизованных соединений увеличивается с глубиной в пределах сов¬
ременной активной почвенной толщи.
Красноземы на зебровидных глинах
Эти почвы характеризуются в общем меньшим содержанием валового
железа (см. табл. 34), но более ясным увеличением его с глубиной. Пос¬
леднее может быть обусловлено двумя причинами: первая — усиление лес-
сиважа железа вместе с илом, содержание которого более высокое, чем в
красноземах на корах выветривания эффузивов; вторая — повышение ин¬
тенсивности высвобождения Fe из силикатов в средней и нижней частях
профиля, не подвергающихся эрозии и боковому выносу ожелезненного
ила. Именно поэтому в верхних 20—30 см железа часю меньше, чем в более
глубоких горизонтах.
Силикатных соединений железа в среднем в этих почвах меньше, чем в
предыдущих, и нет четкого увеличения их содержания с 1лубиной, скорее
происходит уменьшение (разрезы IE, 9Р). В почве разреза 6Р, наоборот,
увеличение заметно в верхней толще. Такое непостоянство связано с пес¬
тротой минеральной части, возможно, обусловленной переотложением,
а также большими вариациями содержания ила.
107
Таблица 37
Содержание подвижных гумусовых соединений в красноземах (по Баскомбу)
Породы
№ разреза
Глубина, см
С, %
С, %от валового
Зебровидные
1Е
0-5
1,47
23,2
глины
5-16
0,91
24,7
16-28
0,57
40,4
28-43
0,14
23,3
43-55
0,07
18,0
55-71
0,06
14,6
71-85
0,03
7,1
Эффузивные
2Ь
1-16
0,78
26,6
16-26
о;зб
18,5
26-36
0.24
16,3
36-50
0,18
22,2
50-67
0,18
39,1
67-75
0,09
26,4
75-85
0,09
47,3
9Рук
1-10
1,70
36,2
Зебровидные
10-20
1.03
28,2
глины
20-30
0,91
25,8
31-40
0,40
39,6
40-50
0,23
32,8
50-60
0,17
29,3
60-70
0,12
27,8
Свободные соединения Fe явно преобладают над силикатными, за очень
небольшими исключениями (верхняя 28—30-сантиметровая толща), обус¬
ловленными эрозией и боковым выносом свободного железа в коллоидном
состоянии. В среднем содержание свободных форм увеличивается^ глуби¬
ной, что связано с причинами, которые указывались для красноземов на эф-
фузивах.
Существенное отличие заключается в значительном уменьшении содержа¬
ния сильноокристаллизованных и в увеличении слабоокристаллизованных
форм. При этом отмечается тенденция к снижению первых и возрастанию
вторых с глубиной. Допустимые объяснения: 1) первоначально почвы со¬
держали меньше сильноокристаллизованного железа, что обусловлено
отличной от почв на эффузивах природой минеральной части; 2) в совре¬
менных условиях происходит переход сильноокристаллизованных форм в
слабоокристаллизованные, более интенсивный в верхней, увлажняемой
толше. Но учитывая, что почвы не теряют красной окраски, можно пола¬
гать, что перевод связан с гидратацией Fe203 и преобразованием части его
в Fe(OH) 3. На последнее указывает незначительное образование аморфных
форм, и только в верхней части переувлажняемой толщи. В этих почвах
преобладают формы, не связанные с гумусом; только в одном случае
(разрез 1Е, 0-5 см) железоорганических соединений намного больше.
Таким образом, красноземы на зебровидных глинах в отличие от крас¬
ноземов, развитых на корах выветривания эффузивных пород, диагности¬
руются: в среднем большим содержанием свободных соединений, преобла-
108
данием среди них слабоокристаллизованных и снижением сильноокристал¬
лизованных форм. Такое различие в основном связано с более тяжелым
механическим составом, с возможным вторичным обогащением железом
при отложении пород. Следствием этих причин стало более высокое увлаж¬
нение, способствующее частичному переходу сильноокристаллизованных
окислов Fe в их слабоокристаллизованные гидраты окислов.
Подвижность гумусовых соединений в почвах обеих групп, по методу
Баскомба (табл. 37), довольно высокая. Отмечается глубокое их проник¬
новение, особенно в почвах на зебровидных глинах. Характерная особен¬
ность — относительное увеличение содержания растворимых соединений
в первых на глубине 16—43 сь* (горизонт В), а во вторых — на глубине
36-50-67 см (горизонты Bj и В2) В почве разреза 2Е отмечен второй
максимум на глубине 75—85 см (горизонт О* Причина большей подвиж¬
ности гумусовых соединений, чем железо-гумуСовых> пока не ясна* Не¬
обходимо подчеркнуть, что красноземные почвы прил^пиально отлича‘
ются от подзолистых, в которых железо-гумусовые соединен»»*.? более
подвижны, чем гумусовые.
Желтоземы
Как отмечалось выше, это почвы, неясные как в генетическом, так и в
классификационном отношении. Наиболее обстоятельно эти почвы рас¬
смотрены в работе А.И. Ромашкевич (1974). Однако и она не выявила
четких типовых диагностических показателей.
Желтоземы рассматриваются как переходные от красноземов к бурым
лесным почвам и как литогенные почвы, генетически связанные с глинами
и глинистыми сланцами, обогащенными свободным железом. Эти почвы
наследуют строение и состав почвообразующих пород по всему профилю.
Они подвержены поверхностному переувлажнению и характеризуются
различной развитостью профиля — от полноразвитого до фрагментарного
(ABC—ACD). В них часто современное почвообразование протекает в коре
выветривания.
Это почвы с кислой реакцией, увеличивающейся с глубиной, не насы¬
щенные основаниями, содержание гумуса 3—5% и более. Они занимают те
же позиции, что и красноземы, — склоны хребтов и холмов, сложенные
третичными глинистыми сланцами и их дериватами; подвержены эрозион¬
ным процессам. К сказанному следует добавить, что желтоземы в большей
степени приурочены к северным окраинам пояса распространения красно¬
земов, где часто контактируют с гумус-карбонатными (рендзинами)* и бу¬
рыми лесными почвами.
Литогенность в генезисе желтоземов имеет решающее значение. Она про¬
является в формировании следующих основных отличительных черт этих
почв: а) глинистый механический состав, обусловливающий высокую вла-
гоемкость и малую водопроницаемость и, как следствие, гидратацию желе¬
за; б) преобладание желто-серых и желтых тонов окраски в толще активно¬
го почвообразования, мраморовидная, желто-серо-оливковая окраска толщ
глинистых сланцев с характерной плитчатой структурой.
А.И. Ромашкевич (1974) указывает, что в этих почвах преобладают сво¬
бодные формы железа в виде главным образом Fe (ОН) 2 и Fe (ОН) 3; од-
109
Таблица 38
Соотношение и распределение соединений железа в желтоземах Западной Грузии
(Ромашкевич, 1974)
Группы соединений
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe, %
силикатные
%
% от валового
At
0-8
Разрез 21Р
5,71
1,43
25,4
А,
13-18
5,89
2,03
30,7
В
21-26
6,40
1,88
24,7
В
38-48
6,84
1,75
26,1
В
54-61
8,16
2,13
21,2
с
6С-76
8,67
3,67
38,2
А»
0-3
Разрез 8Р
6,06
1,55
41,6
Ai
15-23
10,28
5,87
57,2
В
29-39
8,01
4,25
53,2
В
43-50
7,68
4,00
52,1
С
60-70
7,67
3,74
48,9
нако причина этого явления не вскрывается. Она, вероятно, связана не
столько с почвообразованием, сколько с унаследованностью этих соедине¬
ний от пород. Породы сохранили гидратированные окислы вследствие
отложения в водных бассейнах, где железо минералогически было пред¬
ставлено закисными соединениями. Нахождение их в структурных отдель¬
ностях, слабый доступ воздуха, а при почвообразовании усиление поступле¬
ния влаги создали условия для поддержания гидратационной среды.
В типичных желтоземах свободные соединения Ре(табл. 38, разрез 21Р)
значительно преобладают над силикатными. При большем переувлажнении
(разрез 8Р) абсолютное и относительное количество силикатных соедине¬
ний повышается за счет большего сохранения гетита при близких величинах
валового железа. Содержание последнего в более дренированных условиях
(разрез 21Р) увеличивается с глубиной, что указывает на снижение интен¬
сивности почвообразования и на меньшую скорость перехода силикатного
Fe в свободное. При ослабленной дренированности и повышении увлажнен¬
ности верхней активной толщи происходит усиление перехода силикатных
соединений железа в свободные и относительное увеличение содержания
последних, особенно в горизонте А. Поэтому в более дренированных почвах
свободные соединения Fe значительно преобладают над силикатными и их
содержание существенно увеличивается с глубиной.
В условиях ослабленного дренажа содержание свободных форм соеди¬
нений Fe уменьшается, распределение их становится более равномерным
по всему профилю. Происходит как бы консервация (при анаэробиозисе)
силикатных соединений Fe. В обоих случаях наиболее интенсивный пере¬
ход силикатных форм в свободные отмечается в горизонте А, особенно
110
Группы соединений
Формы соединений свободного Fe
свободные
окристаллизованные
аморфные
%
% от валового
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
Разрез 21Р
4,27
74,6
3,66
64,0
0,61
10,6
3,86
69,3
3,34
60,0
0,52
9,3
4,52
75,0
3,86
64,3
0,66
11,0
6,09
73,9
5,53
88,9
0,56
8,4
6,03
78,8
5,75
75,2
0,28
3,6
5,00
61,8
4,63
Разрез 8Р
57,3
0,37
4,5
3,51
58,4
2,57
42,4
0,97
16,0
4,41
42,8
3,85
37,4
0,56
5,4
3,76
46,8
3,13
39,0
0,63
7,8
3,68
47,9
3,03
39,5
0,65
8,4
3,93
51,1
3,02
39,3
0,91
11,8
более аэрируемых почв (разрез 21Р). Можно предполагать, что по условиям
увлажнения в этих почвах в минимуме находятся сильноокристаллизован-
ные формы Fe, а в максимуме - слабоокристаллизованные (см. табл. 38),
повторяя распределение, отмеченное для свободных соединений в
целом.
Основное различие между лучше и хуже дренированными почвами кон¬
тролируется соотношением слабоокристаллизованных и аморфных форм
Fe. Содержание последних с глубиной увеличивается, при общем более вы¬
соком содержании по профилю, чем в других почвах. При этом в обоих
случаях выявляется строгая зависимость: уменьшение образования аморф¬
ных форм Fe с понижением содержания свободных форм. Такая зависи¬
мость может указывать на влияние не только биогидрологических факто¬
ров, но и, вероятно, физико-химических, обусловливающих при большем
содержании свободного железа усиление его перехода в аморфные соеди¬
нения.
Признавая недостаточную изученность форм железа желтоземов, все же
по имеющимся данным можно довольно четко выявить следующие диаг¬
ностические показатели.
1. В условиях улучшенного дренажа: а) доминирование свободных сое¬
динений над силикатными и увеличение их содержания с глубиной; б)
преобладание окристаллизованных форм, увеличение их содержания с
глубиной; в) большее содержание аморфных форм в верхних горизонтах
и резкое убывание их с глубиной.
2. В условиях ослабленного дренажа: а) преобладание силикатных сое¬
динений Fe над свободными или примерно равное содержание; равномер¬
111
ное распределение их по профилю; б) равномерное распределение по про¬
филю слабоокристаллизованных форм; в) увеличение содержания аморф¬
ных форм с глубиной.
Несмотря на то что в распределении форм железа ведущее значение при¬
надлежит увлажнению и дренированности, все же литогенность оказывает
значительное влияние, проявляющееся в преобладании или высоком содер¬
жании свободных, а среди них окристаллизованных форм. Поэтому согла-
суемость морфологических признаков с такими свойствами, как повышен¬
ное содержание свободного железа, кислая или нейтральная реакция, содер¬
жание гумуса, позволяет отчленять эти почвы от красноземов и бу¬
рых лесных почв и считать их, как и гумус-карбонатные (перегнойно-кар-
бонатные) почвы, литогенными, обусловленными унаследованием от пород
гидратных соединений железа и сохраняющими устойчивость в современ¬
ную стадию почвообразования.
Желточюевдоподэолистые почвы
Несмотря на убедительные доказательства не подзолистой, а псевдопод-
золистой природы рассматриваемых почв (Герасимов, 1959, 1960; Зонн,
1959, 1966, 1974; Шония, 1970; Зонн, Шония, 1971; Ромашкевич, 1966,
1974; Ерошкина, 1974, и др.), а также на то, что впервые на поверхностно-
глеевую природу белесых горизонтов этих почв обратил внимание К.П. Бо¬
гатырев (1954), все же взгляды на генезис этих почв В.В. Докучаева (1899),
Д.П. Гедеванишвили (1912), С.А. Захарова (1924), Я.Я. Витыня (1914),
М.К. Дараселия (1947, 1949), Б.Б. Полынова (1936), М.Н. Сабашвили
(1936, 1948), В.А. Ковды (1934, 19346) и многих других продолжают
довлеть и почвы относят к подзолистым и даже подзолам субтропической
зоны.
Консерватизм, заключающийся в определении существования подзоло¬
образования по наличию осветленного горизонта, вне зависимости от гене¬
зиса, действует и в настоящее время. Напомним, что еще в 1934 г. В.А. Ков-
дой было показано на примере типичного разреза, что в этих почвах проис¬
ходит не вынос, а накопление железа и алюминия, что наглядно видно из
следующих данных (в %):
Глубина, см
Fe,Os
А1,03
0-5
13,87
12,09
25-30 *
13,59
12,79
35-40
12,65
17,64
50-55
10,43
12,61
75-80
8,83
16,58
Никто в дальнейшем не обращал внимания на то, что только в этих поч¬
вах Fe203 преобладал на Ai203. Ни в подзолистых почвах, ни в подзолах
Севера такого соотношения не отмечалось. Оно характерно только для
тропических ферраллитных почв, и то далеко не для всех.
Природа желто-псевдоподзолистых почв весьма сложна: они полигене-
тичны, а накопление Fe в большой степени связано с взаимодействием суши
и моря, последовательно подпиравшего и подпирающего в настоящее время
геохимический сток с гор, от более высоких террас к более низким, вплоть
до современной.
112
Мы подчеркиваем это потому, что все подобные почвы в Абхазии и За-
падной Грузии приурочены к платообразным поверхностям с высотами
200-250 м и к серии древне- и современноморским синхронных с ними
речным террасам. Последовательный подпор каждой из них водами моря и
рек в условиях более влажного и жаркого тропического климата способ¬
ствовал образованию конкреционных и латеритных слоев. Их мощность
и плотность находятся в зависимости от длительности существования ре¬
жима бокового притока ожелезненных вод и от их подпора щелочными
водами моря и рек.
Образование указанных слоев расчленяло почвенный профиль на две
в известной степени независимые или слабозависимые толщи. Верхняя
постоянно испытывала и испытывает в настоящее время поверхностное
переувлажнение различной интенсивности и длительности. Оно создает
в почвах не нисходящий, а испарительный и боковой отточный режим вла¬
ги, что и обусловливает перераспределение железа внутри верхней толщи
и ее отдельных горизонтов, а также сегрегацию в конкреции, пятна, сгуст¬
ки. Освещение палеогеографических условий формирования рассматри¬
ваемых почв необходимо для интерпретации данных по распределению
соединений железа в зависимости от высотного положения почв (табл. 39).
Опуская многие фактологические данные, характеризующие кислую
природу почв, значительную их ненасыщенность и слабую гумусирован-
ность, перейдем к непосредственному рассмотрению содержания железа
(табл. 39). Приведенные в таблице четыре профиля приурочены к посте¬
пенно снижающимся плато или террасовидным уступам к современному
уровню вод Черного моря.
Распределение валового железа в двух случаях из четырех не отражает
какой-либо специфики почв. В почвах разрезов 14Р и 5Е его содержание
постепенно возрастает с глубиной и может указывать на элювиально-ил-
лювиальный характер распределения. Однако это далеко не так, что особен¬
но четко выявляется по распределению групп и форм соединений железа.
Так, силикатное железо резко преобладает в верхней (до горизонта В)
толще, достигая 56,7—67,8% от валового, и составляет незначительную
долю в нижней толще, особенно в горизонте Bf (до 2,4, а в остальных го¬
ризонтах не более 26,2% от валового). Соответственно в этой толще в 2—3
раза больше свободного железа, с преобладанием в его составе окристалли¬
зованных форм, особенно в горизонте В, и почти полное отсутствие аморф¬
ных соединений. В верхней толще, наоборот, окристаллизованного железа
не более 35%, но в горизонтах Ai и Aj A2i повышено содержание аморфных
форм.
Такое распределение убедительно показывает, что нижняя толща сфор¬
мирована раньше верхней и, вероятно, подверглась глубокому выветрива¬
нию, не соответствующему современному, с очень интенсивным высвобож¬
дением железа из силикатов. Верхняя же толща более "молодая”, с больши¬
ми резервами силикатного железа. Показательно, что в горизонте Bf почти
все Fe переведено в свободноокристаллизованные формы, что отнюдь не
связано с его перемещением из верхней толщи. В ней содержание силикат¬
ных и свободных соединений Fe стабильно. Кроме того, периодическое
переувлажнение горизонтов А1} Aj А21 способствует переводу части слабо-
окристаллизованного Fe в аморфные формы.
8. Зак. 1805
Таблица 39
Влияние избыточного поверхностного и грунтового увлажнения на соотношение
и распределение соединений железа в почвах влажносубтропической зоны Запад¬
ной Грузии
№ разреза, местона¬
хождение, угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe$
Группы соединений
силикатные
%
% от валово¬
го
14Р, плато, 250 м
над ур. моря, лес
5Е, Зугдиди, 70 м
над ур. моря, тер¬
раса, залежь
28 БР, Абхазия,
VI терраса, 15-
20 м над ур. моря,
залежь
ЗЕ, Абхазия, мор¬
ская терраса, 5 -
7 м над ур. моря,
ольхово-грабовый
лес
Желто-псевдолодзолистые почвы
А,
А, А,
А,
Bf
ВС
с
А,
A,
А2
А7 lBtf
Btf
B,
CD
А0
А, А,
А,
А2В
В
ВС
с
10—20
40-50
64-75
88-107
111-127
160-180
1-5
5-15
20-35
50-60
65-75
85-100
100-115
0-3
3-12
15-25
28-38
50-60
86-96
110-120
9,00
9,11
9,22
9.32
9,48
9,42
6,39
6,18
5,97
7,04
9,31
9,86
8,84
1,73
1,93
1,91
4,21
9.33
8,25
7,76
Псевдоподзолисто-глеевые почвы
А,
ВС
1(D)
0-10
10-18
18-30
30-42
52-67
67-72
72-90
100-115
6,19
6,92
8,16
7,40
14,71
15,00
12,16
9,45
5.10
6,20
6.27
0,22
2,48
2.15
3,71
4,62
3,17
1.28
3.91
4.16
4.12
0,78
0,97
0,98
1,88
5,01
3,37
4.36
4.12
5.36
6,70
5.92
9,51
9,65
7,03
5.10
56.7
57.2
67.8
2,4
26.2
24.0
58,3
68.5
52.7
18.8
40.8
42.2
39.6
40.3
52.4
49.8
42.5
51.1
32.8
36.8
67.3
76.6
82.2
79.4
65.5
64,4
57.8
54,3
* Слабо- и сильноокристаллизованные, %.
** То же, % от валового.
Таким образом, конкреционность горизонта В связана с преобладанием
свободно окристаллизованного железа, накапливающегося над горизонтом
ВС - зебровидными глинами. Последние выполняют роль геохимического
барьера для Fe. На этих высотах вследствие платообразности и оттока из¬
быточных вод не было условий для образования латеритных слоев.
На 70-метровой (над ур. моря) террасе поверхностно-псевдоподзолис-
тме почвы имеют более ясную глееватость, прослеживаемую по ржаво-
114
Группы соединений
Формы соединений
свободные
1
с;^тЬпОокристалли-
зованные
1
слабоокристалли¬
зованные
аморфные
%
% от ва¬
QL
% от ва¬
я/
% от ва¬
Of
% от ва¬
/о
лового
7»
лового
10
лового
/о
лового
Жел то-
лсевдоподз
олистые
почвы
3,90
43,3
2,73*
30,3**
1,17
13,0
3,91
42,8
3,22*
35,3**
0,69
7,5
2,95
32,2
2,73*
29,8**
0,22
2,4
9,10
97,6
8,87*
95,1**
0,23
-2,5
7,00
73,8
6,82*
71,9**
0,18
1,9
7,27
76,0
6,95*
73,7**
0,22
2,3
2,68
41,7
0,18
2,8
2,03
31,7
0,47
7,2
2,56
31,5
0,24
3,8
1,37
22,1
0,35
5,6
2,76
47,3
0,22
3,7
2,43
40,7
0,18
2,9
5,76
81,2
1,05
14,9
4,23
60,1
0,44
6,2
5,40
59,6
5,18*
55,6**
0,32
3,6
5,70
57,8
1,05
10,7
4,55
46,1
0,10
1,0
4,72
60,4
1,20
13,5
3,92
44,2
0,24
2,7
0,95
59,7
0,61*
40,1*“
0,34
19,6
0,96
52,4
0,61*
34,3**
0,35
18,1
0,93
50,2
0,61*
33,5**
0,32
16,7
2,33
57,5
1,89*
47,1**
0,44
10,4
4,32
48,9
3,55*
40,7**
0,77
8,2
4,88
67,2
4,65*
64,4**
0,23
2,8
4,40
63,2
3,91*
56,9**
0,49
6,3
Псевдоподзолисто-глеевые почвы
2,07
32,7
0,20
3,2
1,41
22,7
0,46
7,3
1,56
23,4
Нет
-
1,31
18,7
0,33
4,7
1,46
17,8
0,01
0,1
1,24
15,2
0,21
2,5
1,48
20,6
Нет
-
1,40
18,4
0,17
2,2
5,20
34,5
1,29
8,2
3,24
22,0
0,67
4,5
5,35
35,6
2,73
18,2
1,82
12,1
0,80
5,3
5,13
42,2
2,32
19,1
2,20
18,1
0,61
5,0
4,35
45,7
1,19
12,5
2,73
28,7
0,43
4,5
глеевым пятнам до горизонта Btf, начинающегося с глубины 60—65 см.
Сопоставление со стратиграфией профиля предыдущей почвы показывает,
что с понижением залегания происходит уменьшение мощности горизонтов
Ai + A2lBtf и более интенсивное увлажнение. Горизонт Btf оглиненный,
тяжелосуглинистый, плотный и залегает на сильновыветрелом галечнико-
ном слое.
Как и в предыдущей почве, силикатного железа больше в толще гори-
115
Таблица 40
Соотношение и распределение различных форм соединений Fe в желто-псевдопод-
золистых почвах
Глубина,
см
Не связанное
С Гумусом
Связанное с гу¬
мусом
Л. .
см
Не связанное
с гумусом
Связанное с
гумусом
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва-’
лового
Р2
1зрез ЗЕ
1
5азрез 5Е
0-10
0,19
3,0
0,27
4,3
1-5
0,12
1,8
0,35
5,4
10-18
0,19
2,7
0,14
2,0
5-15
0,21
3,4
0,14
2,2
18-30
0,16
1,9
0,05
0,6
20-35
0,14
2,3
0,04
0,6
30-42
0,15
2,0
0,02
0,2
50-60
0,41
5,8
0,03
0,4
52-67
0,62
4,2
0,05
0,3
65-75
0,25
2,9
0,07
0,7
67-72
0,68
4,5
0,12
0,8
100-115
0,23
2,6
0,01
0,1
72-90
0,60
4,9
0,01
0,08
100-115
0,41
4,3
0,02
0,2
зонтов A^lg, но в последнем горизонте его содержание снижается, и в
горизонтах A2lBtf отмечаются минимальные количества (18,8% от валово¬
го). В нижележащей толще содержание силикатного Fe повышается до
40% от валового и сохраняется одинаковым во всей толще. Соответственно
свободных соединений Fe меньше в верхней толще. Горизонт A2lBfg маски¬
рует более оглиненную и обогащенную свободными соединениями железа
толщу (они превалируют над силикатными). Для нее характерно большее
содержание сильноокристаллизованных форм Fe, чем в верхней, и меньшее
аморфных.
Таким образом, со снижением высот залегания в почвах отмечается мень¬
шая выраженность конкреционного горизонта, уменьшается мощность
осветленного горизонта, в нем появляются признаки оглеения, что подтвер¬
ждается повышением содержания аморфных форм Fe. Среди них в гори¬
зонте Ах преобладают железоорганические соединения, а ниже — железис¬
тые, причем количество их особенно возрастает в конкреционном гори¬
зонте. Следовательно, даже в кислых условиях (pH 5,1-5,2) гумусовые
кислоты не образуют комплексных соединений (табл. 40).
Показательно, что подобное явление происходит на фоне высокой по¬
движности гумуса (в пирофосфате калия), что видно из следующих данных
(содержание подвижного углерода):
Глубина, см
с,%
С, % от валового
1-5
1,15
54,3
5-15
0,50
32,9
20-35
0,15
16,5
50-60
0,05
21,8
65-75
0,10
-
На террасе высотой 15—20 м над ур. моря (разрез 28 БР) при сохране¬
нии того же строения профиля, что и в предыдущей почве, на глубине 50-
60 см (условно горизонт В) выявляется скопление железо-марганцевых
конкреций, часто сцементированных в блоки и напоминающих ячеистый
116
латерит. Ниже залегают горизонты с признаками грунтового оглеения.
В верхней толще оно не выражено.
На фоне еще большей обедненности верхней толщи валовым Fe происхо¬
дит уравновешивание его силикатных и свободных соединений; исключе¬
ние составляет горизонт А0, в нем повышается содержание свободных сое¬
динений Fe за счет биогенности. В горизонте В резко возрастает содержание
общего и силикатного железа по сравнению с выше- и нижележащими гори¬
зонтами, что позволяет предполагать вторичное образование силикатных
минералов, аккумулируемых конкрециями, что отчасти подтверждается и
снижением здесь содержания окристаллизованных форм Fe. Еще больше
возрастает содержание аморфных форм железа, что может указывать на
более длительное сезонное переувлажнение этого горизонта.
От предыдущих почв они отличаются меньшим различием верхней и
нижней толщ по соотношению силикатных, свободных окристаллизован¬
ных и аморфных форм железа. Это отличие, видимо, закономерно и обус¬
ловливается относительной ’’молодостью” террас и слагающих их наносов.
Нижняя толща, возможно, образовалась в условиях менее жаркого клима¬
та, приближающегося к современному.
Наконец, на самой ’’молодой” поверхности (5—7 м над ур. моря), не¬
смотря на резкие различия содержания ила в верхней и нижней толщах
(в верхней Апах, А21 частиц < 0,001 мм 9,4—13,2, а в нижней 34,4—35,4),
в них преобладают силикатные формы Fe, особенно в верхней толще. Та¬
кое изменение связан^ с еще большей ’’молодостью” отложений и сформи¬
рованных на них почв. Развитие почв происходит под воздействием грун¬
тового и сезонного поверхностного переувлажнения. Но воды последнего
не смыкаются с грунтовыми, вследствие чего и осветленность верхней тол¬
щи сохраняется, но мощность ее меньше, чем в почвах на более высоких
уровнях залегания.
Верхняя толща наиболее обеднена слабоокристаллизованными формами,
а сильноокристаллизованные отсутствуют, но в ней выше содержание
аморфных форм Fe, чем в нижней, что указывает на более длительное пе¬
риодическое переувлажнение, вероятно, усиливаемое капиллярным увлаж¬
нением из нижележащей толщи. В ней, несмотря на переувлажненность,
содержится сильноокристаллизованное железо, при малом количестве
слабоокристаллизованных и повышенном аморфных соединений. Среди
последних преобладают не связанные с гумусом (в большей степени, чем в
верхней толще).
Подвижность гумусовых соединений, как видно из приводимых ниже
данных по содержанию подвижного углерода,весьма высокая:
Глубина, см
с,%
С, % от вал
0-10
0,78
57,7
10-18
0,51
37,2
18-30
0,16
51,6
36-42
0,17
51,5
52-67
0,18
32,0
67-72
0,18
66,6
Она также обусловлена ’’молодостью” органических соединений, с чем
связано их слабое иллювиирование.
Рассмотрение распределения соединений железа в желто-псевдоподзолис-
117
тых почвах позволило не только выявить характерные для них диагности¬
ческие показатели и особенности, но и восстановить по ним этапы форми¬
рования почв, обусловленные возрастом поверхностей, и стадийную разно¬
родность степени и характера выветрелости слагающих их отложений. Этим
подчеркивается еще большая значимость накопления и распределения раз¬
личных групп и форм соединений железа для реконструкции формирования
почвенных толщ.
Наконец, поведение соединений железа в рассмотренных почвах не пока¬
зало проявлений подзолообразования. В целом генезис подобных почв
связан с двучленностью механического и геохимического состава почво¬
образующих толщ, с взаимоотношениями в них вод бокового стока с морс¬
кими и речными водами. В современную стадию почвообразования преобла¬
дающее значение имеет поверхностное переувлажнение, определяющее се¬
зонность и интенсивность проявления глеевых (псевдоглеевых) процессов.
В прошлом почвы на всех высотных уровнях были связаны с воздей¬
ствием грунтового оглеения. В настоящее время оно сохраняется в различ¬
ной степени: остаточное - в почвах, залегающих на высотах 15—20 м, и сов¬
ременное — на 5—7-метровых уровнях террас. В последних отмечается пе¬
риодическое смыкание поверхностных и грунтовых вод и соответственно
характер почвообразования, переходный к гумус-глеевому. Поэтому по¬
добные почвы мы относим к желто-псевдоподзолистым глеевым.
Диагностические показатели желто-псевдоподзолистых почв следующие:
1) при нечетко и не всегда выраженной двучленности распределения вало¬
вого железа четкое и ясное разграничение профиля по соотношению сили¬
катных и свободных соединений железа; верхняя толща — преобладание
или близкое к равному содержание силикатного Fe, нижняя — преоблада¬
ние свободных соединений Fe над силикатными, а на низких уровнях за¬
легания (разрез ЗЕ) увеличение содержания свободных соединений по
сравнению с верхней толщей, на фоне высокого, но меньшего, чем в верх¬
ней толще, содержания силикатных соединений, что обусловлено ’’моло¬
дым” возрастом отложений всей толщи; 2) отсутствие или весьма незначи¬
тельное содержание сильноокристаллизованных форм с большим их коли¬
чеством в нижних толщах; 3) повышение содержания аморфных форм в
верхней толще, и тем большее, чем ниже высоты залегания почв; 4) гумус-
железистые соединения характерны только для верхних горизонтов толщи,
где они коррелируют с общей высокой подвижностью гумусовых соеди¬
нений.
С понижением высот залегания почв снижается мощность их верхних
толщ, обедненных свободными соединениями Fe, в нижней толще отме¬
чается тенденция к снижению содержания тех же соединений и повышение
содержания аморфных форм Fe.
Гумус-глеевые почвы
Последний член ряда псевдооподзоленных почв - гумус-глеевые, разви¬
вающиеся на современных (пойменных) террасах р. Риони, с горизонтом
грунтовых вод на глубине 0,8—1,5 м. Грунтовые воды смыкаются с водами
атмосферных осадков, стимулирующих общий подъем грунтовых вод,
а в некоторых случаях и образование почвенных вод (верховодки). При
118
осветлении подгумусового горизонта подобные почвы относят к подзо
листо-глеевым, что также не соответствует их природе.
Почвы формируются на более или менее однородных по механическому
составу отложениях, обычно облегчающихся с глубиной. В горизонте Bi
выявляется небольщое оглинение (20—30 см), возможно, связанное со
смыканием поверхностйых и грунтовых вод, где заканчивается активный
лессиваж ила. Почвы содержат до 6—7% гумуса, его содержание постепенно
снижается до глубины 70—80 см; pH верхней толщи (до глубины 50 см)
равен 5,4—5,6, а ниже 6,0—8,3, что указывает на выщелачивание почв и свя¬
зано с гидрокарбонатным составом грунтовых вод.
На этом фоне содержание валового Fe увеличивается с глубиной (табл.
41), и ему соответствует повышение содержания силикатного и относитель¬
ное снижение свободного железа. Последнего во всей толще меньше, чем
силикатного, что может служить показателем ’’молодости” отложений и
почвообразования. На этом фоне следует обратить внимание на относи¬
тельное повышение свободных соединений Fe в горизонтах A'/g-Bigf, сви¬
детельствующее о более интенсивном высвобождении их из силикатов,
что подтверждается и относительным снижением содержания силикатного
Fe в этих же горизонтах.
Поверхностное переувлажнение почв определяет меньшее содержание
сильно- и слабоокристаллизованных форм железа и преобладание аморф¬
ных форм. Количество их наиболее высокое по сравнению со всеми ос¬
тальными почвами, особенно в верхней толще. В нижней толще их в 3—4
раза меньше, но все же больше, чем во всех остальных почвах. Это на пер¬
вый взгляд невероятное явление, так как вся толща пропитана водой, сле¬
довательно, аэрация должна быть минимальной или даже отсутствовать.
И тем не менее гидратация происходит, и результатом ее является переход
небольшого количества слабоокристаллизованных форм в аморфные.
Можно предположить, что в этих водах достаточное содержание растворен¬
ного кислорода.
Известным подтверждением этого могут служить данные, приводимые
в табл. 42. Из анализа этих данных видно, что не связанных соединений
Fe больше, чем связанных с гумусовыми кислотами, тем не менее послед¬
них в этих почвах больше, чем во всех ранее рассмотренных, что указывает
не только на достаточно высокую подвижность гумуса, но даже на некото¬
рое его иллювиирование. Известное подтверждение этому дают данные
распределения экстрагируемого углерода (по Баскомбу) :
Глубин», см
С, %
С, % от в
0-10
0,69
19,8
10-20
0,57
24,2
20-30
0,41
22,2
50-58
0,31
37,7
58-74
0,21
27,2
108-118
0,16
34,8
Таким образом, завершающими эволюционный ряд почв псевдоподзо-
листого почвообразования являются почвы глеевого почвообразования,
диагностируемые по преобладанию силикатного железа и относительно
наибольшему образованию свободного Fe в горизонтах А! и В]. Сильно-
окристаллизованного железа больше в глеевых горизонтах; оно скорее
119
Таблица 41
Соотношение и распределение соединений железа в гумус-глеевых почвах (Ьрошки-
на, 1974)
N* разреза, место¬
нахождение, угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe,
%
Силикатное
%
% от вало¬
вого
6Е, Западная Грузия,
А,
0-10
7,20
4,44
61,9
г. Поти, 5-7-метровая
А,
10-20
7,40
4,42
56,2
морская терраса, оль¬
в.
20-30
8,20
4,67
57,1
ховый лес
50-58
10,12
4,57
62,4
58-74
11,58
5,56
65,7
D
108-118
10,72
7,82
73,3
130-140
9,15
6,93
75,8
Таблица 42
Содержание аморфных соединений железа в гумус-глеевой почве
Глубина, см
Связанные
с гумусом
Не связанные с гумусом
%
% от валового
%
% от валового
0-10
0,20
2,8
1,27
17,6
10-20
0,18
2,4
1,80
24,3
20-30
0,17
2,0
1,93
23,5
50-58
0,06
0,6
0,85
8,4
58-74
0,05
0,4
0,66
5,7
108-118
0,07
0,6
0,33
3,1
130-140
0,02
0,2
0,37
4,0
остаточное, чем современное; гумусовые горизонты обеднены слабоокрис-
таллизованными формами и обогащены аморфными. Аморфные формы
наиболее характерны для почв этого типа; среди них связанных с гумусо¬
выми соединениями больше, чем в других почвах; повышена подвижность
(экстрагируемость) гумуса.
