Text
Министерство
высшего и среднего специального образования СССР
свзонн
ТРОПИЧЕСКОЕ
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Учебное пособие
Москва
Издательство Университета дружбы народов
1986
ББК 40.3
3 — 84
Утверждено
Редакционно-издательским сиветом
Университета
Зонн С. В. Тропическое почвоведение. Учеб. пособие. — М.:
Изд-во УДН, 1986. — 400 с., ил.
В пособии обосновывается историко-генетический подход
к изучению субтропических и тропических почв, противопостав¬
ляемый формально-прагматическому американскому, основанно
му преимущественно на учете морфологии почв. Вместе с тем
отдается должное и прогрессивным школам почвоведения дру¬
гих стран Книга является одним из первых специализирован¬
ных пособий по тропическим почвам и их сельскохозяйствен¬
ной оценке.
Для студентов, аспирантов и преподавателей.
Рецензенты:
чл.-кор. АН СССР, доктор геолого-минералогических наук, профессор
В. А. Ковда,
доктор сельскохозяйственных наук, профессор С. И. Кауричев
л 3802020000—101 ^ т,
3 _27—85 © Издательство
093(02)—86 Университета дружбы народов, 1986 г.
Сдано в набор 24.Х.85. Подписано к печати 14.08.86 г. Л-70342. Формат
бумаги 60X907i6. Бумага тип. № 3. Гарнитура литературная. Печать
высокая. Уел. печ. л. 25,0. Уел. кр.-отт. 25,0. Уч. изд. л. 26,35.
Тираж 710 экз. Изд. № 27. Заказ 1542. Цена 1 р. 20 к.
Издательство Университета Дружбы народов
117923, Москва, ул. Орджоникидзе, 3
Типография УДН. 117923, Москва, ул. Орджоникидзе, 3.
ОТ АВТОРА
Научные и практические результаты изучения субтропиче¬
ских и тропических почв отечественным почвоведением, а так¬
же многолетний опыт чтения курса тропического почвоведе¬
ния в сельскохозяйственных вузах страны убедили нас в необ¬
ходимое™ создания нового учебного пособия, которое, обоб¬
щив современные результаты исследований, могло бы оказать
помощь в подготовке специалистов сельского хозяйства для
развивающихся стран.
Анализируя классические положения и идеи почвоведения,
автор в должной мере дополнил материал собственными
данными. Обосноьав методическую концепцию пособия на до-
кучаевско-генетическом подходе к характеристике особенно¬
стей почвообразования и почв в главных регионах тропиче¬
ской и субтропической зон, мы попытались совместить оте¬
чественные идеи почвоведения с прогрессивными и близки¬
ми методами и идеями познания почв, развеваемыми другими
национальными школами (французской, немецкой и др.). Та¬
ким образом, настоящее пособие как бы концентрирует доку-
чаевско-генетический и близкие к нему подходы к тропическо¬
му и субтропическому почвоведению.
Советская школа почвоведения за последние годы подго¬
товила несколько тысяч специалистов для сельского хозяйст¬
ва развивающихся стран. Достижения советского почвоведе¬
ния завоевывают прочные позиции в методологии изучения
почвенных ресурсов во многих странах Азии, Африки и Ла¬
тинской Америки (Индия, Мали, Перу, Судан и т. д.). Дан¬
ное пособие может служить основным учебным материалом
для студентов-иностранцев, а также оказывать помощь в под¬
готовке почвоведов и агрономов для субтропической зоны
СССР.
Автор признателен всем, кто сочтет возможным прислать
критические замечания* для дальнейшего улучшения настоя¬
щего пособия.
3
ВВЕДЕНИЕ
ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
О ПОЧВООБРАЗОВАНИИ И ПОЧВАХ
Одно из первых, часто подсознательных, знакомств чело¬
века с природой начинается с почвы. Но мало кто может пра¬
вильно ответить на вопрос, что такое почва. Обычно бытую¬
щее представление о почве ограничивается понятием поверх¬
ностного слоя земли, служащего объектом земледелия.
Такое определение слишком утилитарно и упрощенно и не
отвечает требованиям науки и практики, в частности сельско¬
хозяйственного производства. Элементы питания, хотя они и
концентрируются в самом верхнем горизонте почвы, их накоп¬
ление теснейшим образом связано с более мощной толщей,
включая и горную породу, на которой образуются почвы. Поч¬
вы наследуют состав горных пород, которые существенно пре¬
образуются под воздействием растительности и различных
микро- и макроорганизмов.
'Степень воздействия живых организмов на горные породь:
зависит от климатических условий, особенно от гидротермиче
ского режима, а также от длительности существования
в одних и тех же условиях однотипных биоценозов. Сущест¬
венные изменения этах взаимодействий связаны с особенно¬
стями рельефа, влияющего на местное перераспределение
тепла и влаги. В результате происходит перемещение продук¬
тов разрушения почв и горных пород водой и ветром, а также
внутрипочвенное перераспределение различных минеральных
*и органических соединений.