ОСОБЕННОСТИ НАКОПЛЕНИЯ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
В ПОЧВАХ ТРОПИКОВ
Несмотря на то что в* преобладающей части ферраллитных и других почв
тропиков соединения железа наиболее четко определяют различия их в
окраске и генезисе, серьезного изучения состава и распределения форм Fe
до последнего времени не производилось. В последние годы появились
работы Мисра и Панда Падмыкар (Misra, Pande Padmaker, 1975), Альвиса
и Плута (Alwis, Pluth, 1976). Мисра и Панда Падмыкар в почвах штата
120
Свободное
В том числе
%
% от ва¬
лового
сильноокристаллиэо-
ванное
слабоок ристалл и-
зованное
аморфное
%
% от вало¬
вого
%
% от
валового
%
% от
валового
2,76
38,1
0,06
0,7
3,18
43,8
0,08
1,0
3,53
42,9
0,06
0,7
5,55
37,6
0,27
2,6
6,02
34,3
0,54
4,6
2,90
26,9
0,25
2,3
2,22
24,2
Нет
-
1,23
17,0
1,47
20,4
1,20
16,1
1,98
26,7
1,37
16,7
2,10
25,5
2,64
26,0
0,91
9,0
2,74
23,6
0,71
6,1
2,25
*0,9
0,40
3,7
1,83
20,0
0,39
4,2
Уттар Прадеш (с pH 7,3-83; СаС03 0,72-2,42%; Сорг 0,37-0,47) уста¬
новили следующее содержание различных форм соединений железа: обмен¬
ных 3,0—5,1 мг/кг; доступных 4,7—6,9; восстановленных 14,0—15,8; в со¬
ставе комплексов 61,1—169,8, связанных с органическим веществом 348,2—
430,5; растворимых в 1 н. НС1 219,8—731,6 и свободных окислов 4800—
6562 мг/кг.
Изучение соединений железа в почвах Шри Ланка, проведенное Альвисом
и Плутом (Alwis, Pluth, 1976), показало, что в этих почвах почти отсут¬
ствуют легко выветривающиеся минералы; илистая фракция содержит
много свободных гидроокислов и небольшое количество аморфных соеди¬
нений железа. Присутствие иллитовых минералов в верхних горизонтах
авторы связывают с иллитизацией за счет фиксации биогенного калия.
Мы остановились на этих работах лишь для того, чтобы показать, что
изучению форм железа начинает уделяться все большее и большее внима¬
ние и что поиски идут в различных направлениях и с применением различ¬
ных методов. В работе Мисра и Панда Падмыкар обращено внимание на
подвижные формы, в работе Альвиса и Плута — на свободные окислы Fe.
Полученные этими авторами данные не сопоставимы с нашими, но все же
отражают преобладание свободных форм.
Как будет показано ниже, изученные нами почвы могут существенно
различаться по этому показателю, что связано со многими причинами и
факторами. В этом убеждает изучение почв переменно-сухих и полувлаж-
ных саванных регионов, влажных лесных, а в их пределах — почв, развитых
на разных породах. Влияние пород оказывается не только весьма сущест¬
венным, но в ряде случаев и определяющим типовое и подтиповое разли¬
чие почв.
Несмотря на то что нами изучены немногие типы почв тропиков, все же
полученные результаты позволяют выявить по формам Fe диагностические
различия между ними и принципиальные отличия тропических почв от почв
рассмотренных выше зон.
121
Таблица 43
Соотношение и распределение соединений железа в красно-бурой саванной почве
Бирмы. Округ Метджан, равнина. Саванный лесокустарник
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe, %
Группы соединений
силикатные
%
% от валового
А, 0-15
1,19
0,66
55,4
А, 15-20
2,52
1,43
56,7
A2tf 45-55
3,45
1,82
52,7
В 117-125
3,85
1,66
43,1
С 150
4,56
2,26
49,5
Ниже рассматривается содержание форм соединений железа в следу¬
ющих типах почв: а) красно-бурых саванных; б) красных ферралитных;
в) кварцево-аллитных; г) ферритных на серпентинитах; д) черных слитых
монтморилпонит-сиаллитных; е) глеевых гумус-магниево-сиаллитных.
Красно-бурые саванные почвы
В Бирме эти почвы формируются на сиаллитной коре выветривания
глинистых сланцев и песчаников с тонкими прослойками карбонатов и
гипса, иногда даже и водорастворимых солей (Зонн, Маунг Вин Хтин, 1971).
Климатические условия следующие: 700 мм годовых осадков с двумя
максимумами выпадения (до 80% от суммы) -май-июнь и сентябрь-ок-
тябрь. Температура воздуха достигает 42—43° С, а в январе снижается до
30-32°С. Растительность: Albizzia, Ziziphus, кактусы, пальмы. В почвах
резко выражено накопление ила: в горизонте В до 33%, а в горизонте А16%,
что обусловлено лессиважем, сопровождаемым ожелезнением и уплотне¬
нием.
Почвы малогумусны — до 0,88% гумуса в горизонте А; pH от 6,4 в верх¬
нем до 8,2 в нижнем карбонатном горизонте. С ожелезнением сопряжено
малое содержание обменных Са и Mg — от 2,52 в верхнем горизонте до
8,50 мг-экв на 100 г в нижнем. Почвы весьма разнообразны по морфологии
и стратиграфии горизонтов. Изученная почва не отображает всего их разно¬
образия, но тем не менее показывает ясный вынос железа в составе ила и
пленок из верхних горизонтов в, нижние (табл. 43), что подтвержда¬
ет проявление лессиважа в этих почвах. Это согласуется и с данны¬
ми французских авторов, выделяющих подобные почвы под названием
sol ferrugine.
Преобладает железо, связанное в силикатах или нерастворимое в приме¬
ненных растворителях. В составе глинистых минералов железо подвержено
максимальному лессиважу до глубины 55 см, а в свободном — до глубины
150 см, несмотря на карбонатность нижней толщи (табл. 43). Это явление
требует дополнительных исследований.
Общее содержание свободного Fe в верхних горизонтах ниже, чем сили¬
катного, а в глубоких выше, что связано с более длительным увлажнением
122
Группы соединений
Формы соединений
свободные
окристаллизованные
аморфные
%
% от валового
%
% от валового
%
% от валового
0,53 44,5 0,48
1,09 43,2 0,98
1,63 47,2 1,41
2,19 56,8 2,07
2,30 50,4 2,28
40,3 0,05 4,2
39,0 0,11 4,2
40,9 0,22 * 6,3
53.7 0,12 3,1
48.7 0,08 1.7
их; это подтверждается и большим содержанием аморфных форм Fe в бо¬
лее глубоких горизонтах.
Однако следует указать, что в целом четких диагностических показа¬
телей в этих почвах не обнаружено. В этом отношении они аналогичны
серым лесным почвам, и если следовать Д.Г. Виленскому (1924), то саван-
ные почвы, может быть, составляют ряд, аналогичный ряду лесостепных
почв. Но все же к диагностирующим признакам можно отнести распреде¬
ление свободных соединений Fe (меньшее в верхней толще и большее в
нижней) и соответствующее им содержание аморфных форм.
Красные ферраллитные почвы
Во влажнотропических зонах Шри Ланка, Бирмы, Кубы эти почвы фор¬
мируются на различных породах, но обязательно во влажном муссонном
или сухо-влажном климате, с осадками более 1500 мм в год, с одним или
двумя влажными сезонами, достигающими 80% от годового увлажнения,
и с высоким (25—27° С) термическим режимом, мало изменяющимся
в течение года. Вследствие этого в почвах с глубины 10—20 см устанав¬
ливается более или менее постоянная температура, равная 20—23° С.
Для большинства почв характерно повышение содержания ила с глуби¬
ной, до горизонта С, и наличие мелких конкреций (0,5—3,0 мм). Количест¬
во их возрастает с повышением кислотности почв. Содержание гумуса не¬
высокое: в естественных почвах 3—6%, а в освоенных 1-3%.
Этот обширный класс почв наиболее четко делится на две группы:
а) кислые на бескарбонатных породах и б) нейтральные или слабощелочные
на карбонатных (известняки) породах.
Почвы каждой из этих групп принципиально различаются составом
обменных катионов и большим колебанием валового железа (от 5,70 до
18,26%, табл. 44). Но эти различия не сказываются на их цвете. Единствен¬
ное, что показывает валовое железо, так же как и в предыдущих почвах, —
небольшое перераспределение, увеличение с глубиной, обусловленное лес-
сиважем. Более показательно и принципиально различно в них соотношение
и распределение групп и форм соединений Fe.
123
Таблица 44
Соотношение и распределение соединений железа в красных ферраллитных почвах
тропиков
№ разреза, местона¬
хождение, угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe,
%
Группы соединений
силикатные
%
% от вало¬
вого
Почва кислая на элювии гнейсов
1 Рук, Шри Ланка,
А,
0-10
15,75
4,50
28,6
1360 м над ур. моря,
А,
10-20
15,94
3,81
23,9
лес
А,
20-30
16,13
3,75
23,2
В
30-40
16,96
4,58
27,0
В
40-50
17,78
5,15
29,0
В
50-60
16,59
3,96
23,0
в
60-70
15,39
4,26
27,7
с
70-80
18,26
7,38
40,4
Почва кислая на элювии
гнейсов
4, Куба, пашня
А,
3-10
7,29
3,06
42,0
А,
27-37
5,70
1,28
22,5
В
45-55
7,18
1,37
19,1
в
70-80
10,75
3,15
29,4
с
90-100
12,97
5,02
38,6
Почва кислая на бескарбонатном элювии известняков
IX, Бирма, пашня
А,
0-12
13,16
2,44
18,5
А,
22-30
13,76
1,89
14,1
в,
49-60
13,61
1,65
12,4
в,
89-102
12,69
1,14
9,5
Нейтрально-щелочная кальциевая почва
76, Куба, 250-
А
0-10
16,85
12,52
74,3
300 м над ур. моря,
А
15-25
17,11
9,93
58,1
плантация сахарного
в
35-45
16,76
9,72
58,2
тростника
®i
80-90
\бМ
8,78
53,7
с
140-150
17,63
8,46
48,0
* Здесь и ниже сумма окристаллизованного Fe в %.
** То же, в % от валового.
Кислые почвы на бескарбонатных породах
Почва из Шри Ланка развита на элювии гнейсов (залегают с глубины
80—90 см), на высоте 1360 м, под влажнотропическим лесом. Почвы гли¬
нистые, с лессиважем ила до 50—60 см, с содержанием гумуса 5,14%, pH
5,0—5,5. Отношение Si02-ЯгО3 составляет 1,47:1,59. Распределение вало¬
вого железа подтверждает лессиваж до глубины 50 см. Силикатное Fe на¬
ходится в минимуме, его не более 23,2—29,0% до глубины 70 см, ниже ко¬
личество его возрастает за счет сохранившихся литомаржевых обломков
гнейса (табл. 44).
Свободное железо преобладает, и его содержание увеличивается до глу-
124
Группы соединений
Формы соединений
свободные
сильноок ристалли-
зо ванные
слабоокристал¬
лизованные
аморфные
% от ва¬
%
% от ва¬
%
% от вало¬
% от ва¬
лового
/О
лового
вого
/о
лового
Почва
кислая на:
элювии п
1ейсов
11,25
71,4
7,01
44,5
2,68
17,0
1,56
9,9
12,13
76,1
8,44
52,9
2,07
12,9
1,62
10,3
12,38
76,8
8,04
49,8
2,92
18,1
1,42
8,9
13,38
73,0
7,54
44,5
3,43
20,2
1,41
8,3
12,63
71,0
6,31
35,5
5,07
28,5
1,25
7,0
12,63
76,1
6,43
38,7
5,12
30,8
1,09
6,6
11,13
72,3
5,69
36,9
4,66
30,2
0,78
5,2
10,88
59,6
4,60
42,3
5,59
30,6
0,69
3,9
Почва кислая на элювии гнейсов
4,23
58,0
4,11*
56,4*»*
0,12
1,6
4,42
77,5
4,18
73,3
0,24
4,2
5,81
80,9
5,64
78.6
0,17
2,3
7,60
70,6
7,28
67,7
0,32
2,9
8,45
61,4
7,53
58,2
0,42
3,2
Почва кислая на бескарбонатном элювии известняков
10,72
81,5
9,36*
71,1**
1,36
10,4
11,87
85,9
10,61
77,1
1,26
8,8
11,96
87,6
10,80
79,3
1,16
8,3
11,55
90,5
10,36
81,6
1,16
8,9
Нейтрально-щелочная кальциевая почва
4,33
25,7
3,95*
23,4**
0,38
2,3
7,18
41,9
5,63
32,9
1,55
9,0
7,04
41,8
4,88
29,0
2,16
12,8
7,58
46,3
5,34
32,6
2,24
13,7
8,17
52,0
6,80
58,6
2,37
13,4
бины 70 см в основном за счет лессиважа в коллоидальном состоянии, на
что указывает увеличение количества сильноокристаллизованных форм
с глубиной. Однако диагностирующими следует считать сильнокристаллизо-
ванные формы; их больше, чем слабоокристаллизванных, и их содержание
убывает с глубиной. В этом можно видеть подтверждение образования этих
форм и слабоокристаллизованных форм. Содержание последних синхронно
убывает в верхней толще и увеличивается в нижней. По сравнению с други¬
ми автоморфными почвами здесь отмечается повышенное содержание в
верхней толще аморфных форм Fe и их слабое убывание с глубиной.
Подобные почвы не испытывают избыточного увлажнения, поэтому та-
125
Таблица 45
Соотношение аморфных соединений железа в красной ферраллитной почве Шри
Ланка. Разрез 1 Рук
Глубина, см
Не связанное с гумусом
Связанное с гумусом
%
% от валового
%
% от валового
0-10
1,17
10,4
0,39
3,5
10-20
1,48
12,2
0,14
1,2
20-30
1,33
10,8
0,09
0,7
30-40
1,32
10,7
0,09
0,7
40-50
1,18
9,3
0,07
0,6
50-60
1,03
8,1
0,06
0,5
60-70
0,74
6,6
0,04
0,4
70-80
0,76
7,0
0,03
0,3
кое увеличение аморфных форм в верхней толще может указывать на сле¬
дующую стадийность в образовании рассмотренных форм Fe: аморфные ->
слабоокристаллизованные -> сильноокристаллизованные. Иными словами,
в тропических ферраллитных почвах происходит наиболее быстрое высво¬
бождение Fe из минералов в аморфной форме и одновременное последова¬
тельное и быстрое превращение их в более окристаллизованные. Сильно¬
окристаллизованные формы указывают на начало образования гетита, с чем
и связаны ярко-красные тона окраски. В составе аморфных форм преобла¬
дает железо, не связанное с гумусовыми соединениями (табл. 45).
Количество связанных с гумусом невелико и резко убывает с глубины
10 см. В этом отношении ферраллитные почвы не отличаются от других.
Неясным остается вопрос, в каких соединениях находится слабоокристал-
лизованное железо. Алвис и Плут (Alwis, Pluth, 1976) считают, что в таких
почвах преобладают гидроокислы Fe. Однако убедительных доказательств
они не приводят. Скорее можно предполагать, что гумусовые соединения
не связываются с железом из-за отсутствия свободных связей в мицеллах
тех и других. Гумус в этих почвах, как можно видеть из приводимых дан¬
ных, весьма подвижен, и эта подвижность практически не снижается с глу¬
биной, что и подтверждает его высокодисперсную природу при невысокой
КИСЛОТНОСТИ.
Глубина, см
С,%
С, % от в
0-10
1Д1
37
10-20
0,78
45
20-30
0,56
41
30-40
0,56
46
40-50
0,50
46
50-60
0,39
40
60-70
0,39
41
70-80
0,28
34
Две другие аналогичные почвы Кубы и Бирмы принципиальных отли¬
чий от первых не имеют, хотя и развиты на других породах (сланцах и бес-
карбонатном элювии известняков). В них еще меньше Fe в силикатных
соединениях, что указывает на более глубокое выветривание минеральном
126
части, особенно в бирманской почве. В них при отсутствии данных по силь-
ноокристаллизованному Fe диагностическими являются свободные соеди¬
нения Fe. Показательно, что кубинские почвы содержат в минимуме аморф¬
ные формы. Это, по-видимому, обусловлено гидротермическими причина¬
ми-длительным сухим и жарким сезоном. В Бирме содержание и распре¬
деление тех же форм близко к таковому в почве Шри Ланка.
Весьма показательно, что на бескарбонатном элювии известняков
(разрезы 4 и IX) силикатного железа значительно меньше, чем в почве на
элювии гнейсов (разрез 1 Рук). Для ферраллитных кислых почв диагности¬
чески устойчивым оказывается свободное железо, что отражает их основ¬
ную особенность — глубокую выветрелость железосодержащих минералов и
перевод преобладающей части железа в различной степени ©кристаллизо¬
ванные формы.
Это подчеркивается потому, что в аналогичных условиях (Куба) разви¬
ваются нейтральные ферраллитно-кальциевые почвы (разрез 75), сущест¬
венно отличающиеся от предыдущих. Основное их отличие — высокое со¬
держание валового железа, причем более 50% составляет силикатное.
Только на глубине 140—150 см его меньше, чем в верхней толще; соответ¬
ственно больше свободного. Кроме того, в нижней толще (с глубины
35 -45 см) значительно больше аморфных форм, чем в верхней. Такое
распределение форм соединений железа остается неясным, тем более что
их ферраллитность не вызывает сомнений (Si02 : R2O3 < 2).
Выявленное отличие может быть обусловлено одной из двух причин.
Первая: в состав силикатных соединений вошли очень сильно окристаллизо-
ванные (необратимо скоагулированные) формы железа, связанные с каль¬
цием или представленные карбонатной разновидностью серпентинита —
керолитом. Вторая: вторичное эрозионно-денудационное обогащение фер-
раллитной толщи первичными железосодержащими минералами. Подобное
предположение возникает вследствие того, что нижняя толща (особенно
с глубины 140—150 см) оказывается более выветрелой (по содержанию
свободного и особенно аморфного железа). Подтверждением может быть
и то обстоятельство, что в кубинских почвах (разрезы 4 и 76) горизонт
А (0—10 см) выделяется наиболее резким увеличением силикатного Fe.
В целом основные диагностические показатели этих почв следующие:
для кислых - преобладание свободных соединений над силикатными, в
пределах первых превалируют сильноокристаллизованные формы при от¬
носительно повышенных количествах аморфных; для кальциевых — преоб¬
ладание силикатных соединений при повышенном содержании аморфных
форм в нижней части профиля.
Желтые ферраллитные и аллитные почвы
Эти почвы весьма различны, не всегда ясны их генезис и распределение
форм железа. Основным показателем, по которому они выделены в са¬
мостоятельную группу, является желтая окраска, обусловленная гидрати¬
рованным гетитом и свободными гидратами окислов железа.
Выделены и характеризуются ниже следующие подтипы почв:
1) желтые ферраллитизированные слабокислые на коре выветривания
глинистых сланцев;
127
Таблица 46
Соотношение и распределение соединений железа в желтых ферраллитных и ал лит*
ных почвах тропиков (Зонн, 1970; Зонн, Маунг Вин Хтии, 1971)
№ разреза, мес¬
тонахождение,
угодье
Горизонт, глу¬
бина, см
Вало¬
вое Fe,
Группы соединений
силикатные
%
% от вало¬
вого
Желтая ферраллитизированная слабокислая почва
II, Бирма, г. Ран¬
А| 0-5 5,41
1,36
24,1
гун, 300 м над
А, 12-24 5,71
1,72
30,1
ур. моря, вто¬
В 50-60 5,07
1,49
29,3
ричный лес
С 112-120 5,30
1,47
24,3
С 120 5,68
1,96
34,4
Желтая аллитная почва на ферраллитизированной коре выветривания
I, Бирма
А, 0-20 0,99
0,43
43,3
В, 52-70 1,93
0,75
38,8
В, 115-132 3,96
1,68
42,4
С 157-210 4,52
Желтая кварцево-аллитная почва на песках
0,71
15,7
9, Куба, планта¬
At 2-10 0,92
0,22
24,0
ция манго
А, 30-40 1,92
0,32
16,6
В 50-60 2,07
1,08
52,1
С 140-150 0,92
Г у мусово-кварцево-аллитная почва
0,29
31,5
23, Куба
А1 1-10 9,41
8,83
92,7
А, 25-35 9,01
8,39
93,1
В 38-48 9,73
8,76
90,0
В 52-61 10,45
8,98
85,9
С 90-100 11,90
10,27
82,6
2) желтые аллитные на ферраллитизированной коре выветривания;
3) желтые кварцево-аллитные на песках:
4) гумусово-кварцево-аллитные.
Желтые ферраллитизированные слабокислые почвы на коре выветри¬
вания глинистых сланцев, по-видимому, можно считать аналогами субтро¬
пических желтоземов, но они более глубоко выветрелые. Валовое распре¬
деление Fe в этих почвах равномерное (табл. 46). С ферраллитными почва¬
ми их сближает низкое, с тенденцией некоторого увеличения с глубиной,
содержание силикатного железа, не превышающее 34,4%. Железо в основ¬
ном представлено свободными формами, отмечается относительное их уве¬
личение до глубины 120 см. Превалируют окристаллизованные формы,
а аморфные составляют 4,1—7,5%, без ясно выраженных закономерностей
в распределении (см. табл. 46). Такое распределение форм железа проис¬
ходит на фоне слабокислой (pH 5,6—6,8) реакции, малого (до 3%) содержа¬
ния гумуса и низкой емкости обмена (4—7 мг-экв). В то же время отноше¬
ние Si02 : R2O3 в них выше 2.
128
Группы соединений
Формы соединений
свободные
окристаллизованные
аморфные
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
Желтая фер
раллитизиров
анная слабокиа
1ая почва
4,05
75,9
3,71
68,4
0,34
7,5
3,99
69,9
3,73
65,3
0,26
4,6
3,58
ЮЛ
3,37
66,6
0,21
4,1
3,83
75,7
3,81
69,7
0,32
6,0
3,72
65,6
3,47
61,1
0,25
4,5
Желтая аллитная почва на ферраллитизированной коре выветривания
0,56
56,5
0,33
33,5
0,23
23,0
1,18
61,1
0,95
49,3
0,23
11,8
2,28
57,5
2,12
53,5
0,16
4,0
3,81
84,4
3,60
79,9
0,21
4,5
Желтая кварцево-аллитная почва на песках
0,70
70,0
0,59
58,0
0,11
12,0
1,60
83,4
1,47
76,7
0,13
6,7
0,99
47,8
0,90
43,5
0,09
4,3
0,63
67,3
0,43
66,0
0,20
1,3
Гумусово-кварцево-аллитная почва
0,58
6,1
0,46
4,9
0,12
1,2
0,62
6,8
0,49
5,4
0,13
1,4
0,Л
10,0
0,77
8,0
0,20
2,0
1,35
12,9
1,23
11,8
0,12
1,1
1,46
22,2
1,29
20,8
0,17
1,4
Можно предполагать, что желтая окраска почв связана с глинистыми
сланцами, содержащими преимущественно гидратированный гетит и гидро¬
фильное коллоидное железо, пропитывающее преобладающие в почвах
каолинит и гиббсит. Кроме того, низкое общее содержание железа не обес¬
печивает красной окраски. Диагностика по формам железа затруднена,
так как не прослеживаются закономерности их распределения, а также
отсутствуют данные по сильноокристаллизованным формам. Можно лишь
предполагать, что последних мало. В этом случае преобладание слабоокрис¬
таллизованных форм может быть принято за основной диагностический
показатель, отличающий эти почвы от ферраллитных.
Желтые аллитные почвы на ферраллитизированной коре выветривания
близки к предыдущим, но они более легкого механического состава. Эти
почвы отличаются низким содержанием валового железа в верхней толще
и значительным его возрастанием в коре выветривания. В них также преоб¬
ладают свободные формы Fe, но они содержатся в меньших количествах,
чем в предыдущих. Существенно повышено содержание аморфных форм
9.3ак. 1805 129
в верхних горизонтах. Это последнее связано с ферраллитизированной
корой, служащей физическим экраном, который повышает увлажнение
верхней толщи. С этим связано менее интенсивное высвобождение Fe
из силикатов и ослабление кристаллизации аморфных форм. Подобные
почвы, вероятно, представляют собой одну из разновидностей желтоцвет¬
ных почв, отличающихся преобладанием А1203 (каолинит, гиббсит) над
Fe(OH)3. Желтая окраска в большой степени связана с малым общим
содержанием железа. Диагностические показатели — преобладание свобод¬
ных (окристаллизованных) форм при повышенном содержании аморфных
соединений в верхней толще.
Желтые кварцево-аллитные почвы на песках (разрезы 9, 23, см.
табл. 46) — специфические почвы, генетически связанные с отложением
песчаных и супесчаных толщ по морским побережьям тропической зоны.
Пески и супеси кварцевые, а содержащийся в них ил (до 10%) выделяет¬
ся каолинитовым составом, поскольку образование песков связано с раз¬
мывом и отмучиванием ферраллитных кор выветривания. Почвы слабокис¬
лые (pH 5,4-5,8), емкость поглощения не более 1—2 мг-экв на 100 г. Сре¬
ди них выделяются слабо и достаточно гумусированные (3—4% гумуса),
что отражается на содержании и распределении форм железа.
Почвы выделяются минимальным количеством валового Fe и преобла¬
данием свободных форм (отдельные глубины). Силикатные формы при
общем минимальном содержании имеют тенденцию повышения с глуби¬
ной, а свободные окристаллизованные — снижения. В верхней толще повы¬
шено содержание аморфных форм.
Гумусово-кварцево-аллитные почвы в отличие от первых формируются
на более богатых силикатным железом супесях, более ’’молодых”, вследст¬
вие чего в них преобладают силикатное Fe, содержание которого сни¬
жается с глубиной. Количество свободных, в основном окристаллизован¬
ных, форм, наборот, существенно увеличивается с глубиной. На этом фо¬
не аморфные формы почти не образуются. Причины такого распределения
заключаются в преобладании минералов с трудно высвобождающимся из
них Fe, а также с бблыиим иссушением верхней толщи, чем нижней. Нако¬
нец, не исключено, что замедление освобождения железа связано и с за¬
щитной ролью гумусовых соединений, покрывающих пленкой почвенные
частицы.
Таким образом, для обедненных железистыми минералами песчаных
почв характерно преобладание свободных соединений Fe и повышение со¬
держания в верхней толще их аморфных форм. В обогащенных железисты¬
ми минералами почвах, наоборот, преобладают силикатные соединения, при
полном отсутствии аморфных форм. Следует подчеркнуть, что и в этих
почвах роль гумусовых соединений в большей степени консервирующая,
чем мобилизующая железо.
Ферритные почвы
Эти почвы впервые были выделены на Кубе (Зонн, 1964). Их образова¬
ние тесно связано с ультраосновными породами. Отличительная особен¬
ность — накопление валового железа (до 40—50% и более). Это предельно
ОжЗЛёЗНсИМЫС тропические почвы, формирующиеся на серпентинитах и
130
на их карбонатной разновидности — керолите. Железо в них находится
в слабо связанном с магниевыми силикатами состоянии, и поэтому при
выветривании оно накапливается за счет выноса магниевых соединений,
при небольшом содержании А1203 и Si02. При хорошей дренированности,
в горных условиях, почвы формируются в слабокислой и нейтрально-ще-
лочной среде, при содержании гумуса в неэродированных почвах до 4-5%.
Емкость поглощения не более 3—5 мг-экв на 100 г. Механический состав
тяжелосуглинистый. В подобных почвах в минимуме содержится сили¬
катное железо, с явным убыванием с глубиной (табл. 47). Некоторое
повышение его в верхних 25—30 см, возможно, связано с образованием
смектитов в смеси с каолинитом (Dirven et al., 1976), что, по мнению
авторов, отвечает наиболее интенсивному выщелачиванию.
В почвах превалирует свободное окристаллизованное железо в виде
гетита (табл. 47), обусловливающего густой малиново-красный цвет.
Оно является диагностирующим, поскольку аморфные формы Fe содержат¬
ся в ничтожном количестве и распределены равномерно во всей толще.
Подобные почвы, несомненно, литогенные и заслуживают быть выде¬
ленными в особый тип, однако французские исследователи относят их
к ферраллитно-ферритным (Quant in, Segalen, 1969; Nalovic, Quant in,
1972, и др.).
Г умус-магниевые сиаллитно-глеевые почвы
Эти почвы, как и предыдущие, формируются на серпентинитах, но,
вероятно, переотложенных, перенесенных на равнину в условия сла¬
бого дренирования. Вследствие этого здесь проявляется глеевый процесс.
Почвы выделяются повышенным гумусонакоплением (до 6—7%) при
нейтральной или слабощелочной реакции. В них проходит менее интен¬
сивное выщелачивание (Dirven et al., 1976), о чем свидетельствует со¬
держание остаточного Mg, а также образование смектитов, аморфного
Si02, магнезита. Кроме того, в этих условиях гетит восстанавливается
до сидерита, чему способствует повышенная концентрация С02 в почвен¬
ном воздухе.
В этих почвах при значительно меньшем содержании валового железа
(до 77-92%, табл. 48) максимум приходится на силикатное. Свободное
железо составляет не более 23%, и его количество резко снижается с глу¬
биной, что указывает на замедление выветривания в условиях избыточ¬
ного увлажнения. Это подтверждается и относительным повышением
содержания аморфных форм Fe. Можно полагать, что образование сиде¬
рита - процесс вторичный. Следовательно, диагностирующими признака¬
ми для этих почв могут быть преобладание силикатных соединений и
повышенное содержание аморфных во всей почвообразующей толще.
Вулканические почвы (андосоли)
Особый интерес представляют вулканические почвы, поскольку они
богаты аллофанами, а также такими минералами, как маггемит, гетит,
ферригидрит и отчасти гематит. Все эти минералы относительно раствори¬
мы, и почвы, их содержащие, должны характеризоваться повышенным
количеством первично аморфных форм Fe. Поэтому, применяя принятую
131
Таблица 47
Соотношение и распределение соединений железа в красной ферритной почве тро¬
пиков Кубы (Зонн, 1970). Сиера Нипе, на серпентинитах, сосновый лес, раз¬
рез 29
Горизонт, глубина, см
Валовое Fe, %
Группы соединений
силикатные
%
% от валового
А, 0-12
18,32
5,57
29,8
А1 15-25
50,86
11,92
23,4
В 30-40
49,20
2,05
4,1
В 60-70
52,53
8,63
10,5
С 110-120
40,45
4,25
10,5
Таблица 48
Соотношение и распределение соединений железа в гумус-магниевой сиаллитно-
глеевой почве. Разрез 10, Куба (Зонн, 1970)
Группы соединений
Глубина, см
Валовое, Fe, %
силикатные
%
% от валового
1-10
15-25
30-40
60-70
14,98
15,23
12,81
10,36
12,00
11,72
10,06
9,53
80,7
77.0
78,5
92.0
систему методов, мы ожидали выявления аллофановой специфики вул¬
канических почв и отличительных от других почв соотношений форм
железа, а также эволюции этих почв во времени.
Для выявления особенностей поведения железа исследовались вулка¬
нические почвы из тропической части Коста-Рики — долины Валле, распо¬
ложенной в центральной кордильере. Она сложена андезито-базальтовыми
лавами, перекрытыми вулканическими пеплами мощностью от 15 см до
2 м. Низкогорные склоны долины расположены в интервале высот от
1000-1100 до 1600—1700 м над ур. моря. Здесь выпадает 2000—3000 мм
осадков; влажный сезон с мая по октябрь, среднегодовая температура
от 19 до 24° С. Почвы развиваются под тропической растительностью, а
район в целом характеризуется наилучшими условиями для возделыва¬
ния кофейных деревьев.
Сопряженно изучены две почвы на одном склоне1: первая на высоте
1100 м, вторая на высоте 1600 м.
Первая почва (разрез 1) имела темную желто-бурую окраску, мало¬
мощный (вероятно, смытый) горизонт А глинистого механического соста¬
ва; прослойки вулканического пепла отмечены на глубине 150—160 см.
1 Исслсдои.шня приводились аспирантом УДН им. П. Лумумбы Оскаром Гомес.
132
Группы соединений
Формы соединений
свободные
ок ристал лизованные
аморфные
%
% от валового
Го
%от валового
%
% от валового
12,75
68,2
12,24
66,8
0,51
3,4
38,86
76,6
38,42
75,6
0,46
1,0
47,15
95,9
46,72
94,9
0,43
1,0
43,90
83,5
43,47
82,7
0,43
0,8
36,20
89,3
35,79
88,4
0,41
1,1
Группы соединений
Формы соединений
свободные
ок ристаллизованные
аморфные
%
% от валового
%
| % от валового
%
% от валового
2,98
19,3
2,19
14,0
0,79
5,3
3,51
23,0
2,19
14,3
1,32
8,7
2,75
21,5
1,72
13,4
1,03
8,1
0,83
'8,1
0,62
5,9
0,21
2,1
Вторая почва (разрез 4) - с черной окраской и мощностью горизон¬
та А до 129 см, супесчано-песчаного механического состава. С глубины
108 см появляется много обломков породы и железистых конкреций,
переходящих в литомаржевую зону.
Можно допустить, что обе почвы развиты из вулканического пепла,
с тем отличием, что на высоте 1600 м пепел меньше выветрел и, возмож¬
но, более ’’молодой”, чем в почве на высоте 1100 м. Последняя также обра¬
зовалась из пеплов, но она более ’’старая”, более выветрелая и, возможно,
частично обогащена пеплом за счет поверхностного стока. Обе почвы раз¬
виты на одинаковых участках склона. Вероятно, взаимосвязь их обуслов¬
лена и временными и высотными факторами. Известным подтверждением
могут служить некоторые их физико-химические показатели (табл. 49).
Первая почва - кислая, малогумусная и, несмотря на глинистый меха¬
нический состав, имеет небольшую сумму обменных оснований, но с пре¬
обладанием в ней обменного Са, что связано с обогащенностью андези-
то-базальтового пепла этим элементом. По этим показателям почва ха¬
рактеризуется ферраллитным составом. ^
Вторая почва — нейтральная, многогумусная, с высоким содержанием
азота и более узкими отношениями С : N, чем в первой почве. Несмотря
на почти полное отсутствие ила, сумма обменных оснований в ней в пол¬
133
Таблица 49
Некоторые показатели вулканических почв (андосол ей) Коста-Рики
№ разре¬
за, высо¬
та над
ур.моря
Глубина» см
рнн,о
С.%
N, %
С: N
0-31
5,4
1,69
0,13
13,1
31-64
5,3
0,92
0,09
ю,;
64-120
5,5
-
-
-
120-150
5,5
-
-
—
150-160
5,3
-
-
-
160-220
5,6
-
-
-
0-41
6,1
8,29
0,84
9,8
41-68
6,1
6,64
0,80
8,3
68-105
6,1
1,85
0,58
3,2
105-129
6,1
-
-
Сл.
129-152
5,9
-
-
152-220
6,0
-
-
и
Таблица 50
Содержание и распределение форм соединений железа в тропических вулканичес¬
ких почвах Коста-Рики
№ разре¬
за, высо¬
та над
у р. моря
Глу¬
бина,
см
Вало¬
вое
Fe, %
Силикатное
Свободное
Окристалли-
зованное
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
Ус от ва¬
лового
0-31
13,13
6,67
50,79
6,46
49,20
4,20
31,98
31-64
14,06
6,34
45,09
7,72
54,99
4,86
34,57
64-120
13,38
6,22
46,48
7,16
53,51
4,96
37,07
120-130
12,68
5,20
41,01
7,48
58,94
4,56
35,96
150-160
13,17
6,36
48,47
6,76
51,52
4,60
35,06
160-220
11,81
5,53
46,82
6,28
53,17
4,12
34,88
0-41
7,37
3,69
50,06
3,68
49,93
0,26
3,52
41-68
9,25
4,35
47,03
4,90
52,97
Нет
Нет
68-105
10,19
4,99
48,97
5,20
51,03
0,36
3,43
105-129
12,06
6,28
52,07
5,78
47,92
1,30
10,78
129-152
11,43
4,55
39,80
6,88
60,19
1,24
10,84
152-220
11,75
4,39
37,36
7,36
62,64
1,60
13,61
тора раза и более выше, чем в первой. Увеличение содержания обменных
катионов связано главным образом с большим количеством гумуса.
Данная почва, вероятно, менее ферраллитизирована, чем первая, вслед¬
ствие ’’молодости”, меньшей выветрелости минеральной части и более
благоприятных условий разложения органических остатков. Не исключе¬
но, что частично содержание гумуса завышено за счет вулканических С02
и углерода (графит).
134
Обменные катионы, мг-экв/100 г почвы
Ил»
Са1*
Mg2*
К*
Al3*
Н*
сумма
2,0
0,7
0,5
0,4
0,4
4,0
49,2
2,0
0,6
0,3
0,2
0,2
3,3
60,0
1,5
0,5
0,2
0,1
0,3
2,6
59,5
1,5
0,5
0,2
0,2
0,4
2,8
54,6
1,0
0,3
0,2
0,7
1,0
3,2
32,7
,1,5
0,5
0,2
0,3
0,5
3,0
42,6
5,0
1,4
0,3
0,2
0,2
7,1
2,0
3,5
0,8
0,1
0,2
0,2
4,8
0,0
3,0
1,3
0,06
0,2
0,2
4,8
0,8
2,0
1,4
0,1
0,2
0,2
3,9
2,3
2,0
1,3
0,1
0,2
0,2
3,8
4,4
2,5
1,8
0,1
0,2
0,2
4,8
2,3
В том числе
Аморфное
В том числе
сильноокрис-
талли зов энное
слабоокристал¬
лизованное
связанное с гу¬
мусом
не связанное с
гумусом
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
%
% от ва¬
лового
0,06
0,45
4,14
31,33
2,26
17,21
0,40
3,05
1,86
14,16
0,11
1,42
"4,76
33,85
2,86
10,24
0,44
3,13
2,42
17,21
0,19
1,42
4,77
35,65
2,20
16,44
0,42
3,14
1,78
13,30
0,16
1,26
4,40
34,70
2,92
23,03
0,46
2,63
2,46
19,40
0,17
1,30
4,43
33,77
2,16
16,46
0,39
2,97
1,77
13,49
0,10
0,85
4,02
34,03
2,16
18,28
0,40
3,38
1,76
14,90
0,26
3,52
Нет
Нет
3,42
46,40
0,49
6,87
2,92
39,62
Нет
Нет
и
4,90
52,97
0,20
2,16
4,70
50,81
0,35
3,43
4,85
47,59
0,10
0,98
4,75
46,61
1,30
10,78
”
«
4,48
37,15
0.08
0,66
4,40
36,48
1,24
10,84
»»
5,64
49,34
0,04
0,35
5,60
48,99
1,60
13,61
*9
5,76
49,02
0,22
1,87
5,54
47,14
На этом фоне особенно четко проявляются специфика и различия почв
по содержанию и соотношению форм соединений железа (табл. 50).
При близких количествах валового железа в породах, (глубина 152—
220 см), его содержание в почве, на высоте 1600 м (разрез 4), снижается,
вероятно, вследствие лессиважа (до глубины 105—129 см). В почве на вы¬
соте 1100 м (разрез 1), наоборот, происходит его накопление вплоть до глу¬
бины 160 см, а распределение не показывает лессиважа.
135
Таблица 51
Группы и формы соединений Fc в черных слитых почвах
№ разреза,
местонахожде¬
ние, угодье
Горизонт, глубина, см
Валовое,
% Fe
Силикатное
%
% от ва¬
лового
VIII, Бирма,
А,
0-12
5,27
3,38
64,1
лес
А,
30-42
4,99
3,21
64,3
В
60-75
4,95
3,12
63,0
С
112-140
5,20
3,73
71,7
XI, Бирма,
А
0-10
6,58
4,95
75,2
пашня
А
25-35
6,78
5,12
75,5
В
40-50
6,43
4,64
72,1
В
60-70
6,90
4,13
60,0
С
110
4,75
4,14
87,1
44, Куба, паш¬
А,
0-10
13,44
10,75
67,7
ня (на извест¬
А,
35-45
14,05
10,87
63,7
няках)
в,
70-80
14,66
12,39
79,0
в,
90-100
14,56
12,14
83,3
С
100-120
14,47
11,99
82,8
4, Алжир, вы¬
А
0-22
7,58
3,05
40,2
сота 200 м (на
В
30-50
6,79
1,98
29,1
сланцах)
С
90-100
6,99
1,88
26,9
12, Алжир, вы¬
А
0-20
7,50
4,86
64,8
сота 700-800 м
В
30-40
6,83
3,89
59,9
(на известня¬
В
45-55
6,99
4,09
59,0
ках)
С
100-110
6,62
3,75
56,6
6 целом же интенсивное накопление общего железа в почвенной толще
разреза 1 подтверждает преобладание ферраллитизации. В почве разреза
4 ферраллитизация совмещается с ясно выраженным лессиважем, что
приводит к перераспределению и частичной потере железа (боковой внутри-
почвенный и поверхностный вынос). Подобное явление в первой почве
отмечается только в поверхностной толще (0—31 см).
В обеих почвах свободное железо, за исключением двух глубин разре¬
за 4, преобладает над силикатным. Характерно, что в более ’’молодых”
пеплах (разрез 4, глубина 129—220 см) свободного железа больше, чем
на тех же глубинах разреза 1. Это преобладание в первом случае связано
с первичными аморфными аллофановыми соединениями железа, а во вто¬
ром — с превращением части этого железа в труднорастворимые вторичные
глинистые силикаты.
Весьма характерным показателем ’’молодых” вулканических почв явля¬
ется незначительность содержания окристаллизованных соединений Fe,
представленных сильноокристаллизованными (от 3,5 до 13,6% от валового
Fe) формами. Их количество незначительно возрастает с глубиной. Для
таких почв показательно отсутствие слабоокристаллизованных форм. В
них резко преобладают аморфные формы; содержание их по профилю
136
Свободное
%
% от вало¬
вого
в том числе
окристаллизованное
аморфное
%
% от вало¬
вого
%
% от вало¬
вого
1,89
35,9
1,46
27,7
0,43
8,2
1,78
35,7
1,30
25,8
0,48
9,9
1,82
37,0
1,36
27,8
0,48
9,2
1,47
28,3
1,10
21,1
0.37
7,2
1,63
24,8
1,00
15,2
0,63
9,6
1,66
24,5
0,98
14,5
0,68
10,0
1,79
27,9
1,09
16,9
0,70
11,0
2,77
40,0
2,04
29,5
0,73
10,5
0,61
12,9
0,35
7,3
0,26
5,6
2,69
32,3
1,88
22,6
0,81
9,7
3,18
36,3
2,82
32,2
0,36
4,1
2,27
21,0
2,05
18,9
0,22
2,1
2,42
16,7
2,29
15,7
0,13
1,0
2,48
17,2
2,31
15,9
0,17
1,3
4,53
59,8
4,05
58,4
0,48
6,4
4,81
70,9
4,05
59,9
0,76
11,0
5,11
73,4
4,15
59,3
0,96
14,1
2,64
35,2
2,35
31,3
0,29
3,9
2,94
40,1
2,62
38,3
0,32
1,8
2,90
41,0
2,62
37,8
0,28
3,2
2,87
43,3
2,65
40,0
0,22
3,3
почти не изменяется1. Не исключено, что повышение содержания аморфных
форм Fe, связанных с гумусом, в пепле (с глубины 152 см) обусловлено
углеродом графита. Влияние современных гумусовых соединений прояв¬
ляется только до глубины 129 см. Преобладают аморфные формы Fe,
не связанные с гумусовыми соединениями.
В более ’’старых” вулканических почвах (разрез 1) содержание и соот¬
ношение свободных форм Fe существенно меняются. В них намечается тен¬
денция к накоплению свободного Fe в средней части профиля (31-130 см).
Содержание окристаллизованного Fe по сравнению с первой почвой в
верхней 120-сантиметровой толще возрастает в 10 раз, а в нижней — в 3 ра¬
за. Такое увеличение происходит преимущественно за счет слабоокристал-
лизованных форм; некоторое накопление их на глубине 64—120 см может
происходить за счет оглинения или лессиважа.
Аморфные формы Fe по всему профилю убывают в 2 раза и более по
сравнению с их содержанием в первой почве, но продолжают сохраняться
на высоком по сравнению с невулканическими почвами уровне. В этой
почве ниже 120 см существенно увеличивается содержание железа, свя-
1Снижение содержания Fe на губине 105-129 см связано с более легкой прослойкой
пепла.
137
занное с гумусовыми соединениями. Железо, не связанное с ними, имеет
тенденцию к лессиважу в верхней 120-сантиметровой толще. В целом
’’старение” почв приводит к образованию слабоокристаллизованных форм
Fe за счет аморфных. Однако количество их продолжает оставаться по¬
вышенным. Среди последних содержание Fe, связанного с гумусовыми
соединениями, в верхней толще постепенно убывает и частично адсорби¬
руется в нижней толще (152-220см).
Аморфные формы в вулканических почвах первичные — аллофановые,
генетически не связанные с повышенным увлажнением. Их относительно
высокие количества обусловлены содержанием таких первичных железис¬
тых минералов, как маггемит, гетит, ферригидрит и отчасти гематит.
Диагностирующим признаком для этих почв служит высокое (> 50%)
содержание свободных форм Fe в относительно ’’молодых” почвах, пред¬
ставленное почти полностью аморфными формами, не связанными с гуму¬
совыми соединениями. В более развитых (’’старых”) доминируют слабо¬
окристаллизованные формы, а аморфные становятся подчиненными, но
имеющими еще важное диагностическое значение.
Не исключено нахождение углерода графита; повышается подвижность
железо-гумусовых соединений с увеличением возраста почв и снижением
высот их залегания.
В целом следует подчеркнуть, что по соотношению, распределению и эво¬
люции форм соединений свободного Fe почвы принципиально отличаются
от всех ранее рассмотренных, что подтверждает их самобытную литологи¬
ческую породу и обусловливает выделение в особую генетическую груп¬
пу — андосолей.
Черные слитые почвы
Эти почвы относятся к внезональным и формируются как в умеренно
теплой, так и в субтропической и тропической зонах. Различия между ни¬
ми сводится к большей оглиненности и меньшей гумусированности в пос¬
ледних двух зонах.
Основные их свойства — высокая глинистость, пластичность и склон¬
ность к трещиноватости при высыхании, обусловленные высоким содержа¬
нием смектитовых минералов вторичного происхождения. Все изученные
почвы, за исключением разреза 4 (Алжир), залегают на известняках или
их делювии; почва разреза 4 — на глинистых карбонатных сланцах.
Содержание гумуса 1-3,5%,pH от 6,7 в верхних до 8,9 в нижних гори¬
зонтах. Основные их показатели и свойства в Бирме, Алжире и на Кубе
довольно стабильны, что подтверждается и поведением железа (табл. 51).
По минеральному составу это почвы сиаллитного типа, в них преобладает
силикатное железо. Только в тех случаях, когда почвы развиваются на
продуктах выветривания глинистых сланцев, богатых свободным железом,
или на их переотложенном материале (разрез 4), в них преобладают сво¬
бодные формы железа над силикатными.
Преобладание силикатных форм связано с высоким содержанием в гли¬
нистой части вторичных минералов, обогащенных железом. При этом, за
некоторым исключением, особенно на глинистых породах, количество их
возрастает вплоть до известняков.
138
Содержание свободных форм железа также возрастает с глубиной,
но только до карбонатных горизонтов. В последних их содержание резко
падает, что связано с коагуляцией железа над этими горизонтами. Однако
при рассеянно пропитанном характере карбонатности (разрез 4) их коагу¬
ляционное действие не проявляется.
Свободное железо в основном представлено окристаллизованными
формами, в своем распределении повторяющими распределение железа
в почве разреза 4, но с еще более резким падением их содержания в кар¬
бонатных горизонтах. Но более диагностирующими являются аморфные
формы. Они во всех почвах образуются или в гумусовом горизонте (раз¬
резы 44, 12), когда высокая карбонатность начинается в подгумусовой
части профиля, или во всей надкарбонатной толще горизонтов А и В],
часто с большим содержанием в последнем горизонте. Такое поведение
зтих форм всецело связано с переувлажнением в сезоны дождей или с
подтоком грунтовых вод, обеспечивающих переход гидратных форм сое¬
динений железа в закисные. Почвы отличаются стойкостью минеральной
части к выветриванию, показателем чего может служить преобладание
силикатных соединений. Глинцстые минералы при плотно-пластичном
сложении, наличии мощных гидратных оболочек на их поверхностях соз¬
дают прочную защиту от разрушения.
Иловато-глеевые и торфянисто-глеевые почвы
Основными региональными проявлениями глеевого процесса в тропи¬
ках являются долины и дельты рек. Среди них наиболее ярко выражена
и занимает огромную территорию дельта р. Меконг. Почвенный покров
здесь формируется под влиянием двух основных факторов: муссонного
выпадения осадков, достигающих 1500—2000 мм, и подпора вод дельты
приливами и отливами вод Тихого Океана.
Протяженность дельты с севера на юг более 200 км и на всем этом прост¬
ранстве два раза в сутки происходит подпор вод в реках и каналах дельты.
Воды поднимаются выше ординара на 1-2 м и затапливают обширные
пространства. Этому способствуют и особенности рельефа дельты. Помимо
основного русла р. Меконг, дельта прорезана большим количеством побоч¬
ных русел и множеством искусственных каналов, разрезающих всю террито¬
рий дельты на отдельные полигоны разных размеров.
Все водные артерии протекают на более возвышенных частях дельтовой
территории. Эти возвышения созданы самими речными потоками, отлагаю¬
щими аллювий и прорезающими русла в них. Поэтому каждый из ”поли-
гонов”, заключенных между реками и каналами, имеет более низкие высо¬
ты, чем прирусловые валы, к которым приурочены водные артерии. Поэто¬
му воды из рек и каналов фильтруются в эти пониженные части и поддер¬
живают высокий, не глубже 1 м, уровень почвенно-грунтовых вод.
В период муссонных дождей все междуречные и межканальные прост¬
ранства покрываются слоем воды высотой 20—30 см. Оттока вод почти
нет, так как вследствие приливов естественный дренаж отсутствует. Все
это создает самые благоприятные условия для максимального проявле¬
ния глеевого и болотного процессов. Глеевый процесс, особенно в
тропических условиях протекает в условиях переменного аэробно-ана>
139
Таблица 51а
Содержание ила, гумуса, форм соединений свободного железа и pH в тропических
глеевых почвах
Глубина,
см
Ил
<0,01
мм%
pH
н2о
Гумус,
7с
Свобод¬
ное
Ье. 7с
Ок ристал ли¬
зованное 1е
В том числг
7с
В 7с от
свобод¬
ного
слабоокрист.
7с
7с от
свобод-
ного
0-10
43,6
3,7
10-20
42,2
3,4
0-10
28,6
3,4
20-30
22,9
3,4
40-50
26,5
2,8
0-10
33,6
3,5
20-30
46,1
3,5
50-60
45,8
3,2
Иловато-глеевая почва
4.00 6,69 5,76
3,65 1,75 1,32
Торфянисто-глесвая почва
10,34 0,58 0,38
9.98 0,71 0,45
4.98 2,56 15,07
Торфяно-глеевая почва
12,30 6,69 5,76
4,40 6,69 5,86
3.0 3,80 2,25
55,1
4,22
32,7
75,4
1,21
63,4
65,5
0,10
17,2
63,3
0,36
22,5
61,3
0,65
25,4
86,1
3,87
57,8
87,6
4,22
/ 63,1
0,9
59,2
0,02
робного режима. При этом превращении затрагивается преимуществен¬
но минеральная часть, посксглху органическая масса подвержена относи¬
тельно быстрой минерализации, а также вымыванию продуктов минера¬
лизации при том интенсивном атмосферном увлажнении, которое проис¬
ходит в дождевой сезон.
Тем не менее известная роль органического вещества как усилителя
реакцией между водными растворами и минеральной частью несомненно
сказывается. Но вследствие слабой изученности особенностей глеевого
процесса в тропиках нельзя отвергать и некоторой консервирующей роли
растворимых органо-миральных соединений, облекающих поверхность
минеральных частиц и тем самым замедляющих процесс ферраллитизации.
Другим отличительным от субтропической и умеренной зон явлением
глееобразования может служить пятнистость — мраморовидность окраски
глеевой толщи. На общем сизом фоне с глубины 20—40 см появляются
овальные или вертикально вытянутые пятна - полосы ярко-желтой, а
иногда и красноватой окраски, обусловленной гидратами и окислами
железа. Своеобразие окраски обусловливается тем, что в толщу глеевых
горизонтов проникает кислород воздуха, а также кислород, образующий¬
ся при минерализации органических веществ.
Окислительные условия сохраняются в виде отдельных пятен и оча¬
гов, маркируемых желтой и красноватой окраской. Поэтому в тропи¬
ческих глеевых почвах наиболее интенсивно и сплошь восстановительные
условия проявляются в верхних избыточно увлажняемых горизонтах. В
глубже л ежащих горизонтах, вплоть до уровня почвенно-грунтовых вод, ве-
140
Аморфное
сильноокрист.
%
Э % от
свобод¬
ного
связанное с гу¬
мусом
не связанное с гу¬
мусом
%
% от
свобод¬
ного
%
% от
совбод-
ного
%
% от
свобод¬
ного
Иловато-глеевая почва
1,64
22,4
0,70 44,8
0,16
10,2
0,54
34,6
0,21
12,0
0,43 24,6
0,14
8,0
0,25
16,6
Торфяно-глеевая почва
0,28
48,3
0,20 34,5
0,11
19,0
0,09
15,5
0,29
40,8
0,26 36,6
0,12
16,9
0,14
19,7
0,92
35,9
0,99 38,7
0,74
28,9
0,25
9,8
Торфянисто-глеевая почва
1,89
28,3
0,93
13,9
0,50
7,5
0,43
6,4
1,64
24,5
0,83
12,4
0,45
6,7
0,38
5,7
0,68
30,2
1,55
40,7
0,42
11,0
1,13
29,7
роятность полного восстановительного режима мала. Здесь восстановительно¬
окислительные процессы чередуются не только во времени, но и в прост¬
ранстве - свидетелями чему служат пятна окисления и восстановления.
Наконец, одним из важных и специфичных процессов, сопутствующих
глееобразованию в тропических условиях, при наличии серусодержащих
соединений (ярозит или сульфатные морские воды), является восстановле¬
ние S04 в S03, сопровождающееся значительным повышением кислотнос¬
ти, с величинами рНн2 о ниже 3, 4. При этом может происходить растворе¬
ние окислов и закисных форм соединений железа.
Подобный процесс известен давно и впервые уго установил Аарнио на
побережье Балтийского моря в Финляндии; почвы, формирующиеся при
этом он отнес кислым железистым солончакам. В настоящем подобный
процесс рассматривают как сульфидное восстановление железа, находя¬
щегося в соединениях, известных по названием ярозитов, с формулой
KFe3 (S04)2 X (ОН)6 и др. При этом возможно образование не только
соединений типа Fe+ 2 (S03) 2, но и ионного железа.
Однако эти процессы, несмотря на их важное знаение для практики
освоения тропических глеевых почв, изучены далеко недостаточно. На¬
ше изучение глеевых почв в пределах дельры р. Меконга позволило вы¬
делить и охарактеризовать формы соединений железа в трех их типах:
а) иловато-глеевых с содержанием гумуса не более 4%; б) торфянисто-
глеевых с содержанием гумуса до 10%; в) торфяно-глеевых с содержанием
гумуса свыше 10%.
Подобное распределение в известной степени условно и основано на степени
141
разложения органических остатков и накоплении гумусовых веществ, а не
на мощности торфянисто-гумусового горизонта. Укажем лишь, что от первого
к третьему подтипу глееобразования увеличивается количество органичес¬
ких остатков, а вместе с ними степень торфянистости. При этом увеличении
мощности горизонта А не отмечено.
Наконец, следует подчеркнуть, что подтип иловато-глеевых почв подраз¬
деляется на собственно-иловато-глеевые под травянистой осоковой расти¬
тельностью и мангровые — под зарослями мангрового типа.
В табл. 51, а приводятся данные по содержанию и соотношению форм сое¬
динений свободного (несиликатного)железа в изучавшихся почвах. Механичес¬
кий состав почв преимущественно иловато-глинистый, но встречаются и
суглинистые разности. В большинстве почв отмечается оглинение с глуби¬
ной. Обусловлено ли это лессиважем или глеевым оглинейием - ска¬
зать трудно. Вероятно, действуют оба процесса. Содержание гумуса почвы
подтверждает ранее установленные таксономические различия. Величины
pH показывают значительную кислотность почв, причем кислотность уси¬
ливается с глубиной, достигая в некоторых почвах величины 2,8.
Существенно отлично от почв всех остальных типов почвообразования
содержание и соотношение форм соединений железа. Во-первых, можно по¬
лагать, что свободные соединения железа преобладают над силикатными,
т.к. при выявленных значениях pH железо может растворятся и переходить
в аморфные или ионные формы. Во-вторых, распределение и соотношение
форм соединений железа показывает зависимости от величин pH и содержа¬
ния гумусовых, наиболее подвижных соединений и от общего их количества.
Общее содержание свободных соединений железа увеличивается от тор-
фянисто-глеевой к торфяно-глеевой почве, что согласуется с содержанием
гумуса. Эта зависимость особенно четко выявляется в гумусовых горизон¬
тах торфянисто- и торфяно-глеевых почвах. Чем выше содержание гумуса,
тем больше в почвах окристаллизованных, а среди них слабокристаллизо-
ванных или сильнокристаллизованных форм соединений железа. Снижение
содержания гумуса в торфянисто-глеевой и особенно в торфяно-глеевой
почве приводит к резкому уменьшению окристаллизованных форм
железа. Подобное явление коррелирует и с наиболее высокой кислот¬
ностью (pH 2,8 - 3,2). Можно полагать, что механизм такого рас¬
пределения окристаллизованных форм соединений железа отражает
в верхних гумусовых горизонтах защиту железистых соединений
гумусовыми веществами. Поэтому Fe слабо подвергается переводу
в более подвижные аморфные формы соединений железа. При уменьшении
содержания гумуса, как в торфяно-глеевой почве на глубине 50—60 см, рез¬
ко снижается содержание окристаллизованных и особенно слабоокристал¬
лизованных форм соединений железа, но несколько повышается, по срав¬
нению с вышележащими горизонтами, содержания сильноокристаллизо¬
ванных форм. Последние, по всей вероятности отражают наличие застаре¬
лых остаточных форм соединений железа, образующихся в конкреции.
В торфяно-глеевой почве отмечается более высокое содержание силь¬
ноокристаллизованных форм соединений Fe во всей толще, при слабом
снижении их на глубине 40—50 см. Весьма возможно, что такое распреде¬
ление связано с менее резким уменьшением содержания гумуса с глубинои
по сравнению с торфяно-глеевой почвой. При относительно малом содержа-
142
нии гумуса в иловато-глеевой почве происходит резкое увеличение с глуби¬
ной (под уровнем .грунтовых вод) слабоокристаллизованных и относитель¬
но резкое падение сильноокристаллизованных форм соединений железа.
Слабая защита гумусом соединений железа приводит к их растворению в
горизонте А (0—10 см), с чем и связана относительно меньшая устойчи¬
вость и отчасти вмывание в горизонт D (10-20 см).
Следствием длительного переувлажнения почв в годовом цикле является
относительно высокое содержание аморфных форм соединений железа, в
которые, возможно, входит и ионное железо, особенно в иловато-глеевой
и торфяно-глеевой почвах на глубине 50-60 см.
В целом же распределение аморфных форм соединений железа как
правило, показывает его диагностическую роль. Она сводится к тому, что
с повышением гумусированности и торфянистости уменьшается удельный
вес этих соединений и повышается роль и значение окристаллизованных
соединений. Окристаллизованность повышается за счет сегрегации соеди¬
нений железа. Остается только неясным, что эта сегрегация современная
или остаточная. Выяснение этого вопроса - дело дальнейших исследований.
Сейчас можно лишь отметить, что высокий удельный вес аморфных соеди¬
нений при весьма кислой реакции среды, в которой они образуются, создает
предпосылки к подвижности — миграции и выносу железа, чего нельзя
считать положительным фактором. Потеря железа ухудшает физические
свойства почв, а наличие его в сульфидных соединениях токсично для мно¬
гих сельскохозяйственных культур.
ЧАСТЬ III
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ
МИГРАЦИИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ГЕОГРАФИИ И ГЕОХИМИИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
После рассмотрения фактических материалов о соединениях железа
в почвах в большом ряду почв мира представляется возможным перейти
к выявлению некоторых общих педогеохимических закономерностей их
поведения и установлению причин последнего. При этом мы будем базиро-
ваться на следующих общих положениях, установленных ранее.
1. Соотношение силикатных и свободных форм соединений железа
принимается за показатель интенсивности выветривания минеральной час¬
ти почв: чем больше свободных форм Fe, тем интенсивнее выветривание.
2. Подвижность свободных окисных и гидроокисных форм соединений
железа практически не отмечается, так как в существующих интервалах
pH в почвах эти соединения нерастворимы.
3. Окиси и гидроокиси железа входят в состав ила или находятся в виде
пленок на поверхности илистых частиц. Поэтому перераспределение окис¬
ных и гидроокисных соединений Fe обусловлено преимущественно мигра¬
циями ила, их содержащего, — при лессиваже и других элементарных поч¬
венных процессах (ЭПП), повышающих подвижность ила.
143
4. Аморфные соединения железа относятся к подвижным, но их под¬
вижность остается неясной и недоказанной. Гумусово-железистые аморф¬
ные соединения обладают подвижностью, но содержание их в большинстве
почв очень мало и составляет ничтожную долю в общей геохимической
миграции железа. Лишь при незначительном накоплении грубой подстил¬
ки (источник органических кислот) роль ее становится^ведущей.
5. Восстановление железа до закисных форм охватывает как свободные
соединения, так и связанные с илом. Поэтому закисные соединения могут
мигрировать в свободном и в связанном с илом состоянии.
6. Закисные соединения образуются при анаэробиозе, возникающем как
при грунтовом, так и при поверхностном переувлажнении. Поэтому восста¬
новительные процессы могут быть постоянными или длительными и крат¬
ковременными или сезонными. В зависимости от этих условий меняются
интенсивность и соотношение миграционных форм железа.
7. Образование тех или иных соотношений и превращения одних форм
железа в другие вызываются различными причинами и ЭПП. Преобразова¬
ния могут быть эволюционными, или стадийными, и первичными - геоло-
го-геохимическими (вулканическими). Поэтому невозможна однозначная
трактовка их генезиса и диагностического значения. Взаимосвязи и взаи¬
модействия форм железа сложны и многообразны и определяются как
природными, так и антропогенными факторами и причинами.
8. Одни и те же или близкие соотношения форм соединений Fe в почвах
могут определяться различными геохимическими причинами и (или)
изменениями природных факторов их образования, и в первую очередь
изначальными их соотношениями в почвообразующих породах, гидротер¬
мическими условиями - зональными и региональными; отражать остаточ¬
ные от прошлых стадий почвообразования соотношения и стадийную дина¬
мику их под влиянием сезонных и годовых гидротермических режимов.
Выявление влияния всех этих причин биогеохимического поведения
железа в почвах на данном этапе не может быть полным, поскольку иссле¬
дования в этих направлениях начаты недавно. Тем не менее даже неполное
их рассмотрение может иметь важное научное и практическое значение.
Рассмотрение соотношений форм соединений Fe ведется по их относи¬
тельным величинам - в процентах от валового количества. Эти величины
более показательны и сопоставимы, чем абсолютные содержания. Колеба¬
ния последних весьма значительны и обусловлены многими причинами.
Наконец, рассмотрение базируется на осредненных по горизонтам (го¬
ризонты А + В) величинах и на профильном распределении.
Основное внимание сосредоточено на выявлении зависимостей соот¬
ношений групп и форм соединений Fe от следующих факторов: а) элемен¬
тарных процессов, формирующих основные типы и подтипы почв мира;
б) зональных и региональных изменений климата; в) состава соедине¬
ний железа в почвообразующих породах; г) переувлажнения почв.
Рассмотрение перечисленных зависимостей научно значимо как в пла¬
не объективных диагностических показателей основных ЭПП, определяю¬
щих формирование типовых и подтиповых различий почв, так и для
вскрытия генетической ovuihocth отклонений от них, обусловленных
природными и aHTponorei vm факторами.
144
СОЕДИНЕНИЯ Fe И ДИАГНОСТИКА ЭПП
В современном почвоведении одним из перспективных направлений в
области генезиса и классификации почв является учение об элементар¬
ных почвенных процессах (Герасимов, 1973). В основе его лежит вос¬
становление процессов, обусловливающих формирование и эволюцию
почв по их составу и свойствам.
К наиболее важным факторам, участвующим в организации почв на
типовом и подтиповом таксономических уровнях, следует относить: гид¬
ротермические режимы почв и определяемые ими окислительные и вос¬
становительные условия; состав, свойства биоценозов, их продуктивность
и возврат ими в почву различных продуктов метаболизма; способность
превращения последних в гумусовые вещества и влияние всех этих фак¬
торов на почвообразующий субстрат, аккумуляцию, миграцию и эволюцию
веществ в почвах.
При этом дополнительным контролем перечисленных взаимодействий
могут служить количественные показатели факторов почвообразования.
Взаимозависимости состава и свойств почв с их режимами имеют прямую
и обратную связи, поскольку действие каждого элементарного процесса
определяет эволюционное изменение их, а вместе с ними и организацию
почвенного профиля. Так, при подзолообразовании на определенной ста¬
дии развития иллювиального горизонта В происходит уменьшение его во¬
допроницаемости, что приводит к возникновению поверхностно-глеевого
или элювиально-глеевого процесса и др.
В прошлом при недостаточной изученности состава и свойств почв
элементарно-процессный подход основывался преимущественно на дедук¬
тивно-субъективном восприятии и трактовке факторов почвообразования.
В настоящем установление ЭПП базируется на объективных почвенных
показателях — статических и динамических (режимных), что способствует
уточнению, углублению и выделению из ранее установленных более широ¬
ких процессов ряда новых ЭПП с характерными для них составом и свойст¬
вами почв.
Развитие этого направления стимулировало необходимость выработки
корректных и объективных показателей для диагностики ЭПП. Для многих
почв таким синтетическим показателем оказалось почзенное железо. Груп¬
пы и формы соединений его хорошо коррелируют с составом и свойствами
почв и отражают эволюционные подтиповые связи и переходы от одного
типа к другому. При этом мы исходим из допущения, что каждый тип почв
формируется под ведущим влиянием одного ЭПП, эволюция же соверша¬
ется в результате совмещения ведущего ЭПП с подчиненным. Последний
на определенной стадии развития профиля переходит в ведущий, а пред¬
шествующий ведущий становится подчиненным или остаточным. При этом
могут зарождаться и другие ЭПП, но их воздействия на состав и свойства
почв не выявляются или они не приобретают диагностирующего значегия.
Наряду с охарактеризованной существует и другая концепция, по кото¬
рой каждый профиль может формироваться под влиянием нескольких
ЭПП, а отдельные горизонты одного профиля могут отражать влияние
различных ЭПП (Таргульяк и др., 1974). Такое разночтение одного и то¬
го же понятия обусловлено существенно различным пониманием и толко-
ьанием ЭПП. Мы вслед та И.П. Герасимовым считаем, что ЭПП — достаточ-
Ю Зак 1805 145
но крупная таксономическая категория, находящая отражение в свойствен¬
ном каждому ЭПП строении профиля почвы, с закономерно изменяющими¬
ся составом и свойствами слагающих его генетических горизонтов.
Следовательно, проявление каждого ЭПП простирается на всю толщу,
подвергающуюся воздействию того или иного гидротермического режима
и свойственного ему или измененного человеком биоценоза. Поэтому все
горизонты, составляющие профиль того или иного типа, развиваются
одновременно и находятся во взаимосвязях и взаимозависимостях. Су*
шествующие в природе отклонения от этого правила обусловлены объек¬
тивными причинами, отражающимися в составе и свойствах почв.
Вероятно, наиболее правильным было бы номенклатуру ЭПП строить не
по названиям типов почвообразования, а по тем ведущим режимам, кото¬
рые определяют выражение того или иного типа и подтипа почв. Однако
такая номенклатура полностью еще не разработана. Напомним, что в но¬
менклатуре ЭПП существует традиционная синонимика с типовыми обоз¬
начениями почв. Например, подзолообразовательному процессу соответст¬
вует подзолистая почва и т.д. Наряду с этим применяется и номенклатура
почв, отражающая не процессы, их формирующие, и не свойства почв, а
широкие ландшафтно-поясные особенности, например горно-луговые аль¬
пийские и горно-луговые субальпийские почвы и т.д.
Принятая нами номенклатура основана на том, что для каждого ЭПП
характерны определенные состав и соотношения групп и форм соединений
Fe и что, следовательно, они могут объективно характеризовать генети¬
ческое и классификационное положение почв. Исходя из этих предпосы¬
лок, рассмотрим предлагаемую диагностику основных ЭПП по соотноше¬
нию групп и форм соединений Fe.
Диагностика основных ЭПП по соотношению групп
и форм соединений железа
^Данные по содержанию, распределению и соотношению групп и форм
соединений Fe в генетически различных типах почв^ мы попытались систе¬
матизировать в целях выявления средних показателей для каждого ЭПП
и представить их в виде величин (от — до) по каждым группе и форме
соединений железа (табл. 52). Такой подход может быть недостаточно
корректен, но тем не менее с его помощью установлены различия, свойст¬
венные каждому ЭПП, и их особенности, а также показатели для объеди¬
нения ЭПП в генетические группы, и выявлены те из них, для которых не
получены еще достаточно четкие показатели соотношения групп и форм
соединений железа.
Такой подход позволил выделить группы типов почв с преобладанием
одного из основных ЭПП, а также группу типов почв с варьирующими
в широких пределах силикатными и свободными соединениями Fe. Кро¬
ме того, два ЭПП — лессивирование и слитообразование — процессы, прояв¬
ляющиеся во многих типах почв, поэтому они имеют весьма широкие коле¬
бания диагностирующих групп и форм соединений железа. ЭПП-глееобра-
зование имеет самостоятельное проявление как в типовом ранге, так и
в подтиповом, налагающемся одновременно с другими процессами, но
с различной степенью выраженности. Таким образом, эти три ЭПП приоб-
146
Таблица 52
Диагностические соотношения групп и форм соединений железа основных ЭПП,
% от валового Fe
В составе свободного
ЭПП
Сили¬
катное
Свобод¬
ное
сильно-
окрис-
талли-
зован-
ное
слабо¬
ок рис¬
тал ли -
зован-
ное
аморф¬
ное
Типы почв
Гумусонакопле-
ние
Гумус-лесси-
вирование
66-76
35-23
1-11
18-25
2-5
Сероземы, каш¬
тановые, черно¬
земы
слабое
63-65
37-35
1-5
21-27
7-11
Темно-серые
лесные
сильное
57
43
4
33-35
4-5
Серые лесные
Коричнево-
земный
51-75
33-49
0-11
15-36
2-13
Коричневьде
Слитообразо-
вание
64-68
36-32
27-32
4-6
Слитые субтро¬
пиков и тро¬
пиков
Глееобразова-
ный
54-81
19-46
0-14
17-29
2-23
Торфяно-гле-
евыс, тундро¬
вые, гумус-
глеевые
Ферраллит-
ный
25-40
75-60
25-49
16-31
4-10
Ферраллитные
кислые
Ферритный
10-27
73-90
71-89
1-2
Ферритные на
серпентине
Аллитный
23-30
61-77
56-71
3-10
Желтые аллит
ные
Кварцево-
аллитный
Буроземо-
образование
78-93
7-22
5-
-21
1-2
Кварцево-
аллитные
равнинное
46-70
30-54
4-9
21-36
9-21
Бурые лесные
горное
28-68
32-72
1-10
28-40
2-12
То же
Сиаллит-
ферраллит-
ный
43-56
44-57
40-49
2-6
Саванные,
желтоземы суб¬
тропические
Лессивирова-
ние
46-66
34-52
21-40
6-21
Различные
Подзоло¬
образование
27-63
38-73
7-25
0-33
2-35
Подзолы, дер-
ново-подзо-
листые
Аморфно-
ферраплит-
ный
40-51
60-49
3-11
Нет
46-49
Вулкани¬
ческие
147
ретают более важное значение для подтиповой диагностики почв, что было
локазано при систематическом рассмотрении данных по формам соеди¬
нений Fe.