♦Сложный процесс образования почв зависит не только ог
горной породы, но и от растительных и животных организмов,
климата, возраста территории, на которой происходит ш
формирование.
Таюим образом, научное определение почвы должно учи¬
тывать не только ее плодородие, но и все факторы и условия
ее образования. Только при таком подходе могут быть выяв¬
лены особенности почвы как самостоятельного природного
или естественно-исторического тела.
Исходя из вышесказанного, под почвой следует понимать
природное образование, возникшее в результате изменения
4
выходящих на поверхность горных пород под совокупным
воздействием климата, растительных и животных* организмш,
возраста страны. Почвы как бы пленкой одевают поверхность
суши нашей планеты и являются самыми «молодыми» совре¬
менными образованиями. Учитывая особенности происхожде-
;1ия почв и их пограничное положение между литосферой и
биосферой, а также ясно отличающиеся от всех остальных
природных тел строение и состав, их следует рассматривать
как сложные биогеохимические системы.
Одним из важных и специфических свойств почв является
плодородие, поэтому оно в наибольшей степени изучается
почвоведением в целях рационального использования в сель¬
ском и лесном хозяйствах. Но почва может быть и «источником
полезных ископаемых, например, железа, каолинита, боксита.
В таких случаях на первое место выступает изучение ее геоло-
го-минералогичеекого и геохимического состава. Почвьь яв¬
ляются также объектами дорожного, гражданского, мелиора¬
тивного и промышленного строительства, поэтому наиболее
важное значение приобретает изучение их гранулометрическо¬
го состава и физических свойств. Почва имеет не менее серь¬
езное санитарно-гигиеническое значение как поглотитель вред¬
ных газов и веществ и очиститель воздуха, сточных и других
вод. В связи с этим следует знать виды поглотительной спо¬
собности почв 'и причины, ее определяющие. ; •
Из сказанного вытекает, что почва — объект не только
сельскохозяйственного использования и воздействия. Почва
как естественно-историческое тело 'занимает определенное по¬
ложение на земной поверхности. Почва обладает целым рядом
специфических свойств и имеет определенные, присущие толь¬
ко ей, закономерности географического распределения. Поэто¬
му при изучении почвы следует учитывать все многообразие
условий ее образования и развития.
В тропическом и субтропическом поясах почвы до сих пор
остаются наименее изученными, что не позволяет с достаточ¬
ной* полнотой вскрыть их агрономические и лесоводственные
качества. Совершенно недопустимо переносить на почвьгэтих
поясов представления, сложившиеся в результате изучения
почв умеренного пояса, а тем более способы выращивания на
них сельскохозяйственных культур. Такие попытки не только
оканчивались неудачами, но и приводили к ухудшению почв
на длительное время. Глубокое познание генезиса и свойств
почв является необходимой основой их рационального осво¬
ения и использования.
Значение почвоведения за последнее время непрерывно
возрастает. Одной из причин этого является недостаток про¬
дуктов питания, что обусловлено, в частности, слабой осьисн-
ностью и изученностью почвенных ресурсов, цсобенно в гро-
пических странах. Кроме того, здесь освоение почв связано с
большими трудностями, обусловленными специфическим#
причинами (латеритообразование, недостаток питательных ве¬
ществ, тяжелые условия обработки и т. д.). Поэтому всесто¬
роннее изучение почв в целях рационального освоения и повы¬
шения их плодородия в тропических странах приобретает осо¬
бо важное значение.
КРАТКАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Почвоведение как самостоятельная научная дисциплина,
изучающая свойства почв, закономерности их формирования
и пространственного распределения, возникло в России во вто¬
рой половине XIX в. и связано с именем его создателя про¬
фессора В. В. Докучаева.
Однако и раньше почвы привлекали внимание ученых и
земледельцев. Интерес к почвам определялся больше всего
практической их значимостью, способностью давать урожаи
продовольственных и кормовых культур.
Сведения о почвах уходят далеко в глубь веков. В древней
Г реции Аристотель, а затем и его ученик Теофраст (IV в. до
н. э.) оставили интересные высказывания о свойствах почв в
связи с питанием растений.
В сочинениях античных ученых Рима — Катона, Варона,
Колумелы и других также имеются сведения о почвах. Почвы
привлекали внимание мыслителей и земледельцев в Вавилоне,
в арабских и африканских странах в период зарождения зем¬
леделия.
В средние века интерес к изучению почв упал и вновь стал
возрождаться только в XVI в. с развитием капиталистических
отношений в наиболее развитых в экономическом отношении
странах. Большой интерес к почвам был проявлен в Европе.
Именно здесь возникли различные теории питания растений
сначала солями из почвы (Палисси), а затем только водой
(Ban Гельмонт). Господство этих теорий продолжалось вплоть
до начала XIX в , когда их сменила так называемая гумусовая
теория А. Тэера. Она сводилась к тому, что растения непо¬
средственно усваивают из почвы'содержащиеся в ней органи¬
ческие вещества. Эта теория была опровергнута Ю. Либихом
в книге «Химия в приложении к земледелию и физиологии
растений» (1840). Либих положил начало развитию агрохи¬
мии, но его теория не отражала всей сложности взаимодейст¬
вия культурных растений с почвами.