Наконец, выявился особый тип ЭПП по превалирующей и почти един¬
ственной форме соединений Fe — аморфно-ферраллитный, связанный с
вулканическими (пепловыми) отложениями.
Особое место занимает ЭПП-подзолообразование вследствие наибольшей
дифференциации соединений Fe в профиле: обеднение верхней части сили¬
катными и свободными группами соединений Fe и обогащение последними
горизонта Bh с преобладанием среди них аморфных и слабоокристаллизо¬
ванных форм, а горизонта С — силикатными и сильноокристаллизованными
соединениями Fe.
Такое распределение Fe, как отмечалось и ранее, служит наиболее ярким
и четким отражением разрушения первичных силикатов и накопления
продуктов их разрушения, особенно Fe, в горизонте В. Именно это явление
наиболее характерно для подзолообразования и отличает его от всех осталь¬
ных ЭПП.
Неясными, требующими дальнейшего изучения представляются два
ЭПП — буроземообразование и коричневоземообразование. Неясность
заключается в близких для них отношениях всех свободных соединений Fe,
что и заставляет относить буроземообразование к третьей (смешанной)
группе.
Г На основе принятых придержек в соотношениях силикатных и свобод¬
ных групп соединений Fe все ЭПП четко подразделяются на следующие
группы:
Соединения Fe, % ЭПП
Силикатные > 50 Гумусонакопление, гумус-лессивирование,
коричневоземный, глеевый, слитообразо-
вание
Свободные > 50 Ферраллитный, ферритный, аллитный
Силикатно-свободные 40-70 Буроземный, сиаллит-ферраллитный, лес-
сивирование, подзолообразование
Аморфно-ферраллитные >46 Вулканогенно-аллофановый
Рассмотрим особенности поведения соединений Fe в каждом из ЭПП.
Первая группа (силикатных соединений Fe> 50%)
Гумусонакопление. Наиболее ярко этот ЭПП проявляется в накоплении
гумуса в слабокарбонатной и сильнокарбонатной средах. Высвобождение
Fe из силикатов замедленное, вследствие чего в них преобладают силикат¬
ные его соединения, а свободные представлены преимущественно слабо-
окристаллизованными формами соединений Fe; орошение повышает со¬
держание аморфных форм в горизонте А. В дальнейшем, вероятно, будет
обосновано разделение этого процесса на два: а) гумусово-аккумуля-
тивный (черноземы и темно-каштановые почвы) и б) гумусово-минера-
лизационно-карбонатный (сероземы, серо-бурые и светло-каштановые поч¬
вы) .
В гумусово-аккумулятивном процессе начиная с выщелоченных чер¬
ноземов к темно-каштановым почвам повышается содержание слабо-
148
окристаллизованных и аморфных форм при слабой их миграции в гори¬
зонт В.
Гумусово-лессивированный. Этот процесс в отличие от первого харак¬
теризуется повышением содержания свободных, снижением сильно¬
окристаллизованных и повышением слабоокристаллизованных соедине¬
ний Fe и миграцией последних в горизонт В за счет ясно выраженного
лессиважа. Соотношение форм соединений Fe не указывает на проявле¬
ние подзолообразовательного процесса.
Коричневоземный, вероятно, неустановившийся ЭПП, стоящий на гра¬
нице между гумусово-лессивированным и буроземным процессами. Для
него характерно дальнейшее повышение содержания свободных форм
соединений Fe (до 50%), при сильной дифференциации по профилю и в
пространстве сильно- и слабоокристаллизованных форм, с тенденцией уве-
пичения их содержания по сравнению с первыми процессами, особенно
в горизонте В (метаморфизация и лессиваж), а также увеличение содержа¬
ния аморфных форм в горизонте А.
Слитообразование. ЭПП, в своем проявлении не подчиненный зональ¬
ным закономерностям и не отражающийся четкой диагностикой по соот¬
ношению форм Fe. Для него характерно отношение силикатного Fe к сво¬
бодному, равное 2 : 1, и превалирование в последнем окристаллизованных
форм, частично входящих в смектитовые минералы. Процесс может быть
самостоятельный — первичный и налагающийся — вторичный (на почвы с
другими процессами).
Глееобразование. ЭПП, самостоятельно проявляющийся во всех зо¬
нальных условиях и совмещающийся с другими ЭПП при избыточном по¬
верхностном (экзоглей), грунтовом (эндоглей) и смешанном (параглей)
увлажнениях (Герасимов, 1975). Глеевый процесс консервирует (тор¬
мозит) выветривание первичных минералов, вследствие чего в тундровых
условиях резко преобладают силикатные соединения Fe, а в южных их
количество несколько снижается. Преобладают слабоокристаллизованные
и аморфные формы Fe. Последние аккумулируются больше всего в го¬
ризонте А. Сильноокристаллизованные формы отсутствуют или представ¬
лены незначительно. Преобладают в северных условиях закисные, а в юж¬
ных - трехвалентные гидратные и закисные формы Fe.
Вторая группа (свободных соединений Fe > 50%)
Ферраллитный. Основной ЭПП во влажнотропических регионах; преоб¬
ладание свободных форм над силикатными. В дальнейшем возможно под¬
разделение по соотношению этих групп Fe. В субтропиках больше силикат¬
ных, а в тропиках свободных соединений, преобладающих над силикатны¬
ми, во всех условиях среди свободных форм — преобладание или близкое
к равному содержание сильно- и слабоокристаллизованных форм Fe,
аморфные формы практически отсутствуют (не более 10%).
Ферритный. Преобладание или содержание почти одного свободного
Fe, связанного с выветриванием ультрабазитовых пород в условиях влаж¬
ных субтропиков и тропиков, с формированием специфических ферраллит-
ных почв. Эти почвы диагностирует преобладание окристаллизованных
форм Fe. Возможно подразделение по степени выветрелости почвенной
массы.
149
Аллитный. ЭПП, близкий к ферраллитному; основное отличие - диф¬
ференциация профиля по содержанию свободных соединений Fe. Для ти¬
пичного аллитного ЭПП характерно преобладание свободных соединений
железа над силикатными, а в них — превалирование окристаллизованных
форм. В абсолютных величинах А1 преобладает над Fe, что и определяет
аллитность минеральной части. Выделяется песчано-кварцевая аллитиза-
ция, несмотря на повышенное содержание силикатного Fe, в иле свободное
Fe преобладает. В подобных почвах ’’силикатное железо” скорее находится
в виде застарелых пленок на кварцевых зернах, а не в составе кристалли¬
ческой решетки силикатов. При суглинистом составе окристаллизованное
железо концентрируется в горизонте В часто в виде новообразований, а
при песчаном — в горизонте С в виде пленок окристаллизованного Fe.
Третья группа (силикатно-свободных соединений Fe 45-70%)
Буроземный. ЭПП неустановившегося слабодифференцированного соот¬
ношения и распределения силикатных и свободных соединений Fe, с коле¬
баниями каждого от 28-32 до 70—72%. В составе свободных соединений
преобладание слабоокристаллизованных форм с тенденцией их миграции
в горизонт В, а в горизонте А биогенное накопление аморфных форм (до
20% от валового). Буроземообразование в равнинных умеренно холодных
условиях отличается меньшим накоплением свободного Fe и большим
аморфного по сравнению с умеренно теплыми условиями. И в тех и в дру¬
гих преобладают слабоокристаллизованные формы.
Сиаллит-ферраллитный. ЭПП, профильно дифференцированный вследст¬
вие миграции свободных соединений Fe и относительного накопления в
верхних горизонтах силикатного Fe, а в горизонтах В — конкреционных
и кирасных — также свободно-силикатных или гидратных форм соеди¬
нений Fe. В составе свободных преобладают окристаллизованные формы.
В тропиках этот процесс связан с переменно-влажно-сухим саванным увлаж¬
нением, а в субтропиках — с влажным лесным.
Лессивирование. ЭПП, налагающийся на основные процессы и выделяю¬
щийся преобладанием как силикатных, так и свободных соединений Fe.
На этом фоне происходит перераспределение слабоокристаллизованных и
аморфных форм Fe с накоплением их в горизонте В.
Подзолообразование. ЭПП наибольшей профильной дифференциации
соединений Fe, обусловленной разрушением силикатных минералов и миг¬
рацией Fe в виде органо-минеральных соединений в горизонт Bh. Характер¬
но почти полное отсутствие слабоокристаллизованных и аморфных соеди¬
нений в горизонтах кх, А2 и накопление их в горизонте Bh. Четко подраз¬
деляются стадии подзолообразования по степени выноса и иллювиированию
свободных и аморфных форм соединений Fe.
Аморфно-ферраллитный - с близким или немного преобладающим со¬
держанием свободных соединений Fe над силикатными, представленными
почти полностью аморфными формами, диагностирующими этот ЭПП;
слабоокристаллизованные формы отсутствуют, а сильноокристаллизован-
ные находятся в минимуме. Распределение аморфных соединений рав¬
номерное или слабо снижающееся с глубиной. С увеличением возраста вул¬
канических почв аморфные формы переходят в слабоокристаллизованные.
150
ВЛИЯНИЕ ОТДЕЛЬНЫХ ФАКТОРОВ НА СОЕДИНЕНИЯ ЖЕЛЕЗА
Зависимость содержания и распределения железа
от биоклиматических условий
Биоклиматические условия, и особенно гидротермические режимы поч¬
вообразования, довольно четко отражаются на всех соотношениях групп
и форм соединений железа в основных типах почв. Это отражение наиболее
ярко проявляется в генеральной закономерной смене горизонтальных
биоклиматических зон в пределах северного полушария, особенно на тер¬
риториях, удаленных от океанических пространств. Последние, как извест¬
но, нарушают и осложняют закономерное формирование зональных био¬
климатических и почвенных систем.
Биоклиматические зоны в общем плане рассматриваются как террито¬
рии с примерно одинаковыми биологическими и почвенными компонента¬
ми. Однако такое представление сменяется более усложненным, сводящим¬
ся к тому, что в пределах каждой биоклиматической зоны более или менее
постоянен климатический режим.
Этот фактор в наибольшей степени определяет формирование различных
типов растительности. При этом в каждой биоклиматической зоне форми¬
руется определенное многообразие гидротермических режимов почв, что
обусловлено сменами растительных формаций в зависимости от почвооб¬
разующих пород, рельефа и других факторов. Поэтому в каждой зоне на
фоне генерального биоклиматического или зонально-биогеоценотического
соотношения групп и форм Fe формируются частные соотношения их,
отражающие эволюционные стадии развития и перехода почв одного типа
через ряд подтипов к другому типу. В большинстве случаев и эти законо¬
мерности объективно фиксируются изменением распределения и соотноше¬
ния форм железа.
В субтропической и тропической зонах зональные закономерности в
соотношениях групп и форм железа сглаживаются или стираются вследст¬
вие уменьшения амплитуды их колебаний. В большей мере проявляют¬
ся закономерности, обусловленные внутризональными изменениями поч¬
вообразующих пород, возрастными стадиями развития почв, типов расти¬
тельности, гидроморфизма и других факторов. Однако вычленение в та¬
ких случаях ведущих факторов не всегда возможно. Тем не менее по¬
пытки и в этих направлениях будут сделаны в последующих разделах.
Перейдем к рассмотрению влияния зонально-биоклиматических факто¬
ров на соотношение групп и форм соединений Fe в почвах.
Соотношение силикатных и свободных соединений Fe
Это соотношение существенно зависит от увеличения температур воз¬
духа от тундровой зоны к пустынной. В пределах СССР эти закономер¬
ности в основном определяются нарастанием температур и увеличением
увлажнения от тундровой зоны до лесостепной. Происходящие к югу
от нее нарастание температур воздуха и уменьшение увлажнения вызы¬
вают иную смену этих закономерностей, что показывают диапазоны ко¬
лебаний содержания силикатных и свободных соединений Fe, осреднен-
ные по профилям почв (табл. 53).
151
Таблица 53
Колебания относительных величин содержания групп соединений железа в зональном
разрезе, % от валового
Биоклиматическая зона. Почвы
Силикатное
Свободное
Умеренно
>теплый пояс
Тундровая. Поверхностно-глеевые
71,4-86,6
13,4-28,5
Лесная хвойная. Дерново-подзо¬
47,1-66,1
36,5-52,7
листые
Лесная хвойно-широколиствен-
44,5-78,8
21,2-55,5
ная. Бурые лесные
Лесостепная. Серые лесные
56,9-56,5
35,5-43,2
Степная. Черноземы
65,6—74,8
25,1-34,4
Пустынная. Сероземы
66,0-71,8
28,7-34,0
Горная поясность*
Сухие леса и кустарники. Корич¬
38,9-79,2
20,8-61,1
невые
Сухие леса. Феррсиаллитные
31,8-58,1
41,9-68,2
Широколиственные леса. Бурые
27,9-52,4
47,6-72,1
лесные
Буро-псевдоподзолиетые
35,1-44,1
53,0—64,9
Субтропический пояс
Лесо-саванная. Коричневые
63,5-70,1
26,7-33,9
Листопадные леса. Желтоземы
38,7-43,5
56,5-61,3
То же, желтоземно-псевдоподзолистые
25,8-45,9
54,1-74,2
Вечнозеленые леса. Красноземы
36,3-49,5
50,5-63,7
Заболоченные леса. Гумус-глеевые
57,8-80,8
19,2-42,9
Травянисто-луговая. Слитые
56,7-64,8
35,2-43,3
Влажнотропический пояс
Лесо-саванная. Красно-бурые пссвдо-
43,1-56,0
44,0-56,9
подзолистые
Вечнозеленые леса. Ферралчитные
43,1-56,9
25,2-73,3
То же. Аллитные (суглинистые)
23,4-39,5
60,5-76,6
Вулканические
41,1-52,1
47,9-61,4
Слитые
62,4-80,6
29,1-32,3
* В пределах умеренно-1енлой биоклиматпческой зоны
Повышение содержания силикатных соединений Fe под хвойно-ши-
роколиственными лесами связано с обогащепностыо пород железом, что
и обусловливает меньшую их вывегрелосгь и формирование бурых лес¬
ных почв. Этому способствует и мюлсвое разложение подстилки, при
котором уменьшается доля выхода свободных органических кислот и
увеличивается их нейтрализация минеральными продуктами выветри¬
вания.
Крайним выражением подзолообразования является формирование гу¬
мус-железистых иллювиальных подзолов. В них содержание силикатного
Fe колеблется в пределах 26,8 62,8%, а свободного - от 37,2 до 73,2%
(от валового). Минимальные нелнлны силикатного и максимальные сво¬
152
бодного Fe приурочены к горизонту Bh, что указывает на интенсивное
разрушение первичных минералов в горизонтах А2 и В и на накопле¬
ние в последнем свободных форм Fe. Этим подзолообразование отличает¬
ся от буроземообразования и псевдоподзолообразования: при проявлении
последних двух ЭПП такого разрушения минералов не происходит. Таким
образом, только одно соотношение групп соединений Fe хорошо диагности¬
рует ведущее влияние подзолообразования.
Если в лесной зоне выветривание и разрушение минералов происходят
наиболее интенсивно, то уже к югу от нее вследствие повышения терми¬
ческого и снижения гидрологического режимов вплоть до пустынной зоны
приводит к постепенному увеличению содержания силикатных и умень¬
шению свободных соединений Fe. В этих зонах в большей степени происхо¬
дит физическая дезинтеграция минеральных частиц вплоть до ила
(< 0,001 мм) и стабилизация его распределения в профиле вследствие
нарастания карбонатности. При этом усиливается коагуляция ила, а сле¬
довательно, и железа, переносимого вместе с ним.
В условиях южных горных стран, где почвообразование развивается
на слабо измененных горных породах с преобладанием первичных или
вторичных минералов, а также окисных и гидроокисных свободных сое¬
динений железа, остаточных от третичного периода и более ранних стадий
формирования отложений (а может быть, и почвообразования), колебания
в содержаниях групп соединений Fe большие, чем в предыдущих. Но все
же они достаточно четко коррелируют с вертикально-поясными сменами
гидротермических режимов.
Снизу вверх прослеживаются такие закономерности: в поясе или фраг¬
ментах пояса сухих лесов и кустарников в коричневых почвах при наиболь¬
ших диапазонах колебаний и силикатных, и свободных соединений Fe
все же предельно высокое содержание первых больше, чем в почвах осталь¬
ных вертикальных поясов. Так, в феррсиаллитных почвах того же пояса
и лесного пояса колебания меньше. В них четко снижается содержание
силикатных и повышается содержание свободных групп соединений Fe.
В поясе широколиственных лесов в бурых лесных типичных почвах проис¬
ходит дальнейшее уменьшение содержания силикатных и увеличение сво¬
бодных соединений Fe, что коррелирует с усилением высвобождения Fe
из силикатных форм при более интенсивном выветривании в условиях
большего увлажнения. В буро-псевдоподзолистых почвах того же пояса
отмечается дальнейшее уменьшение содержания силикатных соединений
и увеличение свободных, а также более резкая дифференциация этих соеди¬
нений по профилю.
В целом же и в горных условиях соотношение рассмотренных групп
соединений Fe четко отражает зависимость изменений их содержания от
вертикально-высотных поясов. При этом уменьшение силикатных и уве¬
личение свободных соединений с повышением высот и со сменой раститель¬
ности более четко отражают: силикатное Fe по наибольшим, а свободное
по наименьшим величинам их колебаний.
Следует заметить, что в горных условиях большую роль приобретают
остаточные свободные соединения железа. Возможно, они настолько заста¬
рели и окристаллизовались, что не поддаются растворению реактивами,
применяемыми в методах Джексона, Тамма и Баскомба; поэтому и повы-
153
шается удельный вес силикатных соединений. Особенно это касается корич¬
невых и буро-псевдоподзолистых почв.
В субтропических условиях зональные почвы - желтоземные и красно¬
земные — выделяются дальнейшим повышением удельного веса свобод¬
ных и снижением силикатных соединений Fe, при узком диапазоне величин
последнего.
В среднем можно предложить величину 50% и более относительного со¬
держания свободного Fe за показатель начала ферраллитизации. Но этот
показатель должен применяться дифференцированно, с учетом особеннос¬
тей профильного распределения железа. Так, в бурых псевдоподзолистых
почвах подобная величина свойственна отдельным горизонтам и обусловле¬
на реликтовым почвообразованием (конкреции, кирасы и т.д.).
Развитые в субтропическом поясе почвы сиаллитного состава: коричне¬
вые, слитые, гумус-глеевые - выделяются преобладанием силикатного Fe
с нижним пределом более 50% и верхним более 64—80% и свободного соот¬
ветственно более 19 и более 33,9%. Обращает на себя внимание низкое со¬
держание последних в коричневых почвах, что может служить дополни¬
тельным доказательством преобладания в них застарелых сильноокристал¬
лизованных соединений Fe, как это отмечалось для коричневых почв уме¬
ренно теплого пояса.
В тропическом поясе нижний предел содержания силикатных соединений
Fe составляет менее 50% (до 23%), а верхний предел — не более 59%. Соот¬
ветственно свободных форм соединений Fe содержится от 25 до 76%. Одна¬
ко следует подчеркнуть, что и в этих условиях, вероятно, еще более высо¬
кая степень остаточной кристаллизации Fe сказывается на нижнем пределе
содержания силикатного Fe. Это особенно касается ферраллитных почв,
где нижний предел определяется остаточной кристаллизацией Fe и выносом
его в виде FeO в дождливые сезоны из горизонта А2.
Особого внимания заслуживают вулканические ферраллитные почвы.
В них соотношение рассматриваемых групп железа скорее первичное,
свойственное их содержанию в пеплах, чем обусловленное почвообразо¬
ванием. Влияние последнего проявляется в меньшей степени.
В группе сиаллитных почв тропической зоны — коричневых и слитых
силикатных — соединений Fe значительно больше, чем в аналогичных поч¬
вах субтропической зоны. Подобное отклонение, вероятно, также связано
с предшествующими современным стадиями почвообразования, а также
с выносом (коричневые) и привносом с илом (слитые) железа поверхност¬
ным и внутрипочвенным стоком.
Свободное железо
Формы соединений свободного Fe в более сложных соотношениях, в пре¬
делах активной толщи почвообразования (горизонты А + В), также отра¬
жают зональные и поясные (в горах) закономерности (табл. 54). В уме¬
ренно теплом климатическом поясе в почвах от тундровой до пустынной
зоны сильноокристаллизованные формы характерны только для дерново-
подзолистых и бурых лесных почв. Содержание этих форм в почвах лесо¬
степной зоны существенно снижается, а в степной и пустынной стабилизи¬
руется на более высоких уровнях, чем в почвах лесостепи. Такое распре-
154
Таблица 54
Зональные и поясные закономерности колебаний соотношений свободных форм
соединений железа, % от валового
Биоклиматическая
зона. Почвы
Окристаллизованные
Аморфные
сильно
слабо
суммарно
всего
связан¬
ные с гу¬
мусом
1
2
3
4
5
6
Тундровая. Поверх-
Умерс
1,0-8,4
:нно теплый к
0
лимат
6,7-22,7
ностно-глеевые
Лесная хвойная. Дер¬
6,4-12,9
17,2-36,3
3,3-14,0
1,5-7,1
ново-подзолистые
Лесная хвойно-ши¬
4,2-9,0
15,0-40,0
7,7-20,9
2,2-8,9
роколиственная.
Бурые лесные
Лесостепная. Се¬
0,8-5,0
20,7-27,7
4,5-10,8
2,1-5,6
рые лесные
Степная. Черноземы
1,0—11,3
18,4-22,4
_
1,8-4,7
Пустынная. Серо¬
2,2-9,8
22,6-28,2
-
1,3-1,8
-
земы
Горная поясность*
Сухие леса и кустарни- 0,5-1,1 27,5-32,6 -
2,0-7,7
ки. Коричневые
Сухие леса. Бурые
7,4-10,3
38,3-42,9
_
2,7-6,5
0,4-4,3
феррсиаллитные
Лесостепь. Горные
0,8-1,1
27,5-32,6
6,7-12,1
0,5-1,0
серо-бурые
Влажные широко¬
45,0-63,3
2,6-8,8
лиственные. Бурые
лесные
Буро-псевдоподзо-
2,2-6,6
42,3-47,3
10,8-27,0
0,2
листые
Сухая, редкие леса и
Субтропический климат
26,7-33,9
2,6-3,0
кустарники. Коричне¬
вые
Влажные листопад¬
50,9-53,4
7,7-10,3
ные леса. Желтоземы
Желтоземы псевдо-
35,5-68,1
2,3-13,0
подэолистые
Вечнозеленые леса.
19,4-32,8
23,4-31,4
3,6-7,7
_
Красноземы
Травянисто-луго-
31,3-38,0
2,5-3,9
вая. Слитые
Заболоченные леса.
0,9-3,6
16,5—2*,8
—
7,5-23,5
_
Гумус-глеевые
* В пределах умеренно теплого климата.
155
Таблица 54 (окончание)
1
2
3
4
5
6
Тропический климат
Лесо-саванная. Крас- - - 39,8-53,7
но-бурые
Влажные леса. 38*9-49,0 16,0-27,4 -
Ферраллитные
Аллитные - - 55,8-71,0
Вулканические 1,1-10,8 0-34,7 -
Травянисто-лу- - - 21,2-23,3
говая. Слитые
3,1-6,3
6,8-9,8
4,7-9,7
17,4-50,3 1,1-6,8
7,0-9,0
деление всецело связано с изменением термических режимов, а в лесной
и тундровой зонах — и с водным режимом. Влияние последнего особенно
четко сказывается на слабоокристаллизованных формах, изменяясь от
нулевого содержания в тундрово-глеевых почвах до достаточно высокого
в подзолистых и бурых лесных. Во всех последующих зонах их содержа¬
ние стабилизируется, что связано со снижением увлажнения и, вероятно,
нарастанием карбонатности.
Аморфные формы отражали в тундровых почвах поверхностное пе¬
реувлажнение, а в последующих, вплоть до степной зоны, особенно в бу¬
рых лесных, — биогенную аккумуляцию, подчеркиваемую особенно вели¬
чинами ”до”. В почвах последующих зон происходит резкое снижение
содержания аморфных форм вследствие повышения температур и умень¬
шения влажности.
В горных областях умеренно теплого пояса закономерности выражены
также довольно четко, несмотря на ограниченность* данных. Сильноокрис¬
таллизованных форм Fe во всех почвах очень мало. Несколько повы¬
шенным их содержанием выделяются феррсиаллитные почвы, где эти фор¬
мы, вероятно, остаточные. Наиболее информативны слабоокристаллизо¬
ванные формы, содержание которых закономерно увеличивается с увели¬
чением высот и со сменой ксерофильных широколиственных лесов на ме-
зофильные.
Аморфные формы соединений Fe во всех почвах содержатся в близких
количествах, только в буро-псевдоподзолистых почвах в связи с сезон¬
ным переувлажнением их содержание существенно повышается (до 27%),
что может служить диагностическим признаком.
В субтропической сухой зоне в коричневых и слитых почвах преобла¬
дают окристаллизованные формы железа, и содержание их в первых близ¬
ко к таковым горного пояса. По аналогии можно предполагать, что все
железо имеет слабоокристаллизованную природу.
При заболачивании уменьшается содержание окристаллизованных
форм вследствие перехода их в аморфные (закисные) формы. Как отме¬
чалось и ранее, это диагностирует смену аэробных условий анаэробными.
В тропической зоне вследствие контрастности сухих—влажных сезо¬
нов, а также длительности процесса почвообразования, судя по ферраллит-
156
ным почвам, диагностирующее значение переходит к сильноокристаллизо-
ванным формам, что вполне закономерно и связано с термическим режи¬
мом в первую очередь.
В красно-бурых саванных почвах снижение нижнего предела обусловле¬
но сезонным переувлажнением и элювиированием Fe вместе с илом.
Особое соотношение выявляется в вулканических почвах, где преобла¬
дают и диагностируют аморфные формы, в своем образовании связанные
с первичным высоким содержанием аллофанового Fe в пеплах, а не с сезон¬
ным или постоянным избыточным переувлажнением.
Удивительную устойчивость показывают слитые почвы. В них, как и
в аналогичных субтропических почвах, преобладают окристаллизованные
формы Fe, а аморфные находятся в минимуме, несмотря на сезонные пе¬
реувлажнения их. Глинистый состав, по всей вероятности, создает лучшие
условия для физической адсорбции железа в коллоидном состоянии, а
может быть, что значительная часть Fe входит в состав глинистых мине¬
ралов.
Отражение подтиповых различий почв группами и формами соединений Fe
Выше мы касались этого вопроса, рассматривая некоторые подтипы
бурых лесных, дерново-подзолистых почв и подзолов. Остановимся более
подробно на особенностях подтиповых различий в некоторых типах почв
(табл. 55), обусловленных изменениями соотношений групп и форм
соединений Fe. Наиболее отчетливо и однонаправленно они диагностируют
переходы типичных почв в лессивированные и псевдооподзоленные, что
связано с изменением гидрологического режима — повышением увлажне¬
ния верхней толщи (горизонты А1# А2) за счет формирования горизон¬
та Bt.
Лессиваж и псевдооподзоливание контролируются снижением содер¬
жания силикатных, повышением свободных форм, что коррелирует с интен¬
сификацией выветривания минеральной части ила при повышении увлаж¬
нения и, вероятно, продуцирования свободных органических кислот.
Эти процессы сопровождаются усилением гидратации и переходом слабо¬
окристаллизованных форм соединений Fe в аморфные, что связано с сезон¬
ным переувлажнением верхних горизонтов. Среди свободных форм диаг¬
ностирующим показателем оказывается снижение от типичных бурых почв
к псевдооподзоленным слабоокристаллизованных и повышение аморфных
форм Fe. Аналогичная закономерность отмечается в тех же почвах южных
горных областей.
Особенно ярко этими группами и формами Fe диагностируется переход
от типичного желтозема к желто-псевдоподзолистой почве. Различие прояв¬
ляется в резком увеличении силикатного и свободного железа в желто-
псевдоподзолистых почвах при равномерности их содержания в типичных
желтоземах. Увеличение содержания силикатного железа, вероятно, обус¬
ловливается обеднением верхней толщи свободными соединениями, а так¬
же содержанием в горизонте В застарелых окристаллизованных соединений.
Такой характер перераспределения особенно подчеркивается колебаниями
свободного железа и его окристаллизованных и аморфных форм. Нижние
пределы свободного и окристаллизованного Fe характеризуют верхние
горизонты А! + А2, а верхние пределы - горизонт Bt. Аморфные формы
157
1 а б л и ц а 55
Подтиповые различия в содержании гумуса и форм соединений железа по гори*
зонтам А + В, % от валового
Типы, подтипы
Г руппы
силикатные
свободные
от
до
от
до
Бурые лесные
типичные
67,5
78,8
21,2
32,5
лсссивированныс
60,6
68,8
31,2
39,4
псевдооподзоленные
44,5
52,3
47,7
55,5
Серые лесные
светло-серые
58,1
63,5
36,5
43,2
темно-серые
63,2
66,5
33,5
36,8
Черноземы
типичные
67,9
70,7
29,3
32,1
выщелоченные
65,5
74,8
25,1
34,4
Горные южных регионов
Бурые лесные
типичные
27,9 .
52,4
47,6
72,1
псевдоподзолиетые
35,1
44,1
53,0
64,9
Коричневые
типичные
60,8
61,0
39,0
39,2
лессивированные
62,0
70,1
32,5
39,8
поверхности о-
51,5
58,5
41,5
48,5
глееватые
Субтропические
желтоземы
38,7
38,9
61,1
61,3
желто-псевдопод-
25,8
53,4
46,6
74,2
золистые
имеют обратное распределение: минимум в горизонте Bt и максимум в
горизонте А!А21.
В предыдущих разделах мы отмечали, что в желтоземах выражено пре¬
обладание гидроокисных соединений Fe. Косвенным подтверждением это¬
го может служить почти полное отсутствие аморфных форм Fe по сравне¬
нию с предыдущими почвами. Причина, по-видимому, заключается в луч¬
шем аэрировании и большем перераспределении коллоидных форм FeOOH»
чем в их переходе в FeO.
Это недовосстановление Fe показывает, что не во всех случаях, даже при
значительном атмосферном увлажнении, в верхнем горизонте происходит
образование FeO.
Коричневые почвы не обладают столь устойчивыми показателями содер¬
жания и распределения групп и форм железа, как бурые лесные или жел¬
тоземы. Причины, вероятно, заключаются в неустойчивости свойств самого
типа - в его переходном характере от бурых лесных почв к черноземам,
а в некоторых случаях и к каштановым почвам, а также в региональных
особенностях формирования. Лессивирование в них если и проявляется,
то только повышением содержания силикатного Fe, что сказывается на
уменьшении свободных форм. Однако причины этого требуют дальней¬
ших исследований.
158
В составе свободных
сильноокристаллизован¬
ные
слабоокристаллизован¬
ные
аморфные
от
до
от
до
от
ДО
—
15,2
24,7
_
4,8
15,2
-
15,3
31,7
-
7,7
17,7
4,2
9,0
21,5
35,6
8,7
21,1
0,8
4,2
21,2
33,5
4,5
5,4
1,3
5,0
24,5
27,0
5,8
10,8
4,6
6,5
22,2
22,4
2,5
3,1
1,0
11,3
18,4
22,8
1,8
4,7
Горные южных регионов
—
45,0
63,3
-
2,6
8,8
2,2
6,6
42,3
47,3
10,8
27,0
0,5
1,4
30,5
32,2
6,5
7,2
9
11,2
14,8
23,9
6,5
•7,7
Нет
Нет
34,8
35,6
6,7
12,9
50,9
53,4
7,7
10,3
-
33,5
68,1
-
2,3
13,0
Дифференциация типа серых лесных почв на подтипы собственно серых
и темно-серых основана на различном содержании гумуса и на степени опод-
золенности и лессивированности. Имеющиеся данные по группам и формам
Fe не подтверждают этих различий и показывают, что от первых ко вторым
происходит ослабление перераспределения групп и форм железа по профи¬
лям, обусловленное стабилизирующей ролью гумусовых соединений и
снижением выщелоченности, что и в этих почвах отвечает современному
представлению о лессиваже. Лишь повышение в темно-серых лесных поч¬
вах содержания аморфных форм Fe может быть связано с действием гу¬
мусовых кислот.
Различия между типичными и выщелоченными черноземами сводятся
к большей дифференциации в профиле выщелоченных силикатных и сво¬
бодных групп соединений Fe, а среди последних - окристаллизованных
форм; аморфные формы практически стабильны, что согласуется со сла¬
бой изменяемостью водного режима этих подтипов черноземов.
Отмеченные закономерности подтиповых диагностик почв по группам
и формам железа основаны на грубых осредненных данных по активной
толще почвообразования — горизонтам А + В + ВС. Поэтому они не отража¬
ют особенностей профильного распределения тех же соединений железа.
Для подтверждения существенных различий последних приведем данные
159
Таблица 56
Распределение групп и форм соединений Fe в подтипах черноземов и бурых лес¬
ных почв, % от валового
Тип, подтип почв
Гори¬
зонт
Группы
Формы
сили¬
катные
свобод¬
ные
окристал¬
лизован¬
ные
аморф¬
ные
Бурые лесные
типичные
А,
69,6
30,4
15,2
15,2
АВ
67,5
32,5
24,7
7,8
В
78,8
21,2
16,4
4,8
С
76,9
24,1
20,6
3,5
лессивированные
А,
61,6
38,4
20,7
17,7
А,
68,8
31,2
15,3
15,9
в,
62,7
37,3
27,4
9,9
ва
60,6
39,4
31,7
7,7
С
61,8
38,2
30,1
8,1
псевдооподзо-
Aj Aj
48,7
51,4
30,5
20,9
ленные
А,
44,5
55,5
34,6
21,1
А2В
46,0
54,0
40,0
14,0
В,
52,3
47,7
32,0
8,7
Черноземы
типичные
А
67,9
32,1
28,9
3,1
В
70,7
29,3
26,8
2,5
сСа
73,6
26,4
24,1
2,3
выщелоченные
А»
65,5
34,4
29,7
4,7
А,
68,5
31,4
28,1
3,1
АВ
71,7
27,4
25,2
2,3
ВССа
74,8
25,1
23,2
1,8
по подтипам двух типов — бурых лесных и черноземов. Первые характе*
ризует интенсивное перераспределение групп и форм железа под влиянием
усиливающегося элювиирования, а вторые — большую буферность, обус¬
ловленную повышенным содержанием гумуса и карбонатным горизонтом,
залегающим на различных глубинах и выполняющим роль геохимического
барьера (табл. 56).
Поэтому при буроземообразовании лессиваж проявляется в увеличе¬
нии свободной группы соединений Fe в горизонтах At и В, в некотором
обеднении окристаллизованными формами горизонта А21 и увеличении
содержания аморфных форм в горизонтах Ах и А21. Для псевдооподзоли-
вания типично дальнейшее уменьшение силикатных соединений Fe в го¬
ризонтах A j А21—А2 -В и соответственно увеличение свободных соеди¬
нений за счет окристаллизованных и аморфных форм Fe. Вероятно, только
в стадию псевдооподзоливания происходит образование закисных форм
аморфного железа, а в типичной и лессивированной стадиях повышение
содержания окристаллизованных форм — следствие биогенной аккумуля¬
ции Fe.
Типичные черноземы диагностируются увеличением содержания сили¬
катных и снижением свободных соединений Fe с глубиной, что характер
160
но и для распределения форм соединений последних. Выщелоченным
черноземам свойственно меньшее содержание в горизонте А силикатных
и большее свободных соединений при более резком уменьшении с глу¬
биной окристаллизованных форм соединений Fe.
В целом все данные при далеко не полном охвате разнообразия почв
согласно подтверждают высокую генетико-диагностическую информатив¬
ность содержания, соотношения и распределения групп и форм соедине¬
ний железа для типовых и подтиповых диагностик почв вышеуказанны¬
ми показателями.
Влияние состава соединений Fe
почвообразующих пород на почвы
Л.А. Карманова (1975) одна из первых изучала влияние состава сое¬
динений Fe почвообразующих пород на содержание и состав их в почвах.
Она показала, что бурые лесные почвы на серпентинитах содержат во
много раз больше свободного железа, чем на других породах, а подзолис¬
тые почвы на кварцитах значительно меньше, чем в аналогичных условиях
бурые лесные почвы.
Нами изучено влияние пород на почвы в субтропической и тропической
зонах, где длительное выветривание в наибольшей степени сглаживает
различия пород и приводит химический состав почв к ферраллитизирован-
ному и ферраллитному составу.
Вместе с тем на этом фоне выступают существенные различия в соот¬
ношениях и распределении групп и форм соединений Fe в этих почвах,
наследуемые от почвообразующих пород (табл. 57). Так, в субтропи¬
ческой влажной зоне красноземы на элювии базальтов и на зебровидных
глинах различаются степенью выветрелости. В первых почвах больше сво¬
бодных и сильноокристаллизованных форм Fe, во вторых — заметно су¬
щественное повышение сильноокристаллизованных форм с глубиной
и некоторое иллювиальное накопление слабоокристаллизованного Fe
в горизонте В.
Различия в содержании аморфных соединений железа отсутствуют в
связи с хорошей естественной дренированностью обеих почв. Однако
почвы на зебровидных глинах более глинистые, поэтому в них в большей
мере адсорбируются в виде пленок окисные и гидроокисные формы соеди¬
нений железа.
При одном и том же ферраллитном составе в кислых и нейтральных
кальциевых почвах существенно меняется соотношение силикатных и
свободных соединений Fe. В ферраллитно-кислых почвах резко преоб¬
ладают свободные соединения, а в нейтрально-кальциевых, наоборот, толь¬
ко в горизонте С свободные соединения Fe немного преобладают над
силикатными. Соответственно в них окристаллизованных форм Fe в
2-3 раза меньше, а содержание аморфных повышено и увеличивается с
глубиной. Такие различия обусловлены породным составом, подстила-
нием нейтрально-кальциевых почв известняками и, наконец, хорошей их
структурностью и аэрируемостью. Поэтому увлажнение наибольшее в го¬
ризонте С, где с ним и связано образование аморфных форм. Вероятно,
силикатные формы в данных почвах или вторичные, или представлены
11 Зак 1805 161
Таблица 57
Отражение в почвах состава соединений Fe почвообразующих пород в тропической
зоне, % от валового
Гори¬
Группы соединений
В составе свободных
зонт
сильноок-
слабоокрис-
силикат¬
свобод¬
ристалли-
ристаллизо-
аморфные
ные
ные
зованные
ванные
К
красноземы на
эффузивных п<
з родах
А
36,3
63,7
21,6
23,3
7,7
В
38,6
61,4
32,8
25,0
3,9
С
41,8
58,2
32,5
23,8
1,9
То же, на зебровидных глинах
А
49,5
50,5
19,4
23,4
7,6
В
40,0
60,0
25,0
31,4
3,6
С
37,2
62,8
35,9
25,0
1,9
Ферраллитные кислые
А,
25,2
74,8
65,0
9,8
В
26,9
73,1
66,3
6,8
С
40,4
59,6
55,7
3,9
То же, нейтрально-кальциевые
At
62,2
33,8
28,2
5,6
В
59,9
44,0
30,8
13,2
С
48,0
52,0
38,6
13,4
Ферритные на серпентинитах
А
26,6
73,4
71,2
2,2
В
10,3
89,7
88,8
0,9
С
10,5
89,5
,88,4
1,1
Аллитные суглинистые
А»
27,1
72,9
63,2
9,7
А,
23,4
76,6
71,0
5,6
В
39,5
60,5
55,8
4,7
С
32,6
67,4
63,5
2,9
То же, песчаные
А
92,9
6,5
5,1
1,3
В
87,9
11,5
9,9
1,5
С
77,8
22,2
20,8
1,4
Вулканические тропические
0-41
50,8
49,2
3,5
Нет
46,4
41-105
48,0
52,0
1,7
п
50,3
105-129 41,1
47,9
10,8
»»
37,1
129-200 40,0
60,0
10,8
»»
49,2
162
настолько застарело окристаллизованными формами, что нерастворимы
в применяемых растворителях.
Ферритные почвы относятся к наиболее ожелезненным свободными сое¬
динениями, содержание которых достигает почти 90% и мало изменяется
с глубиной. Причина — податливость выветриванию серпентинитов и малое
содержание в них полевых пшатов. Некоторое снижение содержания Fe
в горизонте А — механическое, связанное со смыванием, намыванием и
эоловым привносом Si02. Показательно, что эти почвы практически не
содержат аморфных форм Fe. Этим еще раз подтверждается ранее установ¬
ленное правило, что при наличии естественного дренажа аморфные соеди¬
нения Fe не образуются.
Аллитные почвы, развитые на суглинистых и песчаных переотложен-
ных корах выветривания, отличаются изменением соотношений силикат¬
ных и свободных форм Fe и содержанием в составе последних окристалли¬
зованных форм Fe. В почвах суглинистого механического состава преоб¬
ладают свободные соединения, представленные преимущественно окрис¬
таллизованными формами Fe. В песчаных почвах, наоборот, преобладают
силикатные соединения Fe. Удельный вес свободных соединений повы¬
шается с глубиной за счет большей увлажненности нижних горизонтов
и усиления выветривания. Не выяснены причины увеличения содержания
силикатного железа в песках. Происходит ли оно за счет железистых си¬
ликатов или за счет железистых пленок, обволакивающих кварцевые
частицы и превратившихся в труднорастворимые соединения? Этот воп¬
рос требует дополнительных исследований. Ка;к и следовало ожидать,
аморфных форм в песчаных почвах практически нет, а в суглинистых
их содержание уменьшается с глубиной. Песчаные почвы по содержа¬
нию Si02, достигающему 80-90%, относятся к кварцево-аллитным, так
как ил имеет аллитный состав (Si02 : А1203 < 1,5).
Оригинальным составом и соотношением соединений Fe характеризуют¬
ся вулканические почвы в тропическом поясе на высоте 1600 м. Несмотря
на ’’молодость” (последний пеплопад в районе анализированных почв вы¬
пал за 3-4 года до исследования), отношение силикатных к свободным сое¬
динениям Fe близко к равному (1 : 1),и только ниже 105 см увеличивает¬
ся доля свободных соединений Fe. В верхней толще они представлены прак¬
тически полностью аморфными формами Fe-аллофанов, и только ниже
105 см появляются сильноокристаллизованнь . формы (маггемит и др.);
в этих почвах отсутствуют слабоокристаллизованные формы Fe. Подоб¬
ный состав можно считать первичным вулканическим, отражающим ве¬
роятно, две фазы накопления пепла: нижняя - более древняя, с наличием
окристаллизованных и некоторым снижением аморфных форм; верхняя -
’’молодая”, практически только с аморфными формами Fe-аллофанов.
Напомним, что с течением времени на более низких высотах залегания
вулканических почв (1100 м) в составе свободного железа начинают преоб¬
ладать слабоокристаллизованные формы, при снижении содержания аморф¬
ных (отношение 2 : 1) в верхних горизонтах в вулканических почвах на
высоте до 1100 м. Подобные превращения совершаются в условиях хоро¬
шего дренажа, исключающего анаэробиозис. Кристаллизация аллофанов
идет при существующем термическом режиме.
Таким образом, сравнительно небольшое, но различное по составу сое¬
163
динений Fe разнообразие почвообразующих пород наследуется почвами,
вследствие чего в них усложняется состав и соотношение свободных форм
Fe. Рассмотренные данные убеждают и в том, что накопление отдельных
форм соединений Fe в почвах имеет различную природу. Так, пески отли¬
чаются преобладанием силикатных и минимальным содержанием свобод*
ных форм соединений железа. Вулканический пепел — источник аллофано-
вых аморфных форм соединений Fe, преобразующихся в слабоокристал¬
лизованные соединения.
Выявление влияния состава почвообразующих пород на содержание
групп и форм соединений Fe в почвах может дать новую информацию,
особенно для почв умеренно теплого пояса, не затронутых нашими иссле¬
дованиями.
Гидроморфизм и содержание соединений железа в почвах
Нами неоднократно отмечалось, что повышенное сезонное и длительное
увлажнение сказывается прежде всего на увеличении содержания аморф¬
ных и снижении окристаллизованных форм соединений железа. Некото¬
рые исследователи склонны даже любое увеличение аморфных форм Fe
в верхних горизонтах почв связывать только с избыточным увлажнением
(Целищева, 1970). Подобная точка зрения не подтверждается в наших
исследованиях. Наши данные убедительно показывают, что аморфное же-
Таблица 58
Влияние глеевого процесса на соединения Fe в почвах, % от валового Fe
Горизонт
Группы соединений
Формы соединений свободного Fe
силикат¬
ные
свобод¬
ные
сильноокрис-
таллизован-
ные
слабоокрис¬
таллизован¬
ные
аморфные
Ту
ндровая пове]
рхностно-глеевая
почва
А0
71,4
28,5
16,2
12,3
А,
74,6
25,3
2,7
22,7
81,5
18,э
1,0
17,5
в,
84,2
* 15,8
5,8
10,0
ВС
84,9
15,1
8,4
6,7
с
86,6
13,4
4,3
9,1
Субтропическая гумус-глеевая почва поверхностно-грунтового переувлажнения
А,
59,1
40,9
0,9
16,5'
23,5
Bj
57,1
42,9
0,7
16,7
25,5
64,0
35,9
3,6
24,8
7,5
74,5
25,5
1,2
20,7
3,9
То же, преобладание грунтового переувлажнения
Ап
71,3
28,0
2,3
20,7
5,0
А,
80,8
19,2
0,1
16,8
2,3
В
63,3
35,0
13,1
17,0
4,9
ВС
57,8
42.7
19,1
18,1
5,0
54,3
45,7
12,5
28,7
4,5
164
лезо может образовываться различными путями — биологическим, вулка¬
ногенным и др.
При переувлажнении почв преобладает образование закисных аморфных
форм Fe. Однако и в этом случае интенсивность их образования и особен¬
ности распределения зависят от многих факторов, и прежде всего от харак¬
тера, длительности и степени увлажнения, а также от количества свободно¬
го железа и от тех климатических условий, в которых происходит развитие
глеевого процесса.
Попытаемся, хотя и на небольшом материале, рассмотреть некоторые
общие особенности поведения групп и форм соединений железа при различ¬
ных типах увлажнения и термического режима (табл. 58).
Холодный тундровый климат тормозит выветривание, и в этих усло¬
виях в почвах силикатные соединения железа резко преобладают над
свободными, причем их меньше всего в горизонтах В и С, где выветри¬
вание ослабляется длительной мерзлотностью. Соответственно в этих
горизонтах ничтожно количество окристаллизованных соединений Fe,
и только в горизонте AtGt преобладают аморфные формы, как следствие
избыточного поверхностного увлажнения. В нижних менее увлажненных
горизонтах этих форм железа не более 10%.
Обеднение горизонта Gt свободными соединениями железа, а среди
них окристаллизованными может быть связано и с сегрегацией части же¬
леза в конкреционные формы. В них, по данным А.В. Слободы (1980),
содержатся следующие количества соединений Fe (в % от валового) :
Горизонт Силикат- Свободное Окристаллцзо- Аморфное
ное ванное
Gt 70,8 29,2 0,4 28,8
В -53,8 46,2 1,7 44,5
Содержание валовых Si02 и Fe203 достигает следующих величин (в %):
Горизонт Si02 Fe203
Gt 64,75 14,72
B1 66,07 11,21
Конкреции относятся к кварцево-железистым, а не к железистым, что
также характерно для холодных условий; вероятно, в их образовании
участвуют и диатомовые организмы. Можно считать, что глеевый процесс
в тундровых условиях как бы заторможен и осложнен тиксотропным Gt
горизонтом, который создает экран, предохраняющий нижнюю юлщу от
интенсивного глееобразования.
Иначе протекает процесс в субтропической зоне, где он, кроме тою,
дифференцируется в зависимости от характера увлажнения — поверхност-
но-грунтового и преобладания грунтового. При первом соотношение сили¬
катного и свободного Fe в верхней толще, до горизонта G, почти равное,
в глеевых горизонтах возрастает содержание силикатного Fe. В этом слу¬
чае избыточное грунтовое увлажнение консервирует минеральную мас¬
су - в ней усиливается оглеение и затормаживаются химические превра¬
щения. Во втором случае происходит накопление силикатного Fe в верх¬
ней толще и уменьшение в нижней (горизонты Bg и G); содержание сво¬
бодного железа, наоборот, увеличивается с глубиной. Это в большой мере
связано с выносом его вместе с илом в гориз* «ты В и G, чго приводит
165
к осветлению горизонта A^lg в результате элювиально-глеевого процесса,
обусловливающего формирование глеево-псевдооподзоленной почвы.
Для обоих вариантов глеевого процесса характерно почти полное отсутст¬
вие сильноокристаллизованных форм Fe. Эти формы характерны только
для почвы грунтового увлажнения — ее нижней части, где их содержание
увеличивается, возможно, за счет бокового и частично вертикального
привноса.
Диагностирующим для поверхностно-грунтового оглеения служит на¬
копление аморфного Fe в горизонтах А и Big и резкое уменьшение его в
глеевых, что указывает на предельную их анаэробность. При грунтовом
увлажнении диагностирующим становится содержание слабоокристалли¬
зованных форм и увеличение их количества с глубиной, что, вероятно,
обусловливается коагуляцией ожелезненного ила гидрокарбонатными
грунтовыми водами.
В рассмотренных почвах гумус-железистые соединения составляют нич¬
тожную долю в составе" аморфного железа, и поэтому здесь не образуется
гумусово-железистых иллювиальных горизонтов.
Таковы далеко не исчерпывающие характеристики проявления глее-
вого процесса в различных климатических условиях и гидрологических
режимах.
ЧАСТЬ IV
АНТРОПОГЕННЫЙ ЭТАП
ГЕОХИМИИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Антропогенный этап — это этап интенсивного воздействия на качествен¬
ные и количественные изменения содержания и миграции железа в зоне
гипергенеза. Несмотря на то что эти процессы начались давно, на них не об¬
ращалось внимания, так как все изменения не имели практического зна¬
чения. Технический прогресс, начавшийся во всех областях народного хо¬
зяйства, заметно сказывается и на почвах. Однако в сельском и лесном хо¬
зяйствах геохимические изменения, в том числе и миграции отдельных
элементов, в частности Fe, до сих пор учитываются недостаточно. Этим
в значительной степени определяется постановочное обсуждение проблемы.
Наибольшее значение имеют следующие три направления, определяю¬
щие антропогенную геохимию железа в почвах.
1. Роль Fe в питании растений.
2. Превращения соединений Fe и их миграции при длительных обработ¬
ках, химизации, орошении и осушении почв.
3. Влияние техногенных перемещен^ железосодержащих пород на гео¬
химию Fe в почвах.
Между перечисленным. направлениями существуют прямые и кос¬
венные взаимосвязи. Прямые осуществляются через растения, через пот¬
ребление ими железа и через возврат его с корневыми выделениями и
особенно с опадом. Последний может усиливать или ослаблять миграцию
Fe, чю зависит от его количества, поступающего на поверхность почв, oi
качества и особенно от условий разложения органических оаатков. Про-
166
дукты разложения могут вызвать повышение подвижности Fe и большее
его потребление растениями, с чем может быть связано ухудшение их
роста и даже качества урожая. Все это может усиливать или ослабляв
биогеохимический круговорот Fe-
Не меньшее значение в геохимии железа имеют различного рода прямые
и косвенные загрязнения, изменяющие геохимию железа. Они увеличивают
содержание Fe, но могут также повышать кислотность или способство¬
вать уплотнению, а затем снижению аэрации, что и определяет восстанов¬
ление и миграцию железа. Так, кислые удобрения, с одной стороны, повы¬
шают содержание доступной Р205, а с другой, подкисляя почву, могут пе¬
реводить соединения железа из малоподвижных в более подвижные, что
усилит миграцию и необратимое связывание Р205 в кремнеземно-железис¬
тые фосфаты. Наконец, человек, постоянно разрабатывая находящиеся в
земной коре железосодержащие руды, способствует, с одной стороны,
рассеиванию, а с другой - концентрации их в виде железа и железных из¬
делий. В результате частичного или полного распыления и окисления
железо переходит в дисперсное состояние, интенсивно мигрирует, а за¬
тем подвергается антропогенной аккумуляции в зоне гипергенеза. Ак¬
кумуляция в ней Fe неравномерна: она более выражена в местах добычи
руд и снижается по мере удаления от них. Поэтому антропогенно-техно¬
генная аккумуляция создает очаги ожелезнения. Мощность этих очагов еще
не выяснена. Укажем лишь, что ежегодно из недр Земли извлекается не ме¬
нее 4 тыс. км3 горных пород и руд, причем ежегодный прирост их добычи
составляет около 3% (Высоцкий, 1968). В результате неполного использо¬
вания сырья, прямых потерь и отходов производства к середине следую¬
щего века концентрация некоторых металлов в почвах можег увеличить¬
ся в 10-100 раз и более.
Таким образом, одним из результатов техногенной миграции элементов
может быть постепенное ожелезнение зоны гипергенеза. Ежегодно вы¬
плавляется 0,5 млрд. т железа, необратимые потери железа в результате
коррозии и истирания достигают 1/4 этой величины; не менее 1/10 посту¬
пает в почвы в виде частей изделий, машин и т.п.
Количество железа, добытого к 1934 г. (по Милановой, Рябчикову,
1979), достигло почти 40 т на 1 км2 ойкумены, а его ежегодное поступле¬
ние составляет примерно 600 кг на 1 км2 ойкумены, или 2000 кг на 1 км
суши. Такой объем техногенного поступления железа на порядок выше
биогенного. Приближенные подсчеты (Глазовская, 1968) показали, что
на 1 км2 площади в тайге биогенно поступает 56-100 кг железа, в листвен¬
ных лесах - до 130-140 кг/км2.
Не следует пренебрегать и новыми источниками и путями поступления
в почвы органических веществ. Среди них влияние аграрно-животновод¬
ческих и аграрно-промышленных комплексов приобретает особое локаль¬
ное значение. Воспроизводя огромное количество жидких органических
и минеральных кислых отходов, они способствую! растворению и мигра¬
ции железа в виде как органо-минеральных, так и аморфных закисных
соединений.
РАСТЕНИЯ И СОЕДИНЕНИЯ ЖЕЛЕЗА
Роль железа в питании растений
Несмотря на то что железо давно признано одним из необходимых эле¬
ментов жизнедеятельности растений, многие вопросы его роли в питании
растений остаются неясными или спорными. Один из таких кардинальных
вопросов — какие формы соединений железа потребляют растения и каков
механизм этого потребления.
До сих пор нет, если не считать одного опыта А.Н. Ерошкиной (1975),
оценки значения для растений срдержащихся в почвах форм Fe. Неясно,
какие из них являются источником физиологически доступных растениям
соединений.
Существует гипотеза, что растения поглощают водорастворимое и об¬
менное железо, но неясен механизм их образования и потребления расте¬
ниями. Неясны и функции, выполняемые железом в растении. Если в поч¬
венных процессах Fe играет роль важнейшего макроэлемента, то для расте¬
ний оно служит микроэлементом. Причем проявление этой его роли не
однозначное, а изменяющееся в зависимости от вида растения. Так, многие
субтропические и тропические культуры, такие, как ананас, цитрусовые,
чайный куст, манго и др., предпочитают почвы с повышенным содержанием
свободного Fe, другие же, наоборот, находятся в более сложных взаимоот¬
ношениях с ним.
Наиболее распространенное положение, что с карбонатностью почв
связан хлороз вследствие снижения поступления в растение Fe, не бесспор¬
но, так как часто хлороз не проявляется и при высокой карбонатности.
Развитие хлороза обусловлено комплексом факторов, прежде всего взаи¬
модействиями Fe с другими макро-и микроэлементами, реакцией среды
и пр. Так, избыток Р, Си, Zn, Мо и других микроэлементов вызывает
осаждение Fe и снижает его поступление в растения. Осаждение Fe проис¬
ходит как в почвах, так и в растениях (Rediske, Buddulf, 1953; Хрусло-
ва, 1965; и др.).
Низкие концентрации в почвах Си, Mg, К, Rb благоприятно сказываются
на поступлении железа в растения и даже стимулируют его. Повышение
же их концентрации в растворах вызывает подавление поступления железа
в растения (Linglect et al., 1963).
Внесение K2S04 увеличивает поглощение Редаже в присутствии СаС03.
При этом К поглощается растениями, a S04, оставаясь в растворе, под¬
кисляет среду (Oerti, Opoku, 1974).
Успех в решении перечисленных и многих других вопросов связан
с выяснением кардинального вопроса: какие соединения гс ПОГрсиЛЯЮТСЯ
или поступают в растения? Наиболее распространено представление, что же¬
лезо поступает в растения только в двухвалентной форме и что при этом
корни растений выделяют вещества, способствующие переводу в прикор¬
невой зоне окисного Fe в закисное (Kliman, 1937; Ambler et al., 1974).
При этом установлены различия восстановительной способности у разных
сортов одного растения и видов растений.
Далее, Браун, Джонс (Brown, Jones, 1974) пришли к выводу, чго при
недостатке доступного Fe в питательной среде у растения наступает стрес¬
совое состояние. При этом оно начинает выделять продукты кислой приро-
168
ды, способствующие переходу окисных форм Fe в закисные. Затем Шанси
и др. (Chaney et al., 1972) на примере сои показали, что железо восстанав¬
ливается растениями тем интенсивнее, чем больше они испытывают недос¬
таток в этом элементе.
Итак, почвенные формы соединений окисного и гидроокисного железа
растениями не потребляются. Исключение составляют гумус-железистые
соединения, находящиеся в виде хелатов. Хелаты участвуют в питании
растений (Holmes, Brown, 1955; Wallace et al., 1972; Алова, 1960; Дьяко¬
нова, 1962; Островская, 1974, и др.). Однако объяснения их поглощения
растениями различны. Так, К.В. Дьяконова показала, что железо железо¬
гумусовых соединений теряет положительный заряд, происходит его осаж¬
дение в виде гидроокиси. Поэтому хелаты часто оказывают влияние на поч¬
вы, в которых минеральные соли не дают эффекта. Некоторые авторы
(Holmes, Brown, 1955; Stewart, Leknard, 1954) считают, что хелаты погло¬
щаются растениями без предварительного расщепления. Другие (Wallace
et al., 1955) нашли, что железо и органическая часть поступают в растение
в неэквивалентных количествах.
Многие исследователи утверждают, что железо освобождается из ком¬
плексов у корней растений и поглощается отдельно (Heck, 1950. Stewart,
Leknard, 1952; Jeffreys, Wallace, 1968; Chaney et al., 1972, и др). Из
неорганических соединений железа легкодоступны закисные формы, но их
избыток токсичен (Кураев, 1966, Новиков, 1970; Poonnamperuma. 1957;
Tanaka et al., 1966 и др.).
Из двухвалентных соединений больше всего поглощаются водораство¬
римые и обменные формы. Однако они образуются в хорошо дрениро¬
ванных почвах. Поэтому основную роль в образовании доступных форм
Fe играет восстановительная способность выделений растений и микро¬
организмов (Halvolson, Starkey, 1927; Ottow, Geathe, 1971; Калакуц¬
кий, 1959; Аристовская, 1975, и др.). Однако все эти вопросы недостаточ¬
но освещены и требуют подтверждения.
Наиболее важной функцией железа считается его участие в дыхании
и фотосинтезе. Железо влияет на многие процессы синтеза и превращения
органических веществ, поскольку оно входит в состав некоторых важных
ферментов. Железо также активизирует многие ферменты (Бойченко,
1966; Каталымов, 1960, и др.).
При недостаточном питании растений железом увеличивается содержание
аминокислот и уменьшается содержание растворимых белков, сахаров и
полифенол 8 (Iljin, 1951; Расторгуева, Островская, 1971, и др.).
Было высказано предположение, что хлороз наступав! вследствие нару¬
шения биосинтеза белка, идущего на построение хлорофилла (Агафоно¬
ва, Чаплыгина, 1964; Расторгуева, Островская, 1971; Agarwala et al.,
1965, и др.). В дальнейшем это подтвердилось с помощью 15 N, обнаружен¬
ного в небелковой фракции хлорозных растений.
Недостаток железа в растениях нарушает фотосинтез (Karoli, Price,
1963; Hsu, 1965; Островский, Зайцева, 1967; Бойченко, 1973, и др.),
так как железо участвует в образовании хлорофилла (Hsu, 1955, и др.).
Вопросы токсичности Fe разработаны недостаточно. Нормы токсич¬
ного влияния различных форм Fe на растения не выявлены. Пока более
или менее известны верхние пределы оптимального содержания общего
169
Таблица 59
Потребление Fe кукурузой после извлечения его из почвы различными
экстрагентами* (вегетационный опыт)
Содержание Fe 2 О 3 в листьях
Вариант опыта
Краснозем
Желто-пс ев до-
подзолистая
мг/кг
потреблено»
мг/кг
мг/кг
1. Контроль - песок
115
-
115
2. Контроль - почва
491
376
460
3. Почва без оксилатного Fe
514
399
507
4. Почва без железооргани¬
450
335
437
ческих соединений
5. То же
373
258
394
6. То же
335
220
350
7. Почва без обменного Fe
272
157
205
* Условия проведения опыта: 50 г соответствующих почв обрабатывались одним из
растворителей с отношением почва раствор, равным 1.100. После экстракции Fe
почвы многократно промывались для удаления реагентов, высушивались, размель¬
чались и смешивались с кварцевым песком, промытым НС1. Смесью почва+песок
и водорастворимого Fe. Так, при содержании в иле более 30% общего
железа ухудшаются физические свойства, теряется противоэрозионная
устойчивость и проявляется острый недостаток в подвижных питательных
соединениях, что сказывается на приостановке роста и качестве конечной
продукции растений. Растения не реагируют на содержание водораствори¬
мого Fe более 100 мг/л, так же как и на содержание менее 30 % обще¬
го, а в составе его 70—80 % свободного Fe.
Известно, что при содержании окисного железа до 100 мг/л (в водном
растворе) не ухудшался рост пшеницы. Применение лимоннокислого же¬
леза также не влияло на урожай ячменя, но рост корневой системы заметно
угнетался уже при 32 мг/л железа. Однако не удалось выяснить, что влия¬
ло - железо или цитрат-ион.
В большей степени выявлена токсичность закисного железа на культуре
риса при длительном затоплении почв с плохим дренажем (Poonnamperuma,
1955). Закисное Fe токсично уже в количестве 2-3 мг/л (Locard, 1956).
В.Н. Кураев (1966) показал, что при достаточно высоком содержании
азота, фосфора и калия 4—5 мг/л закисного железа сильно снижало уро¬
жайность сельскохозяйственных культур, а при концеы рации 10 мг/л и
более рост растений прекращался через 5—7 суток опыта.
Можно считать, что и недостаток и избыток водорас1Воримых соеди¬
нений обусловливают различные формы угнетения растений, так как Fe
играет важную роль в процессах метаболизма. Вместе с тем остается неяс¬
ной роль различных форм свободного окисного и гидроокисного Fe,
поскольку они непосредственно растениями не потребляются. Можно
170
Содержание Fe: О 3 в листьях
Желто-псевдо-
подзол истая
Гумус-глеевая
Вытеснители на фоне
смеси Кнопа
потреблено,
мг/кг
мг/кг
потреблено,
мг/кг
115
Смесь Кнопа
345
401
286
392
498
383
Реактив Тамма: pH 3,9
322
387
272
0,1 М. Na4P207: pH 10,0
279
376
261
0,1 М К4Р207: pH 10,0
235
363
248
0,1 М. (NH4) 4Р,07: pH 10,0
90
251
136
0,2 н. СН3СООН4+ ВаС12: pH
4,8 (раствор Мелиша)
набивались вегетационные сосуды емкостью 0,5 кг В каждый сосуд высевалось по
четыре набухших семени кукурузы. Опыт длился 45 дней, до появления 8-го листа.
Железо определялось в 6, 7 и 8-м листяч.
лишь предполагать, что, чем менее окристаллизовано железо, тем относи¬
тельно меньше энергии будут затрачивать растения на его восстановление.
И далее, чем больше в почвах содержится аморфного железа, гем отно¬
сительно легче растения будут потреблять его. И наоборот, при преобла¬
дании сильноокристаллизованных форм их восстановление будет более
медленным и, возможно, недостаточным для растений.
Для выяснения справедливости подобных суждений обратимся к рас¬
смотрению опыта А.Н. Ерошникой (1975). В опыте не вычленялись соот-
ве1ствующие формы железа, так как оно выпадало из раствора и вторич¬
но частично использовалось растением. Было установлено, что только в
варианте 3 не наблюдалось признаков недостатка железа (табл. 59). В
варианте 1 недостаток стал проявляться после появления 3-го листа и в
дальнейшем усиливался. В вариантах 4—7 те же признаки обнаружились
после появления 5-го листа. В варианте 7 недостаток железа проявлялся
наиболее ярко.
Погреблениие Fe в общем подтверждает морфологические различия
растений и позволяет сделать ряд дополнительных важных выводов.
1. Потребление Fe из почв убывает от краснозема к гумус-глеевой
почве, что находится в обратной зависимости от содержания аморфных
форм Fe. Их содержание соответственно изменяется так* 7, 6; 13,0, 23,5%
от валового количества. Вероятно, это связано с увеличением в их составе
закисных форм; начиная с 13,0% нарастает его токсическое действие.
Подобная зависимость подтверждается и тем, что при удалении закисно¬
го Fe (вариант 3) потребление железа выравнивается и практически аано-
171
ви1ся близким во всех почвах. Удаление железоорганических соединений
более сложно влияет на содержание Fe в листьях, и при одном и том же
pH рас 1 вора проявляются различия в диспергирующих свойствах катионов
растворителей. Наибольшим диспергатором оказался Na из Na4P207,
поэтому в этом варианте четвертые листья потребляли наибольшее коли-
чес!во Fe, а его содержание снижалось от краснозема к гумус-глеевой поч¬
ве, отличавшейся наименьшей микроагрегированностью.
Калий в К4Р207 - более мягкий диспергатор* степень пептизации почв
была меньшей и близкой во всех почвах. Поэтому и содержание Fe в
листьях было более равномерным (вариант 5), зависящим скорее or коли¬
чества аморфных закисных форм Fe.
В варианте 6 установлено наименьшее потребление Fe кукурузой вооб¬
ще и некоторое повышение его в красноземе и гумус-глеевой почве, т.е.
обратная зависимость, что, возможно, связано с нейтрализацией токси¬
ческих свойств FeO азотно-аммиачными соединениями. Наконец, в варианте
7, где удалялось обменное Fe, наиболее подвижное и, следовательно, по¬
требляемое растениями, и где раствор Мелиша с pH 4,8 не обладал ни под¬
щелачивающими, ни диспергирующими свойствами, было выявлено наи¬
меньшее потребление Fe растением. Кроме того, была установлена зави¬
симость потребления от содержания обменного Fe, количество которого
в почвах было соответственно равным 7,2; 5,7; 8,8 мг/100 г почвы, что
согласуется с генетическими особенностями почв.
При рассмотрении данных по вертикали в пределах каждой почвы выяв¬
ляем четкое снижение пофебления Fe от варианта 2 к варианту 7. Только
в варианте 3 во всех почвах отмечено максимальное потребление, что
А.Н. Ерошкина объясняет образованием (при pH 3,9) комплексных
соединений, выпадающих в осадок и не переходящих в вытяжку. При до¬
бавлении смеси Кнопа происходит освобождение Fe из комплексных соеди¬
нений с образованием сернокислых хлористых и других более подвижных
солей, потребляемых растениями. Вероятно, в этом опыте большее значе¬
ние в растворимости Fe имела смесь Кнопа. Действие ее при разных вытес¬
нителях количественно было разным.
Значимость этого опыта заключается в том, что он сосредоточивает вни¬
мание на экспериментальном изучении роли форм соединений Fe в питании
растений и показывает сложность взаимодействий, при которых генетичес¬
кие особенности почв и соотношение в них форм соединений Fe оказываю i-
ся ведущими, но еще недостаточно вскрытыми в своем многообразии.
Превращения форм соединений железа и их миграции
при обработке и химизации почв
Превращения форм соединений железа и их возможные миграции будут
рассмотрены на примере ферраллитных почв тропиков (Шри Ланка) и
красноземов (ферраллитизированныхпочв) субтропиков Грузии под чайны¬
ми плантациями (Рукака, 1976). Следует отметить, что в тропиках почти
невозможно найти идентичные по почвенным условиям разновозрастные
плантации. Поэтому рассматриваемые данные следует расценивать как
17 2
Таблица 60
Влияние длительного освоения (без удобрения) ферраллитных почв Шри Ланка
на соотношение и распределение форм Fe, %
Глубина,
см
Свобод¬
ное Fe
В составе свободного Fe
сильноокрис-
тал лизован¬
ное
слабоокрис¬
таллизо¬
ванное
аморфное
связанное с
гумусом
Ц(
шина
0-10
11,25
7,01
2,68
1,56
0,39
20-30
12,38
8,04
2,92
1,42
0,09
40-50
12,63
6,31
5,07
1,25
0,07
50-60
12,63
6,43
5,12
1,09
0,06
36-летняя чайная плантация
0-10
12,13
7,50
3,78
0,85
0,28
20-30
12,88
8,69
3,33
0,88
0,21
40-50
13,00
8,57
3,70
0,73
0,08
50-60
12,88
7,72
4,47
0,69
0,06
выявляющие только общие тенденции превращений и миграций форм сое¬
динений Fe.
В то же время в этих условиях при резких сменах влажных и сухих
сезонов динамика соединений железа наиболее контрастна по сравнению
с таковой в почвах других зон.
Влияние длительного произрастания чайного куста на соотношение форм
соединений свободного Fe (табл. 60) в ферраллитных почвах тропиков
сводится (по сравнению с целиной) к повышению содержания свободных
и слабоокристаллизованных форм соединений Fe и к снижению аморфных.
Если в целинной почве отмечается ощутимое лессивирование железа (силь¬
но-и слабоокристаллизованное Fe), то под плантацией в верхней 50-санти-
метровой толще этот процесс почти Не выражен из-за первичной обработки
почвы до этой глубины. Железоорганические соединения в почвах планта¬
ций приобретают большую подвижность также в пределах верхней 50-
сантиметровой толщи.
Переход аморфных форм в слабо- и сильноокристаллизованные формы
Fe, вероятно, связан с воздействием органических соединений. Под их
влиянием могут образовываться гумус-кремнеземистые соединения, свя¬
зывающие аморфные соединения Fe и тем самым способствующие их пе¬
реходу в окристаллизованные. При этом связывается и подвижная фос¬
форная кислота, что обусловливает ее недостаток для растения. При подоб¬
ном превращении и большом прогревании таких почв в перспективе можно
ожидать образования конкреций, а затем и кирас или латеритных слоев,
особенно если будет оголяться поверхность почвы.
Длительность выращивания чайного куста на красноземах субтропиков
(табл. 61) без удобрений приводит к снижению содержания свободных
форм Fe вследствие лессиважа ила. Этому способствуют большое годовое
увлажнение, высока?! относительная влажность (соседство с морем) и бо¬
лее низкие температуры воздуха и почв, чем в удалении от него.
173
Таблица 61
Влияние длительного внесения удобрений на соотношение и распределение форм
железа в красноземах, %
В составе свободного Fe
Вариант
опыта
Глубина,
см
Свобод¬
ное Fe
сильно-
окрис-
талли-
зован-
ное
слабо-
Olcpиc-
талли-
зован-
ное
аморф¬
ное
связан¬
ное с
гумусом
Без удобрений
0-10
5,33
1,95
3,01
0,37
0,30
14-летняя
20-30
5,63
2,44
2,87
0,32
0,30
чайная план¬
40-50
7,15
3,61
3,93
0,31
0,06
тация
50-60
9,38
3,51
5,59
-
-
Тоже
0-10
4,63
0,94
3,06
0,63
0,34
34-летняя
20-30
5,13
1,06
3,38
0,69
0,37
чайная план¬
40-50
5,63
0,34
3,85
0,44
0,14
тация
50-60
5,75
1,29
4,05
0,37
0,09
С удобрениями
0-10
4,50
1,54
2,34
0,62
0,48
(NPK)
20-30
4,88
1,83
2,54
0,51
0,42
14-летняя
40-50
5,13
1,99
2,76
0,38
0,14
чайная план¬
50-60
5,75
2,05
3,42
0,23
0,07
тация
То же
0-10
4,38
0,78
2,57
1,03
0,73
34-летняя
20-30
5,13
1,30
3,09
0,74
0,43
чайная
40-50
5,63
1,07
3,63
0,58
0,98
плантация
50-60
5,75
0,90
4,35
0,50
0,05
Потери Fe происходят преимущественно за счет сильно- и отчасти слабо¬
окристаллизованных форм Fe, мигрирующих как в верхних 60 сантимет¬
рах, так и в более глубоких толщах. Все это происходит на фоне значи¬
тельно меньшего содержания всех форм соединений Fe по сравнению с
ферраллитной почвой. Закономерное и существенное отличие поведения
Fe от такового тропических почв сводится к снижению содержания силь¬
ноокристаллизованных и повышению аморфных форм Fe. Слабоокристал¬
лизованные формы более стабильны, что также может служить косвенным
показателем большей увлажненности почв.
Внесение кислых минеральных удобрений (суперфосфата, сульфата
аммония и хлористого калия) в повышенных дозах усиливает подвижность
свободных форм Fe, находящихся в составе ила.
Преобразования происходят главным образом за счет сильноокристал¬
лизованных соединений. Их количество в почвах от 14-летнего возраста
плантаций к 34-летнему снижается во всей 60-сантиметровой толще, а со¬
держание слабоокристаллизованных и аморфных соединений в том же
направлении повышается. Распределение первых показывает усиление в
их миграции роли лессиважа, а вторых — усиление биологической аккуму¬
ляции из богатого железом опада чайного куста. При этом в верхней 30-
сантиметровой толще повышается содержание гумус-железистых соедине¬
ний, что подтверждает общую аккумуляцию аморфных соединений Fe.
174
Сопоставление почв плантаций без удобрений и с удобрениями показы-
вае! меньшую миграционную способность свободных форм железа в пер¬
вых вследствие менее интенсивного лессиважа. При длительном внесени^
удобрений усиливается подвижность илистой части почв, а вместе с ней и
слабоокристаллизованных форм; отмечается повышение содержания аморф¬
ных форм Fe за счет биологического накопления.
Вряд ли подобное явление можно расценивать положительно. Со сниже¬
нием свободных и повышением аморфных форм распыляется структура
и увеличивается поглощение Р205 Fe-коллоидами. Наконец, усиление
лессивирования ухудшает фильтрационные свойства и способствует вре¬
менному переувлажнению, что также усиливает подвижность Fe.
Поступление железа в растение не регулируется его всасывающим ап¬
паратом, поэтому увеличение содержания подвижных форм железа в поч¬
вах может сказываться на его увеличении в чайном листе, что впервые
было отмечено А.И. Троицким (1949), затем А.Н. Рукакой (1976). Влияет
ли оно на качество чая, пока неизвестно.
Несмотря на ограниченность рассмотренных данных, все же они застав¬
ляют обратить внимание на увеличение подвижности Fe в почвах при дли¬
тельном выращивании чая с внесением больших доз кислых удобрений.
Необходимо организовать наблюдения за его динамикой в почвах и поступ¬
лением в чайный лист.
Другой, не менее важной стороной влияния антропогенных воздействий
на железо в почвах является преобразование его форм при одних процес¬
сах в аморфные, при других в различной степени окристаллизованные и
даже переход одних глинистых минералов в другие. Подобные превращения
имеют важное значение, так как определяют различия в поглощении, часто
необратимом, элементов питания, и особенно Р205. Так, природные желе¬
зосодержащие минералы с размером частиц <0,01 мм поглощают (по
Адерихину, 1970) следующие количества Р205 (в г на 100 г минерала):
Биотит 0,35 Гематит 0,17
Лимонит 0,46 Магнетит 0,10
Как видно, различия существенные, снижающиеся с увеличением крис¬
таллизации железосодержащих минералов. Однако поглощение Р205
этими минералами все же высокое по сравнению, например, с каолинитом,
поглощающим всего 0,06 мг Р205 на 100 г.
При диспергации железосодержащих минералов поглощение Р205 су¬
щественно возрастает, что видно из приводимых ниже данных (по Адери¬
хину, 1970):
Минералы и их состояние Поглощено Р2 Os, мг/100 г
Монтмориллонит нерастертый
450
То же, растертый
4200
Каолинит нерастертый
50
То же, растертый
8000
Гидроокись Fe аморфная
9500
То же, окристаллизованная
88
Измельчение этих минералов резко увеличивает поглощение P2Os вооб-
ще, а кристаллизация железа — снижение и необратимость большей его
части.
175
1 аблица 62
Поглощение золями и коагелями гидроокиси железа Р2 Os
Вариант опыта
Содержание в
золях сухого
в-ва, г
Количество
Са (Н2 Р04) 2,
мл
Поглощено P2Os
мг/100 г сухого
в-ва
Золь гидроокиси Fe, 0,054 50 29 666
50 мл
Тоже 0,054 100 38 055
Коагель гидроокиси 0,027 25 7 916
Fe (из 25 мл золя)
Таблица 63
Поглощение железом Р2 Os
Электролит
Количество элект¬
ролита, мг/100 г
почвы
pH фильтрата
Поглощено Р205,
мг/100 г
почвы
Без электролита
_
6,8
81,9
РеС13
10
5,0
107,7
”
25
4,8
130,3
50
4,5
193,2
Не меньшее значение в поглощении имеет и коллоидальное состояние
железа. Так, в опыте П.Г. Адерихина (1970) выявлены различия в погло¬
щении Р205 золями и коагелями гидроокиси Fe (табл. 62).
Можно полагать, что перевод свободных соединений из состояния золя
в гель, (это происходит в обработанных почвах) способствует снижению по¬
глощения Р205, а внесение удобрений, наоборот, повышению и увеличению
доли необратимых кремнеземно-железо-фосфорных соединений. Это в на¬
ибольшей степени проявляется в почвах, обогащенных свободными сое¬
динениями Fe, а среди них - в почвах с повышенным содержанием окрис¬
таллизованных и аморфных форм. В меньшей степени они отмечены в
почвах со щелочной реакцией и аккумуляцией гумуса и карбонатов.
Наконец, существенное значение в поглощении Р2 05 приобретает железо
как электролит. При введении в почву FeCl3 поглощается больше Р205,
что видно из данных табл. 63 (Адерихин, 1970).
Поглощение Р2 05 может возрастать более чем в 2 раза по сравнению с
контролем, при этом снижается ее подвижность.
Учет всех изменений поведения железа приобретает важное значение в
регулировании питания растений и состояния и свойств минеральной
части почв (дисперсность, структурность, физические свойства и др.).
176
ОРОШЕНИЕ И ОСУШЕНИЕ И ИХ ВЛИЯНИЕ
НА МИГРАЦИЮ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
При решении проблем орошения и осушения обычно не обращают вни¬
мания на роль железа - его мобилизацию при увлажнении и осушении.
Лишь в последнее время при широко развернувшихся осушительных ме¬
лиорациях почв в Нечерноземье возникла проблема закупорки дрен отло¬
жениями гидроокиси железа и частичного выноса их за пределы осушае¬
мой территории (доклад В.К. Пестрякова, СевНИИГИМ, 6 февраля 1979 г.
на заседании, посвященном 75-летию Почвенного музея им. В.В. Докуча¬
ева) . При осушении, как и при орошении, значительная часть железа быстро
переводится из окисных соединений в гидроокисные и закисные, что вызы¬
вает изменения свойств почв и токсикоз сельскохозяйственных культур.
Однако об изменениях, происходящих при накоплении закисных форм
железа, их перераспределении в почвах и выпадении из биогеохимического
цикла обменных веществ в виде новообразований, мы можем пока судить
лишь по косвенным данным. Вот почему предлагаемый обзор имеет пред¬
варительное и установочное значение. Цель его — привлечение внимания
исследователей к выяснению роли Fe в почвах при орошении и осушении.
Речь будет идти о тех изменениях почв в результате мелиорации, кото¬
рые по сравнению с известными (вторичное засоление, заболачивание,
ирригационная эрозия и др.) проявляются медленнее, но могут иметь
необратимый характер. Остановимся только на- тех, которые могут быть
связаны с преобразованиями, миграцией и сегрегацией свободных форм
железа под влиянием орошения и осушения.
Орошение
Орошение, повышая увлажнение почв в периоды полива и доводя его
до избыточного, изменяет естественный водный и газовый режимы, что
приводит к анаэробиозису, резкой смене окислительного режима на вос¬
становительный. При этом в почвах нарушается соотношение форм сво¬
бодного Fe; под влиянием гидратации сильно- и слабоокристаллизованные
формы Fe переводятся в аморфные, а последние в восстановительных усло¬
виях переходят в аморфные гидроокисные и закисные соединения (см.
табл. 30).
Увеличение в почвах аморфных соединений Fe при орошении — наиболее
характерный процесс, протекающий во всех природных зонах, но имеющий
различное количественное и качественное выражение. При этом воздействие
оросительной влаги на почвы различно и зависит от типов орошения или
способов подачи воды. Наибольшее различие вызывается: а) прерывистой
подачей воды небольшими кратковременными поливами, повторяющимися
в течение вегетационного периода от 2 до 10 раз (оросительная норма);
б) постоянным затоплением почв со стоянием воды на поверхности в те¬
чение нескольких месяцев. Наиболее широко распространен первый тип,
применяемый при выращивании различных сельскохозяйственных культур
на разных почвах. Он включает в себя большое разнообразие способов
подачи воды на почвы — от кратковременного сплошного затопления до
дождевания. Второй тип применяется только при выращивании риса, поэ-
юму его влияние на почвы локально и ограничено рисосеющими регионами.
12 Зак. 1805 177
Степень воздействия на почвы обоих типов орошения находится в зави¬
симости от их карбонатности и гумусированности. Чем выше карбонат-
ность, тем ниже подвижность железа, и наоборот. Обусловлено это двумя
причинами: первая - связывание свободных форм железа в карбонатные
(нерастворимые) формы — FeC03 и переход Fe в мобильнообратимое
состояние, обусловленное наличием в почвенном воздухе С02:
FeC03 + С02 —Fe(HCOs )2 —^ Fe2
^нераствори- (биол. деятель- (растворимое) (обменное)
мое) ностъ)
Вторая причина — коагулирующее действие СаС03 на свободные соеди¬
нения Fe, находящиеся в коллоидном состоянии или связанные с илом.
Чем выше карбонатность, тем интенсивнее структура и цементирующее
действие СаС03, способствующее улучшению аэрации и относительно
быстрой обратимости процессов восстановления-окисления.
Этому способствует гумусированность почв: чем она выше, тем устой¬
чивее и интенсивнее восстановительные процессы в почвах. Наконец, из¬
вестное значение имеет и состав взвешенных наносов, поступающих с оро¬
сительными водами. Примером разнокачественности последних могут быть
данные по наносам рек Нила и Амударьи (табл. 64). Нильский ил способ¬
ствует повышению содержания Fe в почвах и его более интенсивному вос¬
становлению при орошении, так как он содержит больше гумуса и меньше
СаС03. Этим, вероятно, объясняется и большее оглеение почв при ороше¬
нии и слитообразование при длительном иссушении почв долины Нила.
Амударьинский ил, наоборот, обладает большей цементацией и меньшей
восстанавливающей способностью вследствие малого содержания гумуса.
Исходя из этих общих предпосылок, можно наметить следующие зако¬
номерности в поведении Fe по основным природным зонам и их типич¬
ным почвам.
Пустынная тропическая зона — накопление Fe преимущественно в окрис¬
таллизованных формах, с резким преобладанием аморфных форм в перио¬
ды интенсивного увлажнения, сопровождающееся пептизацией глинистой
части и образованием смектитовых железистых минералов.
Субтропические пустыни (типа среднеазиатских) — преобладание накоп¬
ления СаС03, снижающего образование свободных форм, а среди них
особенно аморфных. Количество последних возрастает с увеличением дли¬
тельности орошения. Иссушение сероземных почв приводит к их цемен¬
тации, трещиноватости и быстрой окисляемости Fe. Мобильность процес¬
сов окисления—восстановления наибольшая по сравнению с другими зо¬
нами.
Сухосгепная зона - при общем малом содержании Fe в каштановых поч¬
вах преобладают окристаллизованные формы с тенденцией образования
конкреционных форм и усиления оглеения при орошении.
Степная зона - при орошении черноземов происходит образование
хелатных и аморфных закисных форм с сильным оглинением и участием
последних в формировании смектитовых глинистых минералов, мелких
конкреций, плоскостей скольжения, характерных для слитообразования.
Лесостепная зона - серые лесные почвы при выборочном орошении
обогащаются аморфными формами Fe с выпадением части их в конкре¬
ционные формы.
178
Таблица 64
Содержание С02, гумуса и Fe203 во взвешенных наносах Нила и Амударьи, %
Река
Гумус
СО 2 карбонатов
Fe203
Нил
2,48
1,03
9,91
Амурдарья
0,73
8,01
5,80
От полупустынной зоны к степной в орошаемых автоморфных почвах
свободные соединения Fe приобретают большую подвижность, способст¬
вуют пептизации глинистой части, что облегчает слитообразование и уси¬
ливает подвижность хелатных и гумус-железистых соединений, способ¬
ствует проявлению лессиважа с выпадением части железа при иссушении
почв в виде мелких железистых-конкреций. Наконец, в связи с повыше¬
нием содержания в почвах гумуса происходит усиление восстановительных
процессов с образованием закисных аморфных форм Fe.
ОВ-потенциал при отсутствии избыточного увлажнения имеет следующие
колебания в почвах (Eh, мв) :
Без орошения При орошении
Почвы
Подзолистые и 550-750
дерново-подзолистые
Черноземы 400-600 350-400
Сероземы 350-450 200-250
Eh < 200 мв характеризует во всех почвах анаэробиоз и устойчивое
развитие процесса оглеения. Содержание FeO более 10 мг на 100 г во мно¬
гих случаях оказывается токсичным для корневых систем однолетних
растений. Другим косвенным показателем токсичности FeO может служить
содержание 02 в почвенном воздухе:
0,1—3% — корни сохраняют жизнедеятельность, но не растут (FeOlOMr);
5—10% — кончики корней растут;
10-12% - начало поглощения корнями воды;
> 12% — образование новых корней.
Таким образом, при периодическом орошении почв влияние железа
проявляется и с положительной и с отрицательной стороны. Отрицательное
влияние тем интенсивнее, чем чаще и длительнее почвы находятся в состоя¬
нии переувлажнения. Поэтому необходимость контроля за состоянием и
соотношением форм железа в почвах возрастает в умеренной зоне от серо¬
земов к черноземам, а в тропической зоне от песчаных почв к глинистым
ферраллитным почвам в связи с большими возможностями выпадения в
последних Fe и возникновения его конкреционных и кирасных новообра¬
зований. Это наиболее энергично и быстро происходит при длительном
затоплении, применяемом при возделывании риса.
В тропических условиях в бескарбонатных почвах происходит наиболее
интенсивное восстановление Fe и его выпадение из растворов с образова¬
нием конкреционных горизонтов ниже обрабатываемых и увлажняемых
гомогенных слоев. При наличии в грунтовых водах сульфатов происходит
образование сульфидов железа, сильно подкисляющих почвы и способст¬
вующих токсикозу растений.
Действие сульфидов железа тем интенсивнее, чем дольше почвы нахо-
179
дятся в переувлажненном состоянии. Сульфидно-железистое засоление
свойственно дельтам рек и прибрежным равнинам, находящимся под воз¬
действием подпора морскими и океаническими водами в тропических
условиях (это явление особенно характерно для дельты р. Меконга).
В рисовых почвах потери железа из окультуриваемого слоя достигают
больших величин, что сказывается на уменьшении емкости поглощения,
повышении кислотности, обусловленной подвижным алюминием, и на
потере микроструктурности, в результате чего почвы при высыхания ста¬
новятся плотно-монолитными, пригодными для возделывания только
риса. При отсутствии почвенного железа рис может страдать хлорозом.
Осушение
Осушение при повышенном атмосферном увлажнении. Как отмечалось
выше, при дренаже в той или иной степени заболоченных почв, особенно
подзолисто-глеевых, торфяно-глеевых и им подобных, происходит усиле¬
ние выноса железа. Этому способствуют три обстоятельства: первое — на¬
хождение Fe в подобных почвах в виде аморфных окисных и закисных,
а также железо-гумусовых соединений; второе — избыточное увлажнение
почв в течение теплого сезона года; третье - открытость почвенной сис¬
темы и дренажа, в результате чего под воздействием гравитационных сил
водные растворы коллоидальных форм гидроокисей и закисей Fe движутся
к дренам.
В дренах происходит отложение Fe (ОН) 3, Fe (ОН) 2, FeO частично в виде
новообразующегося минерала ферригидрита. В этих случаях, помимо за¬
купорки закрытых дрен соединениями железа, происходит и его интенсив¬
ный вынос из почвенных толщ. Этим создаются условия лессиважа и опод-
золивания, так как подобные почвы обогащены фульватными фракциями
гумусовых кислот, а также обеднения почв Fe. Все это приводит к сниже¬
нию емкости поглощения и повышению подвижности питательных веществ
с выносом их в дрены.
Подобные процессы порождены деятельностью человека; они не предус¬
мотрены проектами осушения. А между тем влияние подобных явлений
и процессов на плодородие почв несомненно велико, и проявляется оно
постепенно. Их необратимость может привести к серьезным последствиям,
потребующим сложных химических мелиораций для восстановления при¬
родного равновесия.
Их необратимость может привести к серьезным последствиям, потребу¬
ющим сложных химических мелиораций для восстановления природного
равновесия. Избыточное увлажнение в субтропических и тропических усло¬
виях не снижает интенсивности процессов. Их проявление может быть более
интенсивным, стимулирующим аллитизацию (накопление каолинита) в верх¬
ней 40-60-сантиметровой толще и ожелезнение нижней толщи почв с образо¬
ванием конкреций и кирас. Примером могут служить псевдоподзолиетые
и псевдоглеевые почвы этих зон. Плодородие их резко снижается вследс-
ствие выноса Fe и ила.
Можно было бы умножить примеры потерь Fe из почв вертикальным
и боковым выносом. Но это задача будущего. В настоящее же время необ¬
ходимо обратить внимание на контроль за динамикой Fe в наиболее типич¬
ных регионах орошения и осушения почв в целях выяснения темпов вос-
180
Таблица 65
Влияние гончарного дренажа* известкования и фосфоритования на подвижные
формы соединений железа, мг/100 г почвы
Вариант опыта
Подвижное железо
FeO+Fe2 Оэ
FeO
Fe2Os
Контроль (без дренажа и мелиора¬
ции)
34,4
25,0
9,4
Дренаж с известкованием и форфо-
ритованием
9,7
7,7
2,0
становления и выноса Fe, а также для разработки мер предупреждения по¬
добных процессов, а в некоторых регионах и обогащения почв железом.
Уже в настоящее время известны регионы, где внесение растворов
железа в почвы (железного купороса, сернокислого железа и др.) имеет
важное значение в борьбе с его недостатком и за улучшение товарности
продукции (например, внесение под цитрусовые в Ливане). Не исключена
возможность усиления выноса подвижных форм Fe и из почв чайных
плантаций, особенно при длительном внесении кислых удобрений.
Одним из мероприятий по предотвращению выноса Fe в условиях уме¬
ренной зоны может быть известкование почв, предшествующее осушению,
как возможный способ коагуляции железа на месте. Данные И.И. Назарен¬
ко (1979), полученные на псевдоподзолистых почвах Прикарпатья, под¬
тверждают это положение (табл. 65) и показывают, что при дренаже и вне¬
сении извести и фосфоритной муки резко снижается подвижность Fe. Од¬
нако отсутствие опыта в этих направлениях заставляет прежде всего начать
разработку методов, предусматривающих торможение биогеохимических
процессов, усиливающих подвижность железа в почвах под влиянием од¬
ного из важных типов антропогенного воздействия на природную среду и ее
основного компонента — почвы.
ПЕДОГЕОХИМИЧЕСКАЯ РОЛЬ ГОРНОДОБЫВАЮЩЕГО
И ПРОМЫШЛЕННОГО ПЕРЕМЕЩЕНИЙ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Рассматриваемые в этом разделе вопросы, как и многие другие, касаю¬
щиеся антропогенной геохимии Fe в почвах, еще на разработаны. Однако
косвенных показателей и наблюдений накопилось достаточно для того,
чтобы рассмотреть их в качестве исходных в постановке изучения вопро¬
сов обогащения почв Fe при добыче железных руд, производстве железа
и изделий из него, перемещаемых и рассеиваемых по суше.
Большинство современных исследователей приходят к выводу, что
в настоящее время хозяйственная деятельность существенно влияет на
многие звенья и части природного круговорота веществ. По Е.В. Милано-
вой и А.М. Рябчикову (1979), антропогенные факторы изменяют и направ¬
ляют (чаще негативно, чем позитивно) круговорот веществ и отдельных
его элементов на локальном и региональном уровнях. Настоящее время
характеризуется постоянным ускорением перемещения и накопления хи-
181
мических элементов горнодобывающей и металлургической промышлен¬
ности и сель.ского хозяйства.
Сказанное относится прежде всего к углероду и железу. Считается,
что ежегодно человек выносит из недр Земли на ее поверхность такое
количество различных горных пород, содержащих не менее 5-6% железа,
которое всего в 3 раза меньше общей суммы твердого стока всех рек зем¬
ного шара (Миланова, Рябчиков, 1979).
По данным ЮНЕСКО, горнодобывающая отрасль промышленности в
мире развивается в 1,4—1,7 раза быстрее, чем все остальные отрасли. За
последние 500 лет добыто до 2 млн. т железа, и интенсивность добычи его
все возрастает (Миланова, Рябчиков, 1974). Для добычи этого количества
железа было переработано в 20—30 раз больше пород, как вмещающих же¬
лезо, так и отвалов и вскрышных масс, содержащих также не менее 5%
железа, очень часто в сульфидных соединениях. Последние имеют кислую
реакцию и, высвобождаясь при выветривании, обогащают окружающие
территории и их почвы сульфидами и закисными соединениями железа,
вредно влияющими на растения и животных.
За весь антропогенный период выплавлено 20 млрд. т железа, из него
мировой металлофонд (сооружения, машины, механизмы) составляет
6 млрд. т, а остальные 14 млрд. т железа рассеяны в природной среде. К
этому следует добавить твердый сток и эоловый вынос, достигающие
10 млрд. т/год, что приближается к величине общей глобальной денудации,
составляющей 23—25 млрд. т/год (Миланова, Рябчиков, 1979). Если при¬
нять минимальную величину содержания в них Fe, равной 5%, то годовая
величина перемещения и дополнительного прихода его в почвы составит
500 млн.т.
Общая площадь, нарушенная горными выработками, достигает в США
1,3 млн. га; были прогнозы, что к 1980 г. она достигнет 2 млн. га. Нару¬
шенные добычей земли и занятые промышленными отходами площади в
США достигают 5,2 млн. га, а в СССР, по самым минимальным подсчетам,
превышают 1 млн. га. Из них рекультивировано: в США — 250 тыс. га
(на 1970 г.), в СССР - около 100 тыс. га (Миланова, Рябчиков, 1979).
Из отдельных крупных очагов геохимии железа можно назвать:
27 тыс. га, нарушенных разработкой курских .железистых кварцитов;
145 тыс. га на Украине, где, кроме того, 40 тыс. га заняты хвостохранили-
щами и 30 тыс. га — полями фильтрации и прудами (Миланова, Рябчиков,
1979). Железо перемещается и отлагается смывами, переносящими в США
до 3 млрд. т почвы ежегодно, а в СССР до 535 млн. т ежегодно; в них со¬
держится до 2,6 млн. т Fe. В СССР при очистке каналов ежегодно удаляется
до 128 млн. м3, или до 320 млн. т, наносов, содержащих не менее 5-6%Fe.
Над крупными промышленными центрами мира в атмосферу выбрасы¬
вается в год до 30-50 т пыли, содержащей не менее 20—30% диспергиро¬
ванного Fe. В целом этими и другими видами техногенного перераспределе¬
ния Fe через карьеры, отвалы и другие виды нарушений миграция железа
осуществляется на значительной площади. К этому следует добавить вынос
на поверхность Земли глубинных пород 520 действующими вулканами,
составляющий как минимум 500 млн. т ежегодно. Эти выбросы содержат
не менее 7—10% железа в аллофаново-аморфных формах, наиболее легко-
растворимых и мигрирующих.
182
Из этого далеко не полного обзора современных антропогенных мигра¬
ций железа можно сделать вывод, во-первых, что в настоящее время геохи¬
мический круговорот железа в десятки, а может быть, и в сотни раз превы¬
шает его естественный круговорот и, во-вторых, что по интенсивности ан¬
тропогенной миграции формируются локальные и даже региональные ант-
ропоаномальные регионы (Ковда, 1976). В них и накопления и миграции
железа могут существенно ухудшать условия ведения сельского и лесного
хозяйства. В связи со сказанным справедливо введение понятия ’’техно-
фильность элемента”, что в наибольшей степени применимо к железу, пос¬
тупающему в почвы техногенным путем.
По содержанию Fe все почвы четко делятся на три группы: сиаллитные
и феррсиаллитные, ферраллитные, ферритные. Феррсиаллитные почвы
приурочены к умеренно теплым и холодным условиям, в них содержа¬
ние Fe колеблется в пределах от 1—2 до 5—7%. Ферраллитные почвы
распространены в субтропических и тропических влажных и переменно¬
влажных условиях, в них содержание Fe варьирует от 3-4 до 10-15%,
повышаясь в кирасах до 30—40%. Ферритные почвы распространены ло¬
кально, они приурочены к элювию и элюво-делювию ультраосновных пород
(серпентинитов) с содержанием Fe, достигающим 40—70% (Зонн, 1964).
Если в первых двух группах содержание Fe в условиях хорошего естест¬
венного дренажа не ухудшает свойств почв и роста сельскохозяйственных
культур, то на почвах третьей группы многие культурные растения не мо¬
гут произрастать, а приспособившиеся естественные виды растений отлича¬
ются малой биомассой и низким качеством продукции. Обработка таких
почв, даже минимальная, приводит к катастрофическому развитию водной
и отчасти ветровой эрозии, уничтожающей почвы мощностью 1-2 м за 2—
3 года.
Естественно, что общие запасы Fe в почвах трех групп существенно раз¬
личны, однако подсчеты еще не проведены. Е.В. Миланова и А.М. Рябчиков
(1979) указывают, что общие запасы Fe в верхнем 10-сантиметровом
слое всех почв земного шара оцениваются в 1000 млрд. т, содержание Fe
в океане составляет 14 млрд.т, а в мировом хозяйстве — 8 млрд. т. Следует
отметить, что содержание железа в почвах, как правило, повышается с глу¬
биной. Поэтому приводимые авторами величины не сравнимы с величинами
накопления Fe в океане и мировом хозяйстве. В почвах приводимую вели¬
чину следует увеличить как минимум в 10 раз, поскольку в первом метро¬
вом слое почв содержание Fe не может быть ниже приведенного. Следова¬
тельно, 10 000 млрд. т скорее преуменьшенный, чем преувеличенный, запас
Fe в метровой толще почв земного шара.
Таким образом, в почвах более чем в 700 раз больше Fe, чем в океане.
Такое соотношение подтверждает ранее сделанный нами вывод о малой
подвижности железа и о его прочном закреплении в почвах в первичных
и глинистых минералах, новообразованиях и др.
Роль и поведение окислов и гидроокислов Fe в почвах умеренной и тро¬
пической зон различны. В умеренной зоне вследствие образования большо¬
го количества органических кислот из растительного опада происходит
большее разрушение минералов, высвобождение железа, а также повы¬
шается подвижность его в коллоидальной форме с образованием иллюви¬
альных ожелезненных горизонтов на различных глубинах. В этих условиях
183
Fe косвенно ухудшает естественную дренированность почв и спо¬
собствует обеднению верхних горизонтов питательными веществами, а
также избыточному их увлажнению. Все это обусловливает усиление под¬
золообразования.
При техногенном рассеянии Fe может образовывать хелаты — комплекс¬
ные органические соединения с ЭДТУ и ДТПУ, легкорастворимые, легко
вымывающиеся и концентрирующиеся в иллювиальных горизонтах; кроме
того, избытки диспергированного Fe могут способствовать образованию
коллоидного ферригидрита, усиливающего формирование иллювиальных
железистых горизонтов и их уплотнение при высыхании. Наконец, избыток
железа будет выпадать в виде различных новообразований, что в конечном
счете также сказывается на ухудшении дренажа и физических свойств
почв.
В условиях тропической зоны, как отмечалось, Fe в почвах до опре¬
деленного уровня содержания (10-12%) выполняет положительную роль,
подобно роли Са в почвах умеренно теплой зоны. Оно обладает способ¬
ностью коагулировать почвенную массу и образовывать прочную струк¬
туру; в условиях нейтральной среды Fe выполняет роль активного катиона
в поглощающем комплексе, адсорбируя Са, Р и другие катионы, и тем
самым регулирует поступление, удержание и вымывание подвижных соеди¬
нений. В условиях кислой среды железо необратимо поглощает фосфаты,
при увлажнении пептизируется, а при высыхании может выпадать в кон¬
креции и ускорять образование кирас.
Таким образом, двойственность поведения железа - особенно в перемен-
но-влажных условиях субтропиков и тропиков — и ухудшает, и улучшает
не только почвенные условия, но и условия жизни человека.
В целом техногенное поступление железа в тропические почвы следует
оценить как фактор, ухудшающий почвы. Поэтому здесь контроль приоб¬
ретает особо важное значение для своевременного предотвращения не¬
благоприятных последствий антропогенного ожелезнения почв.
Если при достаточном дренаже почв окислы Fe не обладают токсичес¬
кими свойствами по отношению к растениям, то при недостаточном дрена¬
же его закисные формы могут быть токсичными. Эта токсичность в боль¬
шей мере может проявляться в тропических условиях, где FeO накапли¬
вается в больших количествах.
Во всех условиях, и особенно в карбонатно-щелочной среде, при нор¬
мальном содержании общего Fe может ощущаться недостаток подвижных,
поглощаемых растениями форм соединений FeO. В таких случаях многие
растения страдают хлорозом, а цитрусовые теряют товарный цвет плодов.
Все эти показатели усиливаются при техногенном поступлении Fe, снижаю¬
щем содержание подвижных его форм.
Таков далеко не полный обзор роли техногенного поступления Fe в поч¬
вы. Учет возможных многообразных его поступлений необходимо прово¬
дить в локальных и региональных планах.
ЗНАЧЕНИЕ АГРАРНО-ПРОМЫШЛЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ
В ЛОКАЛЬНОЙ МИГРАЦИИ ЖЕЛЕЗА
Аграрно-промышленная специализация сельскохозяйственного произ¬
водства достигла такой степени интенсивности, что начинает проявляться
в особенностях геохимических миграций отдельных элементов, в част¬
ности Fe.
В практике сельского хозяйства влияние дифференциации и поведения
отдельных химических элементов на развитие и урожайность сельскохо¬
зяйственных культур известно давно, но оно до сих пор не получило объек¬
тивного качественно-количественного обоснования.
Такое положение усложняет и нашу задачу. Приходится ограничиваться
общими соображениями, основанными на особенностях поведения Fe в
различных почвах и на их возможных изменениях при коренных преобра¬
зованиях почвенных условий.
Глобальной закономерностью современного сельского хозяйства следует
считать усиление геохимической подвижности железа в почвах, интенси¬
фикацию цикла его биологического обмена и, вероятно, как следствие,
некоторое повышение миграции его подвижных форм за пределы актив¬
ной толщи почв, занятых сельскохозяйственными культурами. Однако
этот вынос частично компенсируется как антропогенной, так и биогенной
их аккумуляцией.
В особо благоприятных условиях внутрипочвенного стока и дренажа
в бассейны геологический аккумуляции элементов выявляется отрица¬
тельный баланс, т.е. преобладание выноса над поступлением. К таким ре¬
гионам относятся прибрежно-морские хорошо дренируемые территории.
В СССР это Черноморское побережье Кавказа (особенно Западная Грузия),
где происходит интенсивный вынос железа выклинивающимися почвен¬
но-грунтовыми водами и речным стоком, а также в результате эрозии.
Аналогичное явление отмечено нами (Зонн, 1974) на Карибском побережье
Кубы, где донные осадки представлены продуктами смыва ферраллитных
кор выветривания и почв. Подобные процессы происходят на Тихоокеан¬
ском побережье Приморского края (Зонн, 1976) и во многих других
регионах.
К настоящему времени существуют как ’’старые” регионы аграрно¬
промышленной специализации, так и ’’новые”, формирующиеся в резуль¬
тате усилившейся добычи промышленных ископаемых руд. Этому спо¬
собствует высокая техническая вооруженность и, следовательно, интенсив¬
ное воздействие на биогеохимию отдельных элементов в почвенной толще.
Число ’’старых” специализированных регионов с различным поведением
железа в почвах значительно и определяется дифференциацией, характером
и степенью воздействия факторов, интенсифицирующих мобилизацию
и миграцию почвенного железа.
При этом наряду с региональными различиями поведения Fe, опреде¬
ляемыми воздействием монокультур, аграрно-промышленные живот¬
новодческие комплексы также могут изменять геохимию железа. Эти из¬
менения осуществляются под воздействием переработанных животными
органических остатков.
Вероятно, не меньшее локальное значение имеют и конечные остатки
технической переработки сельскохозяйственной продукции (растительной
185
и животной), поступающие в почвы в виде водных растворов, содержащих
не столько Fe, сколько кислые органические растворители, воздействую¬
щие на почвенное железо, стимулирующие его подвижность и миграцию.
Соединения железа постоянно эволюционируют в результате перехода
одних форм в другие и необратимой коагуляции части их, что способ¬
ствует изменению физико-химических и физических свойств почв.
Исходя из этих предпосылок, представляется возможным подразделять
аграрно-промышленные комплексы на два ранга по возможному влиянию
на поведение Fe в почвах. В основу такого подразделения положены воз¬
действия: а) моно- или преобладающих культур с присущей им агротехни¬
кой и химизацией, что определяет особые типы соотношений форм соеди¬
нений Fe и их миграций; б) отходов животноводческих комплексов и от¬
ходов переработки сельскохозяйственной продукции промышленными
комплексами. При этом здесь действуют не организмы, а их метаболиты
или отходы. Влияние их ограничено территорией поступления изонами,
находящимися под их миграционным воздействием.
В соответствии с установленными различиями первые воздействия
сельскохозяйственных культур относятся к региональным, а вторые —
отходы животноводческих комплексов — к локальным агропромышлен¬
ным территориям. Региональные, как правило, охватывают площади до
сотен тысяч гектаров, а локальные — не более тысячи гектаров каждый.
Кроме того, воздействия, обусловливаемые концентрацией отдельных
культур, проявляются сравнительно медленно, и с течением времени их
влияние на соотношение, распределение и миграцию свободных форм
Fe нарастает. Нарастание, в свою очередь, зависит от факторов, определяю¬
щих подобные взаимодействия.
Воздействия аграрно-промышленных комплексов локального типа про¬
являются более энергично и с быстро нарастающим эффектом изменения
соотношений и миграций форм свободного Fe. Они могут приводить к био¬
логическому опустыниванию этих локальных территорий.
В соответствии с предлагаемыми подразделениями в качестве примера
выделяются следующие региональные и локальные аграрно-промышленные
комплексы по формирующимся в пределах их влияния типам агрогео-
химических преобразований и локализации соединений.
1. ’’Старые” аграрно-промышленные регионы
а.Западно-Грузинский — преобладают плантации чайного растения,
определяющего подвижность и миграцию в почвах и за их пределами
всех форм свободного Fe и сокращение резервов силикатного Fe.
б.Приморско-Дальневосточный - рисовый, с усилением восстанови¬
тельных процессов, определяющих локальный и региональный вы¬
нос и сегрегацию железа, с обеднением им окультуренных слоев
почв.
в.Средне-Азиатский - хлопковый, с преобладающим влиянием оро¬
шения, обусловливающего сезонное усиление восстановительных
процессов, что обеспечивает потребности растений в подвижном
Fe, на фоне высокой карбонатности; возможность проявления хло¬
роза не исключена.
г.Виноградарские регионы Молдавии, Северного Кавказа, Закавказья
на карбонатных высокогумусированных почвах, с преобладанием
186
окристаллизованных форм Fe и возможным проявлением хлороза
вследствие недосгатка подвижного Fe.
2. ’’Новые” аграрно-промышленные регионы
д.Кубанский — рисовый, с интенсификацией восстановительных
процессов и накоплением закисных форм Fe, с возможностями
местного токсикоза, обусловленного избытком FeO, пептизацией,
и слитообразованием, с участием свободных форм Fe.
е.Орошаемого земледелия на черноземах Дона, Кубани, Северного
Кавказа — усиленная мобилизация аморфных и закисных форм
Fe, их влияние на пептизацию почвенной массы, с вторичным уси¬
лением образования минералов смектитовой группы и нарастающим
проявлением слито образования.
ж.Осушаемые регионы — Полесий, Нечерноземья, с локальными по¬
терями Fe в результате вертикальных и боковых миграций, обус¬
ловленных дренажем. Усиление потери силикатного Fe и интенси¬
фикация подзолообразования на бескарбонатном фоне.
3. Локальные территории воздействия продуктов переработки аграрно¬
промышленных комплексов
3.1. Животноводческие комплексы
з.Локального выброса жидких кислых органических отходов, интен¬
сифицирующих растворение и вынос почвенного Fe, с чем связано
снижение емкости поглощения и ухудшение физических условий про¬
израстания растений.
и.Локального накопления сухих отходов жизнедеятельности живот¬
ных (кутанные накопления) в зонах отгонного животноводства с
концентрацией Fe. Эти накопления представляют собой ценное мели-
оративно-удобрительное сырье.
3.2 Перерабатывающие комплексы
к.Отходы переработки прядильных культур (льна и др.), органичес¬
кие остатки, загрязняющие почвы растворимыми органическими
соединениями и усиливающие подвижность и миграцию свободных
форм Fe.
Приведенные примеры возможных регионализаций и локализаций воз¬
действия на почвенное железо метаболитов растительного и животного про¬
исхождения, а также отходов, не утилизируемых человеком и локально
накапливающихся вокруг перерабатывающих комплексов, далеко не ох¬
ватывают всего возможного их многообразия. Этими примерами мы стре¬
мились привлечь внимание к процессам и влияниям, изменяющим режимы
Fe, до сих пор не учитывавшимся ни наукой, ни практикой. А между тем
все они оказывают ощутимое антропо-биогеохимическое влияние на общий
баланс железа в почвах. Необходимо разрабатывать приемы и способы, нап¬
равленные на улучшение процессов биогеохимической стабилизации Fe
в зонах гипергенеза и активного биологического обмена.
Приведенная систематика воздействия — сугубо предварительная, задача
дальнейших исследований заключается в выявлении и обосновании всех
подобных изменений, в разработке качественно-количественных показате¬
лей для антропогенных типов соотношения форм железа, а также их миг¬
раций.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
СЦЕНАРНЫЕ ПРОГНОЗЫ ПЕДОГЕОХИМИИ ЖЕЛЕЗА
В АНТРОПОГЕННЫЙ ПЕРИОД
Закончить исследование, подвести итоги, попытаться прогнозировать
дальнейшую антропогенную эволюцию тех или ных природных явлений,
процессов и тел - задача весьма трудная как в принципе, так и по формаль¬
ным причинам. В большинстве случаев трудности обусловливаются тем,
что рассмотрение таких проблем базируется на неопределенных прошлом
и настоящем, вследствие чего мы очень робко заглядываем в будущее.
Такое положение в наибольшей степени связано с тем, что информация об
изучаемых природных явлениях, процессах и телах всегда остается, как
указывает П. Хаггерт (1979), дефицитным товаром. Тем не менее пробле¬
мы будущего должны решаться, если мы хотим внести вклад в улучшение
взаимоотношений человека с природой, и особенно с почвой.
Для этого необходимы кропотливый научный поиск, разработка теорети¬
ческих основ как важнейшее условие установления конкретных глобальных,
региональных и локальных взаимоотношений человека с компонентами при¬
родных и антропогенных биогеоценозов. При этом чрезвычайно важна рес¬
таврация прошлых событий и процессов. Однако когда данных мало, прош¬
лое может быть столь же бедным фактами, как и будущее. Это одна из
примечательных, хотя и неудовлетворительных особенностей прогнозных
исследований. Тем не менее и при подобном состоянии знаний прогнозиро¬
вание необходимо.
Самый простой путь прогноза — моделирование, составление прогноз¬
ных моделей. Они обычно основываются на ряде наблюдений или данных за
прошлые годы и на мысленном продолжении их ненамного в будущее.
Такие модели создают упрощенное представление о том, как в попытке
предсказать будущее можно использовать закономерности или ’’механиз¬
мы” окружающего нас мира.
Дальнейший этап - прогнозы возможных будущих ситуаций, основан¬
ные не на сугубо математических уровнях, а на логике доказательств,
базирующихся хотя и на ограниченных, но более или менее достоверных
фактах или предположениях. Такое прогнозирование получило название
прогнозных содержательных сценариев. На основе их мы создаем альтер¬
нативные картины будущего. По Хаггерту, сценарии могут быть пессимис¬
тическими и оптимистическими.
Исходя из сказанного, прежде всего попытаемся с использованием
фактических, экспериментальных данных и предположений восстановить
крупные этапы педогеохимии Fe в прошлом и настоящем. Затем, используя
их, а также учитывая изменения экологических условий при нарастании
188
ан i ропогенных воздействий, попытаемся создать основу для возможных
сценариев будущей эволюции и миграции соединений Fe в почвах.
Предпосылками для такого рассмотрения проблемы послужили следую¬
щие представления.
1. Была установлена наименьшая подвижность свободных окисных
и гидроокисных соединений Fe, свидетелей былых преобразований и ин¬
тенсивных миграций и аккумуляций элементов в гипергенной толще при
эволюционных и катастрофических изменениях экологических условий,
влияющих на подвижность Fe.
2. Изменения подвижности Fe во все времена определялись, вероятно,
двумя главными причинами:
1) эволюцией растительного покрова в геологическом времени — от наи¬
более продуктивных их формаций, обусловивших накопление органичес¬
кой массы каменноугольного типа, к формациям с нарастающей ксерофи-
тизацией к третичному и четвертичному периодам. При этом в пределах
их особое значение приобретали смены (эволюционные и катастрофичес¬
кие) холодных и жарких эпох в условиях плювиальных и аридных клима¬
тов. В результате сплошное ожелезнение зон гипергенеза и образование
железных руд в ранние геологические периоды сменялись контрастными
сменами усиленной локальной миграции в плювильные и выпадения в виде
латеритных, кирасных, крупноконкреционных, ортштейновых и других
новообразований в ксероморфные климатические стадии. В своем форми¬
ровании и распространении эти образования были связаны с геоморфоло¬
гическими и литологическими факторами, а в еще большей степени со сме¬
нами гидрологических режимов — с соотношением поверхностного и внут-
ригипергенного стоков глобального и регионального планов;
2) проявлением в каждый период локального нарастания в зоне ги¬
пергенеза стадий постепенного переувлажнения и анаэробиозиса с повы¬
шением биологической продуктивности растительной массы, с замедлен¬
ным разложением — гниением ее остатков и продуцированием кислых
водорастворимых органических соединений. Такие стадии сопровождались
повышенным образованием закисных и гумус-железистых соединений *и
усилением их миграции к бассейнам геологической аккумуляции. Однако
смены экологических условий на пути миграции способствовали то уси¬
лению пептизации, то, наоборот, коагуляции и осаждению Fe. Оно частично
выпадало из круговорота веществ с локально-закономерным образованием
различных железистых, марганцово-железистых и кварцево-железистых
новообразований.
Можно полагать, что во все геологические периоды поведение железа в
зонах бывшего гипергенеза было связано с биогеоценотическими процес¬
сами, и в первую очередь с биологической продуктивностью органической
массы и гидротермическими условиями ее преобразования. Вероятно, в
широком геологическом плане — от каменноугольного к четвертичному
периоду — в зоне гипергенеза происходило снижение вовлекаемого в об¬
щий круговорот железа за счет его выбывания в результате образования
железных руд и различного рода новообразований. Причиной этому могли
быть снижение биологической продуктивности растительных формаций и
(енденции к нарастанию смен анаэробного накопления аэробным разложе¬
нием и разложением—минерализацией органической массы. Этому способ¬
189
ствовало учащение контрастных смен гидротермических режимов развития
биологического мира.
Известным подтверждением подобной тенденции могут служить древние
коры выветривания тропиков. Они, как правило, содержат больше железа,
чем современные. То же показывают и моренные отложения: они более
богаты железом, чем налагающиеся на них более ’’молодые” покровные
отложения.
3. Вполне допустимо, что установленные группы и формы соединений
железа существовали во все геологические эры и периоды. Количества и
соотношения их могли существенно изменяться. Вероятно, что более вы¬
сокое содержание гумусово-железистых и аморфных соединений приуро¬
чивалось к периодам высокой биологической продуктивности, и наоборот,
превалирование окристаллизованных форм соединений может быть связа¬
но с ксерофитизацией и аридизацией гидротермических режимов.
В глобальном плане общая тенденция — снижение содержания и интенсив¬
ности круговорота железа в зоне гипергенеза. Однако в целом в прошлые
геологические эпохи вряд ли могло иметь место глобальное обеднение
железом гипергенной зоны до пределов его недостаточности для биологи¬
ческого воспроизводства. Оно могло происходить только локально. Яр¬
ким свидетельством тому могут быть бокситовые и каолинитовые залежи,
в значительной мере обезжелезненные.
Обезжелезивание каолинизированных продуктов выветривания гра¬
нитов и гнейсов наблюдается в тропической зоне и в настоящее время, осо¬
бенно в области разгрузки стока хорошо дренированных побережий Атлан¬
тического, Индийского и других океанов и морей. Однако эти потери желе¬
за в общем его балансе, вероятно, восполняются за счет выветривания ми¬
нералов и горных пород, выходящих на поверхность или близко подступаю¬
щих к ней.
В современный период все усиливающейся антропогенизации гиперген¬
ной зоны, и особенно почвенного покрова, проблемы прогноза поведения
железа сильно осложняются недостатком информации по железу, вовле¬
ченному в биогеохимический круговорот, при существенных техногенных
преобразованиях, а также механическими нарушениями не только почвен¬
ного покрова, но локально и всей зоны гипергенеза.
Поэтому в суждениях о судьбе железа в них уже сейчас выявляются
принципиально разноречивые исходные суммарные позиции.
Одна из первых таких позиций была сформулирована М.А. Глазовской
(1968,1972),азатем повторена Е.В. Милановой и А.М. Рябчиковым (1979).
М.А. Глазовская исходит из того, что добываемое железо в значительной
части рассеивается в биосфере, что приводит к существенному обогащению
им почв. Прогнозируется значительное накопление Fe в подзолистых поч¬
вах. ’’Излишнее ожелезнение почв приводит к связыванию агрессивных
органических кислот в малоподвижные комплексы, уменьшению степени
проявления процессов подзолообразования. . .” Затем: ”. .. попадая в поч¬
ву в процессе техногенного рассеяния, железо может образовывать хе-
латы - комплексные органические соединения с этилендиаминтетраук-
сусной и диэтилен-триаминпентауксусной кислотами (ЭДТУ, ДТПУ).
Хелаты легкорастворимы и, как правило, быстро вымываются из почвы”
(цит. по Милановой, Рябчикову, 1979, с. 87).
190
Как видно, приведенные два сценарных положения о судьбах железа
находятся в противоречии. В первом случае железо связывается в легко¬
подвижные комплексы, а во втором, наоборот, в виде хелатов леп'О вымы¬
вается из почв. Остается неясным и третье прогнозное положение — как
накопление малоподвижных органо-железистых комплексов может приво¬
дить к уменьшению степени проявления процессов подзолообразования.
Есть основания полагать, что водорастворимые органические кислоты спо¬
собны растворять железо или переводить его в коллоидальные растворы,
подверженные лессиважу, и в этом состоянии они даже способны забивать
дрены. Мы отмечаем это потому, что подзолообразование как процесс
разрушения первичных и вторичных минералов преимущественно органи¬
ческими кислотами не только не может быть приостановлено излишками
содержания железа, а наоборот, может способствовать усилению иллюви¬
ального накопления с образованием ортштейнов или кирас.
Приостановление передвижения железа и развития подзолообразования
может быть достигнуто только нейтрализацией кислот. Причем этот процесс
обратим, т.е. исчерпание нейтрализатора вновь может усилить подзоло¬
образование. В своих сценарных подходах мы исходим из того, что резервы
естественного (силикатного) Fe неуклонно сокращаются и что это сокра¬
щение имеет генеральную зависимость от климатических условий (наиболь¬
шее сокращение во влажных тропиках и наименьшее — в аридных регионах
с минимальным атмосферным увлажнением). Эта закономерность ослож¬
няется и усиливается накоплением на поверхности почв органических остат¬
ков — продуцентов органических кислот (таежные леса — подзолы). В этих
условиях разрушение и повышение подвижности железа превосходят та¬
ковые во влажных тропиках.
Избыточное увлажнение, как и орошение почв, повышает содержание
аморфных соединений относительно подвижных в виде FeO соединений,
обладающих токсичностью.
В современный этап происходит с различной интенсивностью образова¬
ние и перераспределение (преимущественно горизонтальное) свободных
форм соединений железа. Пои этом изменение соотношений силикатного
и свободного Fe зависит от преобладания тех или иных ЭПП, формирующих
почвы и определяющих ареалы их распространения.
В почвах, формирующихся под воздействием подзолообразования,
лессивирования, оглеения, происходит обеднение свободными соединения¬
ми железа верхней толщи (до горизонта В). Намечаются потери этих же
форм в больших по мощности толщах почв, интенсивно вносимыми кис¬
лыми удобрениями под многолетними культурами (красноземы, желто¬
земы), с выносом части их в бассейны геологической аккумуляции. Во
всех остальных ЭПП (гумусонакопления, минерализационно-карбонатном,
слитообразования и др.) преобладают потери механические (эрозия, пе¬
рераспределение плантажем и т.д.).
При буроземообразовании под лесной растительностю происходит и био¬
логическая аккумуляция свободного железа, а при вулканогенезе — геоло¬
гическое накопление в современной зоне гипергенеза аморфных форм сое¬
динений железа, быстро трансформирующихся в различной степени окрис-
таллизованные формы соединений. Достоверных количественных данных
поступления активных форм соединений железа в почвы пока нет.
191
Исходя из этих обобщенных данных, сценарные прогнозы можно свести
к следующим положениям. На фоне общего достаточного содержания железа
в почвах уже сейчас происходит обеднение его свободными формами и, ве¬
роятно, обменными в ареалах распространения подзолистых лессивирован-
ных и глеевых почв (поверхностно- и грунтово-глеевых), и если не прини¬
мать профилактических и мелиоративных мер, то этот процесс будет все
усиливаться и снижать плодородие почв, так как с содержанием железа
связаны азотный режим, обменная способность и т.д.
Та же тенденция выявляется и в почвах с феррсиаплитным, ферраллит-
ным и аллитным процессами, с тем лишь отличием, что потери железа
сказываются и на потере структурности и, следовательно, на ухудшении
физических свойств, а также на переходе части железа в конкреционные и
кирасные новообразования.
Во всех остальных почвах ествественный потенциал железа высокий и
темпы перевода силикатного железа в свободные его соединения ниже,
чем в ранее названных. Здесь более часто ощущается недостаток обменных
и потребляемых растением форм соединений железа, что может быть
косвенной причиной хлороза ряда культур, особенно виноградной лозы.
Еще раз укажем, что на этом естественно-антропогенном фоне (ороше¬
ние, осушение, химизация) пока не выявляется роль возможных техно¬
генных накоплений железа (рассеянное железо из изделий, железо отва¬
лов, вскрышных пород и т.д.). Наиболее опаскыми могут быть сульфаты
и сульфиды железа, как наиболее токсичные для растений и сильно под¬
кисляющие почвы. В регионах интенсивного техногенеза и обогащенности
вод сульфидами необходим контроль за содержанием этих соединений.
Таковы первые, далеко не полные научно-практические итоги, вытекаю¬
щие из результатов непосредственного изучения групп и форм соединений
железа в почвах. Следует добавить или, вернее, напомнить и о теоретичес¬
кой значимости такого изучения. Здесь наиболее важна объективная диаг¬
ностическая роль форм соединений железа, как отражающая сущность
ЭПП и генетическую типовую и подтиповую принадлежность почв.
Кроме того, укажем, что значение железа как одного из важных элемен¬
тов, прямо или косвенно влияющих на плодородие, велико, особенно в
прогнозировании последнего на ближайшую и отдаленную перспективы.
Как отмечалось выше, недоучет намечающихся тенденций в поведении раз¬
личных форм железа может исказить оптимистические сценарные прогно¬
зы неуклонного роста плодородия.
Из всего сказанного вытекают проблемы и вопросы, дальнейшее изу¬
чение которых может способствовать объективизации и повышению наших
знаний о значимости железа в жизни почв и их плодородии, а также в
разработке сценарных прогнозов.
ДАЛЬНЕЙШИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПЕДОГЕОХИМИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Все то, что сделано в области методики выделения форм соединений
железа и определения их содержания в почвах, является лишь началом ис¬
следований в области педогеохимии железа. Намеченные пути и полученные
результаты позволяют считать их весьма эффективными в области диаг¬
ностики почвенных процессов, характеристики почв и их эволюции, а также
192
вылвления роли антропогенных и особенно техногенных воздействий на
направление изменений и формирование новых типов ЭПП и их роли в ге¬
незисе почв.
Дальнейшее изучение железа в почвах наиболее важно вести в следую¬
щих направлениях: а) разрабатывать новые методы изучения форм соеди¬
нений железа и уточнения диагностики последних; б) изучать формы соеди¬
нений Fe и их соотношения в типах и подтипах целинных почв, а также почв,
подвергшихся антропогенным воздействиям, включая и техногенные.
В развитии этих основных направлений представляется возможным на¬
метить и главные разделы или темы такого изучения.
В методическом плане целесообразно проведение исследований по сле¬
дующим направлениям.
1. Усовершенствование методики разделения сильно- и слабоокрис¬
таллизованных форм Fe и соответствия их определенным минералогичес¬
ким и физическим образованиям.
2. Выявление педохимических и физико-химических свойств отдельных
форм соединений Fe.
3. Разработка методики разделения соединений железа на Fe(OH)3,
Fe(OH)2 и FeO.
4. Формы FeO, скорости, стадии их окисления, связи с Si, гумусовыми
соединениями, а также их роль в развитии и интенсивности проявления гле-
евого процесса.
5. Оптические характеристики чистых форм соединений Fe для спект¬
рального определения содержания их в почвах.
6. Разработка методов извлечения и определения обменных и наиболее
подвижных форм Fe.
Для выявления форм Fe и их соотношений в целинных почвах необхо¬
димо:
1) продолжение исследований почв, до сих пор не изучавшихся, и в пер¬
вую очередь гумус-сиаллигных почв (горно-луговые альпийские и субаль¬
пийские), перегнойно-карбонатных, слитых, тундровых, глеевых, и др.;
2) изучение форм железа во всех главнейших подтипах почв,
3) изучение косвенного и прямого токсического действия форм сое¬
динений железа на растения и свойства почв.
В антропогенно измененных почвах следует изучать:
1) влияние интенсивности орошения и осушения на содержание и соот¬
ношения форм железа;
2) влиянк. органических удобрений и известкования на подвижность
и миграцию железа в почвах с дренажем и без дренажа;
3) влияние длительной химизации с применением кислых удобрений
на подвижность и миграцию железа в почвах под различными культурами;
4) миграцию железа в микро-, мезо- и макрокатенах;
5) региональные балансовые характеристики железа в различных почвах
и при различных антропогенных воздействиях;
6) поступления железа в почвы* а) из грунтовых вод; б) из атмосферы;
в) с оросительными водами. Вынос железа: а) внутрипочвенным вертикаль¬
ным и боковым стоком; б) дренажными водами;
7) скорость окисления и восстановления железа в отходах производства,
поступающих в почвы;
193
8) объем и качество соединений железа, поступающих в почвы с вскрыш¬
ными и отвальными породами.
Наряду с дальнейшим изучением педохимических закономерностей по¬
ведения железа весьма целесообразно изучение форм соединений других
элементов со следующей дифференциацией :
1) в почвах сиаплитно-карбонатной группы: Si, Ca, Mg, Na;
2) в почвах феррсиаллитнойиферраллитнойгрупп: Si, Al, Ca, Mg, Mn;
3) в почвах вулканической группы: Si, Al, Ca, Mg.
Намеченная тематика дальнейшего исследования форм соединений желе¬
за предусматривает накопление информации для уточнения и решения ком¬
плекса педогеохимических вопросов и проблемы баланса железа в зоне
гипергенеза.
ЛИТЕРАТУРА
А < )онин Н.С. Алюминий в дерново-под¬
золистых почвах. - Агрохимия, 1971,
№7.
Агафонова А.Ф., Чаплыгина Н.С. Железо
в растениях в норме и при хлорозе. -
В кн.: Теоретические основы регули¬
рования минерального питания. М.:
Наука, 1964.
Адерихин П. Г. Фосфор в почвах и земле¬
делии Центрально-Черноземной поло¬
сы. Воронеж: Изд-во ВГУ, 1970.
Александрова Л.Н. О природе и свойст¬
вах продуктов взаимодействия гуми-
новых кислот и гуматов с полутора-
окисями. - Почвоведение, 1954, № 1.
Алова А.С. Использование внутриком-
плексных соединений (хелатов) в
земледелии. - Сел. хоз-во за рубежом,
1960, №3.
Аристовская Т.В. Роль микроорганизмов
в мобилизации и закреплении железа
в почвах. - Почвоведение, 1975, № 4.
Беус А.А., Грабовская Л.И., Тихоно¬
ва Н.В. Геохимия окружающей среды.
М.: Недра, 1976.
Богатырев К.П. К вопросу о глееобра-
зовании под влиянием поверхност¬
ных и внутрипочвенных вод во
влажных субтропиках. - Почвоведе¬
ние, 1954, № 12.
Бойченко Е.А. Значение металлов в
окислительно-восстановительных ре¬
акциях растений. - Успехи соврем,
биологии, 1962, т. 62, вып. 1.
Бойченко Е.А. Соединения поливалент¬
ных металлов в эволюции метабо¬
лизма растений. - В кн.: Роль мик¬
роэлементов в сельском хозяйстве
и медицине. М., 1974.
Валиев В., Баканов С.П. Формы соеди¬
нений железа в почвах сероземного
пояса Узбекистана. - Почвоведение,
1979, №4.
Виленский Д. Г. Аналогичные ряды в
почвообразовании и их значение для
построения генетической классифика¬
ции почв. Тифлис, 1924.
Витынь Я.Я. Почвы района табачных
плантаций в Кубанской области и
на Черноморском побережье Кавка¬
за. СПб., 1914.
Вишняков А Н., Рабинович О.Н. Влия¬
ние органических кислот почв на
подвижность железа. - Тр. ЛОВИУАА,
1935, вып. 36.
Возбуцкая А.Е. Химия почв. %М.: Высш.
школа, 1968.
Возна Л.И. Сравнительные результаты
выделения н('силикатного железа из
минералов различными методами. -
В кн.: Докл. Междунар. конгр. почво¬
ведов. М.: Наука, 1964.
Высоцкий Б.П. Об основных проблемах
геологии социосферы. - В кн.: При¬
рода и общество. М.: Наука, 1968.
Галабутская Е., Говорова Р. Отбелива¬
ние каолина. - Минерал, сырье,
1934, №4.
Гедеванишвили Д.П. О почвах Кинт-
ришского участка Батумской облас¬
ти. - В кн.: Труды почвенно-бота¬
нической экспедиции по исследова¬
нию колонизационных районов За¬
кавказья. СПб., 1912.
Герасимов И.П. Глеевые псевдоподзолы
Центральной Европы и образование
двучленных покровных наносов. -
Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1959, № 3.
Герасимов И.П. Почвы Центральной
Европы и связанные с ними вопросы
физической географии. М.: Изд-во
АН СССР, 1960.
Герасимов И.П. Опыт генетической диаг¬
ностики почв СССР на основе элемен¬
тарных почвенных процессов. - Поч¬
воведение, 1975,№ 5.
Герасимов И.П., Глазовская М.А. Осно¬
вы почвоведения и географии почв.
М.: Географгиз, 1960.
Глазовская М.А. Техногенез и проблемы
ландшафтно-геохимического райони¬
рования. - Вестн. МГУ. Сер. 5, Гео¬
графия, 1968, № 1.
Горбунов Н.И. Минералогия и коллоид¬
ная химия. М.: Наука, 1974.
Горбунов Н.И., Ерохина Г.А., Шури¬
на Г.Н. Связь минеральной части
почв с гумусовыми веществами. -
Почвоведение, 1971, № 7.
Гусенков Е.П. Особенности генезиса
почв дельтово-аллювиальной равнины
рек Джуба и Веба-Шебели (Эквато¬
риальное Сомали). - В кн.: Генезис
и география почв зарубежных стран
по исследованиям советских геогра¬
фов. М.: Наука, 1974.
Дараселия М.К. Красноземные и подзо¬
листые почвы Грузии и их использо¬
вание под субтропические культуры.
Махарадзе; Анасеули, 1942.
195
Дараселия М.К. Материалы по водному
режиму субтропических подзолистых
почв. М.: Пищепромиздат, 1947.
Дараселия М.К. Динамика почвенных
растворов красноземных почв Гру¬
зии. Тбилиси; Анасеули, 1974.
Докучаев В.В. Предварительный отчег
об исследованиях на Кавказе летом
1899 г. - Изв. Кавк. отд-ния Рус.
геогр. о-ва, 1899, т. 2, вып. 3.
Дьяконова К.В. Железо-гумусовые ком¬
плексы и их роль в питании расте¬
ний. - Почвоведение, 1962, № 7.
Дюшофур Ф. Основы почвоведения, эво¬
люция почв (опыт изучения динами¬
ки почвообразования). М.: Прогресс,
1970.
Ерошкина А.Н. Содержание различных
форм железа и углерода в субтро¬
пических почвах Западной Грузии. -
Почвоведение, 1974, № 7.
Ерошкина А.Н. Формы железа и их
генетическое и агрономическое зна¬
чение в почвах влажных субтропи¬
ков Западной Грузии: Автореф.
дис.... канд.с.-х.наук, 1975.
Захаров С. А. О главнейших итогах
и основных проблемах изучения почв
Грузии. - Изв. Тифл. гос.политехн.
ин-та, 1924, вып. 1.
Зонн С.В. Горно-лесные почвы Северо-
Западного Кавказа. М.: Изд-во АН
СССР, 1950.
Зонн С.В. О почвах восточной части
Тибета и закономерностях их распре¬
деления. - Почвоведение, 1959, № 6.
Зонн С.В. Буроземообразование, пссвдо-
оподзоливание и подзолообразова¬
ние. - Почвоведение, 1966, № 7.
Зонн С.В. Особенности почвообразова¬
ния и главные типы почв Кубы. - В
кн.: Генезис и география почв зару¬
бежных стран по исследованиям со¬
ветских географов. М.: Наука, 1968.
Зонн С.В. О процессах подзоло- и псевдо¬
подзолообразования и проявлении
последнего в почвах СССР. - Почво-
зедение, 1969, № 3.
Зонн С.В. Вопросы диагностики и генези¬
са почв на Третьей национальной
конференции по изучению горных
почв Румынии. - Почвоведение, 1970,
№ 1.
Зонн С.В. Почвообразование и почвы
субтропиков и тропиков. М.: УДН
им. П.Лумумбы, 1974.
Зонн С.В. О начальной стадии почвооб¬
разования под мангровой раститель¬
ностью на песчаных мелководьях
Карибского моря. - В кн.: Генезис
196
и география почв зарубежных стран
по исследованиям советских геогра¬
фов. М.: Наука, 1974а.
Зонн С.В. Особенности генезиса, эволю¬
ции, освоения и охраны почв Алжи¬
ра. - В кн.: Генезис и география
почв зарубежных стран по исследо¬
ваниям советских географов. М.:
Наука, 19746.
Зонн С.В. О генезисе почв с мощным
осветленным горизонтом Западной
Сибири. - Изв. СО АН СССР. Сер.
биол. наук, 1979, № 5, вып.1.
Зонн С.В.у Ерошкина А.Н., Кармано¬
ва Л.А. О группах и формах желе¬
за как показателях генетических
различий почв. - Почвоведение, 1976,
№10.
Зонн С.В., Кочубей М.И. Особенности
почвообразования и почвы присре-
диземноморской полосы Ливана. -
Почвоведение, 1978, № 12.
Зонн С.В., Маунг Вин Хтин. О формах
железа, методах их определения и
значении для диагностики тропичес¬
ких почв. - Почвоведение, 1971,
№5.
Зонн С.В. (при участии Г.П.Мусорок,
А.П.Сапожникова). Особенности ал-
литного выветривания и почвообра¬
зования на островах Приморья и
Дальнего Востока. - В кн.: Изуче¬
ние и освоение природной среды.
М., 1976.
Зонн С.В., Рукака А.Н. Об изменении
соотношений форм железа в кра¬
сноземах при их окультуривании. -
Почвоведение, 1976, № 7.
Зонн С.В., Рукака А.Н. Методы опре-]
деления несиликатных форм железа]
в почвах. - Почвоведение, 1978,
№ 2.
Зонн С.В., Хаджиянакиев А. О генезисе
и диагностике по формам железа
серых и коричневых почв Болга¬
рии. - Почвоведение, 1979, № 7.
Зонн С.В., Шония Н.К. Псевдооподзоли-
вание в субтропических почвах Гру¬
зии. - Почвоведение, 1971, № 1.
Иванов ГМ. Гидротермический режим
почвогрунтов и общая направленность
почвообразования на юге Дальнего
Востока. - В кн.: Водоохранно-
защитное значение леса. Владивосток,
1974.
Иванов Г. И. Почвообразование на юге
Дальнего Востока. М.: Наука, 1976.
Исаченко А.Г. Прикладное ландшафте-
ведение. Л.: Изд-во ЛГУ, 1976.
Калакуцкий JJ.B. О роли микроорганиз¬
мов в процессах восстановления желе¬
за в почве. - Научн. докл. высш.
школы. Биология, 1959а, № 1.
Калакуцкий JI.B. О роли микроорга¬
низмов в процессах восстановления
железа в почве. - Науч. докл. высш.
школы. Биология, 19596, № 1.
Карманов И.И. Спектральная отражаю¬
щая способность и цвет почв как
показатель их свойств. М.: Колос,
^ 1974.
Карманова JI.A. О влиянии почвообра¬
зующих пород и типовых различий
почв на состав и распределение форм
железа. - Почвоведение, 1975, № 2.
Карманова Л.А. Общие закономерности
соотношения и распределения форм
железа в основных генетических ти¬
пах почв. - Почвоведение, 1978, № 7.
Карпачевский Л.О., Бабанин В.Ф. и др.
Диагностика минералов при помощи
мессбауэровской спектроскопии. -
Почвоведение, 1972, № 10.
Каталымов М.В. Микроэлементы и их
роль в повышении урожайности. М.:
Госхимиздат, 1960.
Кауричев И.С., Базилинская М.В., Забо-
лотнова Л.А. Влияние водораствори¬
мых органических веществ на под¬
вижность Fe, Al и Si02 некоторых
минералов и пород. - Изв. ТСХА,
1974, №3.
Кауричев И.С., Кулакова Е.В., Ноздру-
нова Е.М. К вопросу об образовании
и миграции железоорганических сое¬
динений в почвах. - Почвоведение,
1958, №2.
Кауричев И.С., Кулакова Е.В., Ноздру-
нова Е.М. О природе комплексных
соединений в почве. - В кн.: Докл.
сов. почвоведов к VII междунар.
конгр. почвоведов в США. М.: Изд-во
АН СССР, 1960.
Кауричев И.С., Ноздрунова Е.М. Хеллат-
ные железо-органические соединения
з почвах. - В кн.: Докл. к VIII меж¬
дунар. конгр. почвоведов. М., 1944.
Кауричев И.С., Ноздрунова Е.М. Роль
компонентов водорастворимого орга¬
нического вещества растительных ос¬
татков в образовании подвижных
железо-органических соединений. -
Почвоведение, 1961, № 10.
Келлер В.Д. Основы химического вывет¬
ривания. - В кн.: Геохимия литоге¬
неза. М.: ИЛ, 1963.
Ковалев Р.В. Почвы Ленкоранской об¬
ласти. Баку: Изд-во АН АзССР,
1966.
Ко еда В. А. К географии подзолистой
стадии почвообразования. - Труды
Почв, ин-та им. В.В.Докучаева, 1934а,
т. 10, вып. 2.
Ко еда В. А. Почвы табачных районов
Сухумского уезда Абхазской АССР. -
В кн.: Сборник работ по обследова¬
нию почв районов Абхазской АССР.
Краснодар, 19346.
Ковда В.А. Биогеохимические циклы
и их нарушения человеком. - В кн.:
Материалы VII пленума СКОПЕ. М.:
Наука, 1976.
Кононова М.М., Титова Н.А. Применение
электрофореза на бумаге для фрак¬
ционирования гумусовых веществ
почвы и изучения комплексных сое¬
динений с железом. - Почвоведение,
1961*№11.
Кураев В.Н. Влияние различных концент¬
раций закисного железа в водной
культуре на рост и развитие сельско¬
хозяйственных растений. - Агро¬
химия, 1966, № 12.
Миланова Е.В., Рябчиков А.М. Географи¬
ческие аспекты охраны природы. М.:
Мысль, 1979.
Назаренко И.И. Окультуривание дерно-
во-подзолистых поверхностно-оглеен-
ных почв Прикарпатья. Харьков,
1979.
Новиков М.Н. Влияние различных кон¬
центраций закисного железа на про¬
растание, рост и развитие растений. -
В кн.: Почвенно-агрохимические ис¬
следования на Дальнем Востоке. 1970,
вып. 1.
Обухова В.А., Василевская BJX. Экспе¬
риментальное изучение поведения же¬
леза в некоторых типах почв. -
Вестн. МГУ. Сер. биология и почво¬
ведение, 1969, № 1.
Оглезнев А.К. Диагностическое значение
ила корочек и почвы в связи с оцен¬
кой подзоло- и глееобразования. -
Почвоведение, 1971, № 12.
Орельская Н.Г. Марганцево-железистые
конкреции дерново-слабоподзолис-
тых глеевых почв. - Почвоведение,
1974, №2.
Орошение и дренаж засоленных почв
и их изменение при длительном ис¬
пользовании. М.: Наука, 1967.
Островская Л.К. Роль железа в растени¬
ях, нарушения его метаболизма и
применение хелатных соединений в
качестве железистых удобрений.
В кн.: Биологическая роль микро¬
элементов и их применение в сель¬
ском хозяйстве и медицине. М.:
Наука, 1974.
197
Островская J1.K., Зайцева Н.А. Фото¬
химическая активность хлоропластов
при дефиците в растениях железа. -
Докл. АН СССР, 1967, т. 176, № 5.
Педро Ж. Экспериментальные исследова¬
ния геохимического выветривания
кристаллических пород. М.: Мир,
1971.
Пономарева В.В. О реакциях взаимо¬
действия фульвокислот с гидрооки¬
сями оснований. — Почвоведение,
1949,№ 11.
Полынов Б.Б. Кора выветривания. М.;
Л.: Изд-во АН СССР, 1934. Ч. 1.
Полынов Б.Б. Почвы областей СССР
со средиземноморским и влажным
субтропическим климатом. - В кн.:
Тр. сов. секции Междунар. ассоц.
почвоведов, т. 4. Комиссия V, № 2.
Сб.: Почвы советских субтропиков.
М., 1936. То же, Избр. труды. М.:
Изд-во АН СССР, 1956.
Расторгуева Л.И., Островская Л.К. На¬
рушение метаболизма у растений
люпина при известковом хлорозе. -
Агрохимия, 1971, № 5.
Ромашкевич А.И. О двух типах почв
на красноцветных корах выветри¬
вания Западной Грузии. - В кн.:
Генезис и география почв. М.: Нау¬
ка, 1966.
Ромашкевич А.И. Почвы и коры вывет¬
ривания влажных субтропиков За¬
падной Грузии. М.: Наука, 1974.
Ромашкевич А.И., Карманова Л.А. Опыт
изучения водного, теплового режи¬
мов, ОВП и вымывания веществ
в красноземах. - Почвоведение, 1971,
№2.
Рукака А.Н. Формы железа в освоенных
красноземных и ферраллитных поч¬
вах: Автореф. дис. ... канд. с.-х. наук,
1976.
Рукака А.Н., Чинта Сураранте. Измене¬
ние подвижности железа в ферраллит¬
ных почвах чайных плантаций респуб¬
лики Шри Ланка. - Почвоведение,
1975, №6.
Сабашвили М.Н. Почвы влажной субтро¬
пической зоны Грузии. Тифлис: Гос¬
издат Грузии,1936.
Сабашвили М.Н. Почвы Грузии. Тбили¬
си: Изд-во АН ГССР, 1948.
Сердобольский И.П. Окислительно-вос-
становительные и щелочно-кислотные
условия глееобразования. - Тр. Почв,
ин-та им. В.В.Докучаева, 1950, № 31.
Слобода А.В. Профильная и внутриipo-
фильная дифференциация веществ
в повсрхностно-глеевой суглинистой
198
почве кустарниковой тундры. - Поч¬
воведение, 1980, № 1.
Титова Н.А. Железо-гумусовые комплек¬
сы некоторых почв. - Почвоведение,
1962, № 12.
Торп Д. Орошаемые земли. М.: ИЛ, 1952.
Троицкий А.И. Обмен минеральных эле¬
ментов между почвой и раститель¬
ностью. - Пробл. сов. почвоведения,
1949, сб. 13.
Фагеллер П. Режим катионов и воды
в минеральных почвах. М., 1938.
Хаггерт (7. География: синтез совре¬
менных знаний. М.: Прогресс, 1979.
Хруслова С.Г. Влияние подвижных фос¬
фатов на питание растений желе*
зом. - Агрохимия, 1965, № 8.
Целищева Л.К. Почвы на двучленных
отложениях в Прибалтике. - В кн.:
Почвообразование и выветривание
в гумидных ландшафтах. М.: Наука,
1978.
Чухров Ф.В., Звягин Б.Б. и др. Фаза
Тау-Бредли - продукт гипергенного
изменения руд. - Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1971, № 1.
Чухров Ф.В., Звягин Б.Б. и др. Ферро-
ксигидновая модификация FeOOH. -
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1976,
№5.
Чухров Ф.В., Звягин Б.Б. и др. О фер-
ригидрите. - Изв. АН СССР, 1973,
№4.
Швертман У., Фишер В.Р., Тейлор P.M.
Новые аспекты образования окис¬
лов железа в почвах. - В кн.: Тр.
X Междунар. конгр. почвоведов.
Т. 6(1). М.: Наука, 1974.
Шония Н.К. Генетическая и агрономи¬
ческая характеристика желтоземно¬
подзолистых (субтропических под¬
золистых) почв Западной Грузии:
Автореф. дис. ... канд. биол. наук.
Тбилиси, 1970.
Яркое С.П. Образование подзолистых
почв. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1954.
Adetoye F. Maghemite in the Sydney duri-
crusts. - Amer. Miner., 1970, vol. 55,
N5.
Agarwala S.C., Sharma C.P., Faroog S. Ef¬
fect of the Fe supply on growth chlo¬
rophyll, tissue and certain enzymes in
maize and radich. - Plant. Physiol.,
1965, N40.
Alexander L. Т., Cady T.G. Genesis and
hardening of laterite soils. - Techn.
Bull., Soil conservation service. U.S.A.D.,
1962, N 1282.
Allison L.E., Scarseth G.D. A biological
reduction method for removing free
Fe from soils and colloidal clays. —
J. Amer Soc. Agron., 1942, vol. 34.
Alwis K.A., Pluth D.G.de. TheRedLato-
sols of Sri Lanka. II Mineralogy and
weathering. - Soil ScL Soc. Amer.
Proc., 1976, vol. 40, N 6, p. 920-928.
Ambler Y.E., Brown Y.C. Iron supply
soybean seedlings. - Agron. J., 1974,
vol. 66, N 4.
Anderson Y.D. A comparison of red and
yellowish-red upper slope soils of Eas¬
tern Usambara foothills, Tanganyika. -
Afr. Soils, 1963, vol. 8, N 3.
AquUera N., Jackson M.L. Iron oxide re¬
moval from soils and clays. - Soil Sci.
Soc. Amer. Proc., 1953, vol. 17, N 4.
Arden Т. V. The solubility products of
ferric and ferrosic hydroxides. -
J. Chem. Soc., 1950, N 2, p. 882-885.
Aubert G. Soils with ferrugineous of ferra-
litic crusts of tropical regions. - Soil
Sci., 1963, vol. 95, N4.
Bao H.M., Lin C.K., Wu C. Studies on oxi-
dation-reduction processes in paddy
soils. VII Forms of Fe2\ - Acta redol.
sin., 1964, vol.12. , t
Baril R., Bit ton G. Teneurs elevees de Fe
libre et identification taxonomique de
certains jols du Quebec contenant de
la magnetite. - Canad. J. Soil Sd.,
1969, vol. 49, N 1.
Bascomb C.L. Distribution of pyropho-
sphate-extractable iron and organic car¬
bon in soils of various groups. - Soil
Sci., 1968, vol. 19, N2.
Bloomfield C. A study on podsolization.
The mobilization of Fe and Al by
Rimu. - Ibid., 1954, vol. 5, N 1.
Broomfield C. The possible significance
of polyphenols in soil formation. -
J. Sci. Food and Agr., 19^7, vol. 8.
Bonifas М., Gedoux P. Presence de mag-
hemite massive dans les produits
d’alteration lateritique. - Bull. Serv.
carte geol. Alsace et Loraine, 1957,
vol. 10, N2.
Borgne E. Influence du ter les propietes
magnetiques du sol sur cellts du schis-
te et du granite. - Anal Geophys.,
1960, vol. 16.
Bremner J.M., Mann P.J.G. et al. Metallo-
organic complex in soils. - Nature,
1946, v.158, N 4022.
Bromfield S.M. The reduction of Fe by
bacteria. - J.Soil Sci., 1954, vol. 5.
Brown G. The occurrence of the lepido-
crocite in some british soils. - Ibid.,
1953, vol. 4, N2.
Brown J.C., Jones W.E. Absorption of Fe,
Mn, Zn, Ca, Rb and phosphates ion
by soybean roots and their reductive
capacity. - Soil Sci., 1962, vol. 94, N 3.
Bruckert S., Metche M. Dynamique du
Fe et de PA1 en milieu podsolique. -
Bull. Ecole nat. sup&. agron. ind.
alim., 1972, voL 14, fasc. 2.
Bruckert S., Souchier fB. Mise an paint
d'un test de differenciation chimique
des horizons cambiques et spodiques. -
C. r. Acad. ScL, 1975, vol. D280, N 11.
Caholl D. Role of clay minerals in the
transpo. cation of iron. - Geochim. et
cosmochim. acta, 1958, vol. 14, N1/2.
Chaney R.L., Brown J.C., Tiffin G.O. Obli¬
gatory reduction of Fe3+ chelates in
Fe uptake by soybeans. - Plant Physiol.,
1972, vol. 50, N2.
Coffin D.E. A method for determining free
Fe in soils and clays. - Canad. J. Soil
Sci., 1963, vol. 43.
Deb B.C. The movement and precipitation
of iron oxides in podzol soils. - J. Soil
Sci., 1949, vol. 1, N 2.
Deb B.C. Estimation of free Fe in soils and
their removal. - Ibid., 1950, vol. 1.
Delong W.A., Schnitser M. Investigation
on mobilization and transport of Fe
in forested soils. - Soil Sci. Soc. Amer.
Proc., 1956. vol. 19.
Dion H.G. Fe oxide removal from clays ana
its influence on base exchange proper¬
ties and x-ray diffraction patterns of
the clays. - Soil Sci., 1944, vol. 58.
Dirven J.M.C., Van Schuylenborgh J., Van
BreemenN. Weathering of serpentenite
in Matusas Province, Cuba: Mass transfer
calculations and irreversible reaction
pathways. - Soil Sci. Soc. Amer. Proc.,
1976, vol. 40, N6.
Drosdorff М., Truog E. A method for remo¬
ving and determining the free Fe oxides
in soil colloids. - J. Amer. Soc. Agron.,
1935, vol. 27.
Duchaufour Ph. Note sur le role du fer dans
les complexes agrilo-humiques. - C. r.
Acad, sci, 1963, vol. 256, N 12.
Duchaufour Ph., Jacquin F. Nouvelles
recherches sur l’extraction et le fraction-
nement des composes humiques. - Bull.
Ecole nat. sup£r. agron. Nancy, 1966,
vol. 8, N 1.
Duchaufour Ph., Souchier B. Note sur une
methode d’extraction combine de ГА1
et Fe libres dans les soils. - Sci. sol.,
1966, N1.
Fieldes М., Swindale L.D. Chemical wea¬
thering of silicates and soil formation. -
J. Sci Techn., 1954, vol. 36, N 7.
Fischer W.R., Ottow J.C.G. Abban von
Eisen (III) citrate in durch Ш teler
199
wassriger rosung durch bodenbacterien. —
Ztschr. Pflanzenernahr. und Bodenk.,
1972, Bd. 131.
Fischer W.R., Schwertmann U. The forma¬
tion of hematite from amorfus Fe3+
hydroxyde. - Clays and Clay Miner.,
1975, vol. 23, N1.
Frankel J.J., Bayliss P.J. - J. Sediment
Petrol:, 1960, vol. 36.
Franzfneir D.P., Hajer B.F., Simonson C.H.
Use of amoprhous material to identify
spodic horizons. - Soil Sci. Amer.
Proc., 1965, vol. 29, N6.
Goldschmit V.M. The principles of dis¬
tribution of chemical elements in mine¬
rals and rocks. - J. Chem. Soc., 1937,
vol. 1.
Got oh S., Patrick W.H. Transformation
of Fe in waterlogged soil as influenced
by redox potential and pH. - Soil
Sci. Soc. Amer. Proc., 1974, vol. 38,
N 1.
Halvolson H.O., Starkey R.L. Studies on
the transformation of Fe in nature. -
J.Phys. Chim., 1927, vol. 31.
Harrison M. Some characteristic igneans
rock soil profiles in British Guiana. -
j. Agr. Sci. Cambrige, 1931, vol. 21.
Heck W. W. Chelation of trace metals in
nutrition. - Plant Physiol., 1950,
vol. 25,N5H.
Hiller J.F. Phasenumvand lungin im rost. -
Werkst. und Korros., 1966, Bd. 18.
Holmes R.S., Brown J.C. Chelates as cor¬
rectives for chlorosis. - Soil. Sci.,
1955, vol. 80.
Hsu P.H. Fixation of phosphate by Al
and Fe in acidic soils. - Ibid., 1965,
vol. 39, N 6.
Rfin W.S. Metabolism of plants affected
by lime-inducted chlorosis. - Plant,
and Soil, 1952, vol. 4.
Islam M.A., Elahi M.A. Reversion of ferric
iron to ferrous iron under water logged
conditions and its relation to available
phosphorus. - J. Agr. Sci., 1954, vol. 45,
pt i.
Iwasa I. Mineralogical studies of Fe in soils. -
Bull. Nat. Inst. Agr. Sci. Jap., 1965,
vol. 15.
Jackson M.L. Soil chimical analysis. L.:
Constable and Co Ltd, 1958.
Jeffreys R.A., Walbace A. Detection on Fe
EDDHA in plants tissues. - Agron.
J., 1968, vol. 60, N6.
Jeffries C.-D. A rapid method for the
removal of free Fe oxides in soil prior
to petrographic analysis. - Soil Sci.
Soc. Amer. Proc., 1946, vol. II.
Kamoshita Y., Iwasa Y. On the mottles
in paddy fields soils. - Sci. Soil. Man.,
1959, vol. 30.
Karali E.F., Price C.A. A kinetic analisis
of Fe action in chlorophyll formation. -
Plant PhisioL, 1963, vol. 38.
Kawada H. Studies on the humus of forest
soil. - Bull. Gov. Forest Esp. lta.,
1976,N 284.
Kawaguchi К., Kyuma K. Fertility charac¬
teristics of the lowland rice soils in some
southern Asian contries. - Intern,
congr. Soil Sci., 1968, vol. 4.
Kliman S. The importance of Fe2* in plants
and Soils. - Soil Sci. Soc. Amer. Proc.,
1937, vol. II.
Kojima M. - Nippon Doje Hinjogaku
Zasshi, 1974, vol. 35.
Kojima М., Kawaguchi K. Identification
of free Fe mineral in rusty mottles
in paddy soils in Japan. - Soil Sci.
Manure., 1968, vol. 39, N 7.
Kosaka J., Izeki A. Studies on the asso¬
ciation of humic acid in soils. - Bull.
Nat. Inst. Agr. Sci. Tokyo, 1957, vol. 7.
Krause A., Borkowska A. Der Einfluss von
POj"-ichen auf die oxydation des
Fe(OH)2 mit luftsauer-stoff. Monatsh.
Chem., 1963, Bd. 94.
Kubiena W.L. Micropedoiogy. Jowa: Colle¬
giate press, 1938.
Lingle J.C., Tiffin G.O., Brown J.C. The
uptake transport of soybeans as influen¬
ced by other cations. - Plant Physiol.,
1963, vol. 38, p. 71-76.
Locard R.G., McWalter A.R. Effect of toxic
levels of Na, As, Fe and Al, on rice
plants. - Malayan Agr. J., 1956, vol. 39.
Lossaint P. Etude experimentale de la mobi¬
lization du Fe dans Jes sols saus l’influ-
ence de litieres forestieres. - Amer. Agr.,
1956, vol. 4, N 10.
McKeague J.A. An evaluation of ОД M
Pyrophosphate-dithionite in comparison
with oxalate as extractants of accumula¬
tion products in podzol and some other
soils. - Canad. J. Soil Sci., 1967, vol. 47,
N 2.
McKeague J.A., Brydon J.E., Miles N.M.
Differention of some forms of extracta-
ble Fe and Al in soils. - Soil Sci., 1971,
vol. 35.
Mackenzie R.C. Nature of free Fe oxides
soil clays. - Nature, 1949, vol. 164.
Mackenzie R.C. The oxides of Fe, Al and
Mn in the differential thermal investiga¬
tion of clays. L., 1957.
Maignien R. Review of research onlaterites. -
Natur. Res. Research IV UNESCO,
1966.
Mandal L.N. Transformation of iron and
200
manganese in water logged rice soils. -
Soil Sci., I960, N2.
Mandal L.N. Transformation of Fe and Mn
in water logged rice soils. - Ibid., 1961,
vol. 91, N2.
Matsusaka Y., Sherman G.D. Magnetism of
Fe oxide in Hawaian soils. - Ibid.,
1961, vol. 91, N4.
Mehlich A. Effect of type of soil colloid on
cation adsorption capacity and on ex-
cherigeable H and Ca as mesured by
different methods. - Ibid., 1945,
vol. 60, N 4.
Mehra O.P., Jackson M.L. Fe oxide removal
from soils and clays by dithionite-citrate
system buffered with Na bicarbonate. -
Nat. Conf. Clays and Clay Miner., 1960,
vol. 7.
Misra S.G. Pande padmakar. Distribution of
different forms of iron in soils of Uttar
Pradesh. - Ind. Soc. Soil Sci., 1975,
vol. 23, N2.
Mitchell B.P., McKenzie R.C. Removal of
free Fe oxide from clays. - Soil Sci.,
1954, vol. 71.
Mitchell B.P., Farmer C.V., McHardy W.V.
Amorphous inorganic material in soils. -
Adv. Agron., 1964, vol. 16.
Motomura S. Dissolution of iron compaunds
in soils by melk vetch extract. — Soil.
Sci. and Plant Nutr., 1961, vol. 7, N 2.
Motomura S. Effect of organic mater on the
formation of Fe2+ in soils. - Ibid., 1962,
vol. 8.N1.
Motomura S., Yokoi H. Fractionation me¬
thod of Fe2+ in paddy soil. Characteris¬
tics of Fea+ forms in paddy soil with
reference to development of the soil
profile. - Ibid., 1969, vol. 15, N 1.
Motomura S., Lapid E.M., Yokoi H. Soil
structure development in Ariake polder
soils in relation to Fe forms. — Ibid.,
1970, vol. 16.
Nalovic Lj., Quantin P. Evolution geochi-
mique de quelques 6l^ments majeurs
et traces dans un sol ferralitique de
Nouvelle-Caledonie issu de p&idotites
interpretation d’observations a l’aide
de la microsonde de castaing. - Cah.
ORSTOM, Ser. Pedol., 1972, v. 10, N 4.
Nguyen Kha. Note sur les formes de liaison
entre le fer et les composes organiques
du sol. — Sci sol., 1972, N 2.
Nguyen Kha., Duchaufour /Yz.Note sur l’etat
du Fe dans les sols hidromorphes. -
Ibid., 1959, N1.
Nitschamann P. Reactions lenkung djurch
Keime. The oxidation of iron in Fe ^sul¬
phate solution. - Helv. chim. acta, 1938,
vol. 21.
Oades Y.J., Towsend W.N. The detection of
ferromagnetic minerals in soils and
clays. — Soil Sci., 1963, vol. 14, N 2.
OertiJ. Y., Opoku A.A. Interaction of potas¬
sium in the availability and uptake of
Fe3+ hidrooxide. — Soil Sci. Soc. Amer.
Proc., 1974, vol. 38.
Oosterhaut van G. The transformation of
lepidocrocite to goethite. - Inorg. and
Nicl. Chem., 1967, vol. 29.
Ottow J.C.G., Geathe H. Isolation and iden¬
tification of Fe reducing bacteria from
gley soils. - Soil Biol, and Biochem.,
1971, vol. 3.
Panabokke C.R. A study of some soils in
dry zone of Ceylon. - Soil Sci., 1959,
vol. 87, N 2.
Pawluk S. Measurements of cristalline and
amorphous Fe oxides. - Canad. Soil Sci.,
1972, vol. 52.
Peneque G., Olmedo J. Contenido distribu-
cion у formas del hierro en suelos de
Andalucia occidental. VI. Micr. Disc,
gen. - An. edafol. у agrobiol., 1971,
vol. 30, N 7/8.
Pinto Ricardo R., Sanchez Furtado A.F A.
Constituintes minerals amorfas em solos
mediterraneos Vermelhos di xistos paleo-
zoicos. - An. Inst, super agron., 1973,
vol. 34.
Poonnamperuma F.N. Gime as remedy for
phisiological disease of rice associated
with excess of Fe. - News letters, 1958,
vol. 7,N1.
Quantin P., Segalen P. Compte rendu d’une
tournee pedologique en Nouvelle-Cale¬
donie et к Vate (Nouvelles Hebrides). -
ORSTOM, Bull, bibliogr. pedol., 1969,
vol. 18, fasc. I.
Rediske J.H., Biddulph H.O. The absorption
and translocation of Fe. - Plant Physiol.,
1953, vol. 28, N3.
Rengasamy F., Gurcharam S., Krishna Mur-
ti. Fe-transformation and microaggrega¬
tes in submerges soils. - Riso, 1974,
vol. 23, N2.
Roberts J.C. Reduction of Fe3+ hydroxide
by strain Вас. polymyxa. - Soil Sci.,
1947, vol. 63.
Scherman G.D. Weathering and soil science.
Trans Joint, meet. Com. IV + V Interna¬
tional Soc. of* Soil Sci. New Zeland,
1962.
Scherman G.D., Kanchiro Y., Matsusaka Y.
The role of dehydration in the develop¬
ment of laterite. - Pacif. Sci., 1953,
vol. 7, N 4.
Scherman G.D., Matsusaka Y., Ikawa H.,
Liehard G. The role of amorphous
fraction in the properities of tropical
201
soils. - Agrochimica, 1964, vol. 8,
N2.
Schenitzer M. Mobilization on iron in pod-
zol by aqueons leaf extracta. - Chem.
Ind., 1957, N3.
Schenitzer M„ Skinner S.M. Organome-
tallic interaccions in soils. Pt 3. Proper¬
ties of Fe and Al organic matter comp¬
lexes prepared in the laboratory and
extracted from a soil. - Soil. Sci. 1964.
vol. 98, NT 3.
Schitser М., Hansen E.H. Organo-metallic
interactions in soils. 8 An evolution of
methods for the determination of stabi¬
lity constants of metalfulvie acid comp¬
lexes. - Ibid 1970, vol. 109, N 6.
Schwertman U. uber die Synthese definier-
ter Eisenoxide unter verschiedenen Be-
dingugen. - Ztschr. anorg. und allg.
Chem., 1959a, Bd. 298.
Schwertmann U. Die fraktionierte Extrak-
tion der freien eisenoxyde in Boden,
ihre mineralogischen Formen und ihre
Entstehunges. - Ztschr. Pflanzen-emahr.
und Bodenk., 1959b, Bd. 8, N 1/3.
Schwertmann U. Der Einfluss einfacher or-
ganischer Anionen auf die Biddung von
Goethit und Hamatit aus amorphen
Fe (III) hidroxide. - Geoderma, 1970,
vol. 3.
' Schwertmann U. Transformation of hemati¬
te to goethite. - Nature, 1971, vol. 232,
p. 624-625.
\Schwertmann U.t Fischer W.R. Natural
’’amorphous” ferric hydroxide. - Geo¬
derma, 1973, vol. 10, N3.
Schwertmann U., Heinemann B. The occu¬
rence of formation of maghemite in
soils of North Western Germany. -
N.J.Miner., 1959, vol. 8.
Schwertmann (J., Taylor R.M. Transforma¬
tion of lepidocrocite to goethite. -
Clays and Clay Miner., 1972, vol. 20.
Schwertmann U., Fischer W.R., Papen-
dorf M. The influence of organic com¬
pounds on the formation of iron oxi¬
des. - In: Trans. 9th Congr. Intern.
Soil Sci. Soc. Adelaide (Australia),
1968, vol. 1.
Segalen P. Le fer dans les sols. - Init. Doc.
Techn. ORSTOM, Paris, 1964, N 4.
Segalen P. Note sur une me'thode de dёter-
mination des produits min£raux amor-
phes des sols a hydroxides. - Cah.
ORSTOM. Ser. Fed., 1968, vol. 7, N 1.
Segalen P. La determination du fer libre
dans les sols a sesauioxydes. - Cah.
ORSTOM. Ser. P^dol., 1971, vol. 9,
N 1.
Stappe C.f Wetter C. Beitrage zum quatita-
tiven mikrobiologischen Nachweis von
Mg, Zn, Cu. - In: Boden Landwirtschaf-
tliche Forschung, 1953.
Sterkey R.L., Halvolson H.O. Studies on
the transformation of Fe in nature.
Concerning the importance of microor-
ganismes in the solution and precipita¬
tion of Fe. - Soil Sci., 1927, vol. 24.
Stewart /., Leknard C.D. Chelates as sources
of Fe for plants growing in the field. -
Science, 1952, vol. 116.
Swindale L.D., Jackson M.L. Genetic pro¬
cesses in some residual podzolised
soils of New Zeland. - Trans. 6 th
Intern. Congr. Soil Sci., P., 1956.
Takai J., Коуата Т., Kamura T. Microbial
metabolism in reduction progress of
paddy soils. Pt 3. Effect of iron and
organic matter on the reduction pro¬
cess. - Soil Sci. and Plant. Nutr., 1963,
vol. 9, N 6.
Tamm O. Eine Methode zur Bestimmung
der anorganischen Komponenten der
Gel Komplexes. - In: Boden. Midd.
Stat. Skogsf. FaL, 1922, Bd. 19.
Tamm O. Ober der oxalatmethode in der
chemischen Boden analyse. Meda Fr.
Stat. Shogsfurst, 1934, N 27.
Tanaka A., Loe P., Navasero S.A. Some
mechanism involved in the develop¬
ment of Fe toxicity symptoms in the
rice plant. - Soil Sci. and Plant Nutr.,
1966, vol. 12, N4.
Taylor R.M. Amorphous Fe oxide in soils. —
J. Soil Sci., 1959, N1/2.
Taylor R.M., Schwertmann U. The associa¬
tion of phosphorus with Fe in ferrugi-
neaus soil concretions. - Austral. J.
Soil Res., 1974, vol. 12.
Towe K.M., Bradlay W.F. Mineralogical
constitution of colloidal hydrous Fe3+
oxides. — J. Colloid and Interface ScL,
1967, vol. 24.
Van der Marel. Gamma ferric oxides iif
sediments. - J. Sediment. Petrol.,
1951, vol. 21, N1.
Waegemans G., Henry S. Le couleur des
latosols en relation avec les oxydes
des fer. - Congr. Intern. Soil Sci.,
1954, N 4.
Wallace A., Mueller R.T Resistance of
rongh limon and Trifoliate orange
sedlings to high levels of Fe chelates. -
Hort Science, 1972, vol. 7, N 2.
Wang M.T.C., Tchan Y.T. Nouvelles me-
thodese de dosage des element mine-
raux du sol par les azotobacters. -
C. r. Acad, agr., 1950, vol. 36.
СОДЕРЖАНИЕ
ОТ РЕДАКТОРА 5
ВВЕДЕНИЕ^ 7
Часть I
ЖЕЛЕЗО В ПРИРОДЕ И ПОЧВАХ
Железо литосферы и его значение в почвообразовании 9
Общие сведения 9
Основные этапы изучения почвенного железа 10
Роль железа в почвообразовании . . 12
Основные железосодержащие минералы 12
Источники железа 12
Соединения железа 14
Первичные (силикатные) железистые минералы 15
Вторичные (глинистые) минералы 16
Свободные (несиликатные) формы соединений железа 17
Окристаллизованные формы соединений железа 17
Аморфные формы железа 22
Подвижные формы железа 24
Физико-химические и биохимические процессы регуляции соединений железа в
почвах .... 26
Общие сведения 26
Мобилизация железа 26
Накопление железа в почвах при осаждении 30
Группы и формы соединений железа в почвах 32
Группы соединений железа 32
Формы соединений железа 35
Соотношение форм соединений железа и элементарные процессы почво¬
образования 36
Роль сегрегации железа в почвообразовании 40-
Методы определения и расчета форм соединений железа 48
Методы, основанные на восстановлении железа 49
Методы, основанные на комплексирующих свойствах реагентов 50
Методы, основанные на растворяющем действии кислот 52
Ч а с т ь II
ДИАГНОСТИКА ПОЧВ ПО СООТНОШЕНИЮ
И РАСПРЕДЕЛЕНИЮ ГРУПП И ФОРМ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА
Формы соединений железа в почвах тундрового глееобразования 58
Тундровые поверхностно-глеевые почвы 58
Особенности поведения железа при подзолообразовании 60
Гумус-железистые подзолы 61
Дерновая стадия подзолообразования 63
Диагностика буроземообразования по железу 68
Бурые типичные почвы равнин 68
Бурые типичные почвы горных областей 69
203
Бурые лесные почвы на вулканических пеплах 69
Бурые феррсиаллитные почвы 69
Бурые лессивированные почвы . 73
Бурые псевдоподзолиетые почвы 76
Европейская часть 76
Западная Сибирь - Салаир . 77
Серо-бурые лесные почвы . 81
Серо-бурые псевдооподзоленные почвы 84
Отличительные черты и диагностика почв лесостепи по железу 85
Серые лесные типичные почвы 86
Серые лесные поверхностно-глеевые почвы 88
Темно-серые лесные почвы 89
Железо в степных и полупустынных почвах 89
Влияние гумусонакопления на соотношение форм железа в черноземах и
каштановых почвах 89
Железо в пустынно-субтропических и сухих саванных почвах . 92
Сероземы и лугово-сероземные почвы 92
Коричневые почвы сухих кустарников и лесов 93
Железо в почвах субтропиков и тропиков 99
Субтропические почвы 100
Красные феррсиаллитные почвы 101
Красноземы 102
Красноземы на корах выветривания эффузивных пород 103
Красноземы на зебровидных глинах 107
Желтоземы 109
Желто-псевдоподзолистые почвы 112
Гумус-глеевые почвы * 118
Особенности накопления соединений железа в почвах тропиков 120
Красно-бурые саванные почвы . 122
Красные ферраллитные почвы 123
Желтые ферраллитные и аллитные почвы 127
Ферритные почвы 130
Гумус-мапшевые сиаллитно-глеевые почвы 131
Вулканические почвы (андосоли) 131
Черные слитые почвы 138
Иловато-глеевые и торфянисто-глеевые почвы .. 139
Часть III
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ
МИГРАЦИИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ
Общие вопросы географии и геохимии железа в почвах 143
Соединения Fe и диагностика ЭПП 145
Диагностика основных ЭПП по соотношению групп и форм соединений
железа 146
Влияние отдельных факторов на соединения железа 151
Зависимость содержания и распределения железа от биоклиматических
условий 151
Влияние состава соединений железа почвообразующих пород на почвы ... 161
Гидроморфизм и содержание соединений железа в почвах 164
Часть IV
АНТРОПОГЕННЫЙ ЭТАП ГЕОХИМИИ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ 166
Растения и соединения железа 168
Роль железа в питании растений 168
Превращения форм соединений железа и их миграции при обработке и
химизации почв 172
Орошение и осушение и их влияние на миграцию железа в почвах 177
204
Орошение 177
Осушение 180
Псдогеохимическая роль горнодобывающего и промышленного перемещений
железа в почвах 181
Значение аграрно-промышленных комплексов в локальной миграции железа .. 185
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 188
Сценарные прогнозы педогеохимии железа в антропогенный период 188
Дальнейшие исследования педогеохимии железа в почвах 192
ЛИТЕРАТУРА 195
CONTENTS
FROM EDITOR 5
INTRODUCTION 7
Part I
IRON IN NATURE AND IN SOILS
Iron in lithosphere and its role in soil formation 9
General information 9
Major stages in studying soil iron 10
Role of iron in soil formation 12
Main iron-containing minerals 12
Sources of iron 12
Iron compounds • 14
Primary (silicate) ferrous minerals 15
Secondary minerals 16
Free (non-silicate) forms of iron compounds 17
Crystallized forms 17
Amorphous forms 22
Movable forms 24
Physico-chemical and biological processes regulating iron content in soils 26
General aspects 26
Mobilization of iron : . 26
Depositionary accumulation of iron in soils 30
Iron compound groups and forms 32
Iron compound groups 32
Iron compound forms 35
Relationship between iron compound forms and elementary soil forming pro¬
cesses 36
Role of segregation in soil formation 40
Calculation methods of iron compound forms 48
Methods based on iron reduction 49
Methods based on complexing properties of reagents 50
Methods based on the dissolving action of acids 52
Part II
SOIL DIAGNOSIS BY THE CORRELATION AND DISTRIBUTION
OF IRON COMPOUND FORMS AND GROUPS
Iron forms in gley tundra soils 58
Tundra superficially gleyed soils 58
Specific iron behaviour in the podzol formation process 60
205
Humus-iron podzols 61
Sod stage in podzol formation 63
Diagnosis of burozem formation by iron content 6 К
Typical burozems of plains 68
Typical burozems of highlands 69
Burozems on volcanic ashes 69
Brown fersiallitic soils 69
Brown lessive soils * 73
Brown pseudopodzols 76
European part 76
Western Siberia-Salair 77
Gray-brown forest soils 81
Gray-brown pseudo-podzols 84
Specific diagnosis of wooded steppe soils by iron content 85
Typical gray forest soils 86
Gray forest superficially gleyed soils 88
Dark gray forest soils 89
Iron in steppe and semi-desert soils 89
Humus accumulation effect on the correlation of iron forms (chernozems, chest¬
nut soils) 89
Iron in desert subtropical and dry savannah soils 92
Sierozems and meadow sierozem soils 92
Brown soils of dry and savannah shrubs of forest zones 93
Iron in subtropical soils 99
Subtropical soils 100
Red fersiallitic soils 101
Red soils 102
Red soils on weathering crusts of effusive rocks 103
Red soils on "zebra” clays 107
Yellow soils 109
Yellow pseudopodzolic soils 112
Humus gley soils 118
Specific nature of iron compounds accumulation in tropical soils 120
Red-brown savannah soils 122
Red ferrallitic soils 123
Yellow ferrallitic and allitic soils 127
Ferruginous soils 130
Humus magnesium siallitic gley soils 131
Volcanic soils (andosols) 131
Black compacted soils ' 138
Siley-gley and peaty-gley soil 139
Part III
GEOCHEMICAL AND GEOGRAPHICAL ASPECTS
OF IRON MIGRATION IN SOILS
General problems of geography and geochemistry of iron in soils 143
Iron compounds and diagnosis of ESP ; . . 145
Diagnosis of major ESP by correlation of iron groups and forms 146
Effect of individual factors on iron compounds 151
Role of bioclimatic conditions in the distribution of iron compound forms . . . .151
Effect of iron compound form composition in parent rocks on the soils 161
Hydromorphism and iron compound content in soils 164
Part IV
ANTHROPOGENIC STAGE OF IRON GEOCHEMISTRY IN SOILS
Plants and iron compounds 168
Role of iron in plant nutrients supply 168
206
Conversion of iron compound forms and their migration in the course of soil cul¬
tivation and of application of chemicals 172
Effect of irrigation and drainage on iron migration in soils 177
Irrigation 177
Drainage 180
Geochemical role of mining and of other types of iron displacement in soils caused
by industries 181
Role of agro-industrial complexes in localized migration of iron 185
CONCLUSION 188
Forecasts of iron pedochemistry in the anthropogenic period of soil transformation . 188
Further studies of iron pedochemistry in soils 192
LITERATURE 195
Сергей Владимирович Зонн
ЖЕЛЕЗО В ПОЧВАХ
(генетические и географические
аспекты)
Утверждено к печати
Научным советом по проблемам
почвоведения и мелиорации почв
АН СССР
Редактор издательства М.Е. Анцелович
Художник В.И. Мусиенко
Художественный редактор М.В. Версоцкая
Технические редакторы НА. Кубышкина,
Г.П. Каренина
Корректор J1.A. Агеева
ИБ №24215
Подписано к печати 27.10.82. Т — 14093
Формат 60x90 1/16. Бумага офсетная № 1
Печать офсетная. Усл.печл. 13,0
Усл.кр.-отт. 13,1. Уч.-издл. 16,1
Тираж 2400 экз. Тип.зак. 1805
Цена 1 р. 70 к.
Издательство "Наука”, 117864 ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., д. 90
Ордена Трудового Красного Знамени
1-я типография издательства ’’Наука”,
199034, Ленинград, В-34, 9-я линия, 12