С середины XIX в. в Западной Европе стало господствовать
6
гак называемое агрогеологическое направление в познании
почв и их плодородия (Фалу, Берендт, Рихгофен и др.).
К почвам стали относить лишь верхний разрыхленной слой
плотных пород или наносов, содержащий то или иное коли¬
чество перегнивших растительных и животных остатков. Ис¬
ходя из того, что растения питаются преимущественно солями,
содержащимися в горных породах, в основу классификации
почв были положены различия их химизма.
В этот же период началось раздельное изучение физиче¬
ских (Вольни и др.) и химических (Ван Бемеленидр.) свойств
почв. Несмотря на то что такое изучение было весьма одно¬
сторонним, тем не менее оно способствовало развитию само¬
стоятельных методов исследования почв, особенно физических
и химических.
Состояние почвоведения того времени ярко охарактеризо¬
вал основатель русского генетического почвоведения В. В. До¬
кучаев (1846—1903). Он писал, что «почвоведы Западной Ев¬
ропы резко разбивались на достаточно искусственные школы,
из которых одна признавала преимущественно химизм почвы,
другая — физику, третья — геологию с гранулометрическим со¬
ставом и проч., четвертая, хотя и подвергала почвы механиче¬
скому, физическому и химическому анализу, но оставляла в
стороне их генезис, т. е. происхождение почв, их мощность,
строение, отношение к подпочве и проч. Словом, почти никто
не хотел «изучать почву как естественно-историческое тело,
никто не хотел исследовать все важнейшие свойства этих тел
в их взаимосвязи»
Начав в этой обстановке свою научную деятельность,
В. В. Докучаев создал стройное и самобытное учение о почво-
образователях и почвах и показал закономерные особенности
их распределения по материкам нашей планеты. Он является
общепризнанным основателем научного почвоведения, а его
учение о почве как о самостоятельном природном теле со сво¬
ими специфическими свойствами и методами исследований
вытеснило все ранее существовавшие представления.
В. В. Докучаев предложил относить к почве «только те
дневные, или близкие к ним горизонты горных пород, которые
были более или менее естественно изменены взаимным влия¬
нием воды, воздуха и различного рода организмов — живых и
мертвых»2. Далее он показал, что образование почв есть ре¬
зультат «чрезвычайно сложного взаимодействия местного кли¬
мата, растительных и животных организмов, состава и строе¬
ния материнских горных пород, рельефа местности и, наконец,
возраста страны»3.
1 Докучаев В. В. Русский чернозем СПб, 1883, с X
2 Т а м же
3 Там же
7
.Это общее положение отражает один из основных законов
почвообразования, четко определивший отличие почв от гор¬
ных, по^од. В результате вышеуказанных взаимодействий поч¬
ва состоит не только из минеральных, но и органических (гу¬
мусовых) и органоминеральных (комплексных хелатных)* сое¬
динений.
Характер распределения указанных соединений в почвен¬
ной толще определяет внешний вид почвы — ее морфологиче¬
ское строение, названное В. В. Докучаевым почвенным про¬
филем. Изучение профилей почв стало одним из основных ме¬
тодов их полезного исследования. По количественному распре¬
делению, а в дальнейшем и качественному составу органиче¬
ских, 0|рган0минеральных и минеральных соединений почвен¬
ный профиль, в отличие от геологических слоев, был подразде¬
лен В. В. Докучаевым на горизонты, обозначаемые латинскими
буквами А, В, С, D. С минеральными органическими и органо-
мииеральными соединениями связывается и образование та-
ких признаков почк, как структура, сложение, цвет и различ¬
ного рода выделения CaC03a Fe203, CaS04 и т. д., распределе¬
ние которых закономерно изменяется в профилях почв.
Режим тепла и влаги определяют различия в передвиже¬
нии растворимых соединений, образующихся в почвах. В ре¬
зультате последние приобретают не только типичные для раз¬
личных условий признаки и свойства, но и под влиянием этих
же факторов (особенно растительности и микроорганизмов)
непрерывно изменяются. Этими факторами определяются ди¬
намика почвенных процессов и эволюция почв во времени.
Выявление всех указанных природных взаимосвязей дало
возможность В. В. Докучаеву разработать особый сравни¬
тельно-географический метод изучения почв, заключающийся
в сравнении почв (по их строению, составу и свойствам),
сформировавшихся в различных географических условиях.
Такой метод изучения почв был весьма полезным и продук¬
тивным. Его применение позволило не только изучить почвы
но многих частях Европейской России, но и прогнозировать по
известным факторам почвообразования распределение раз¬
личных почв на неисследованных пространствах. Так, напри¬
мер, В. В. Докучаевым была составлена первая карта распре¬
деления почв на земной поверхности.
На основе докучаевского учения о почвообразователях и
почвах возникло подлинно научное понимание сущности пло¬
дородия почв. Последнее рассматривалось В. В. Докучаевым
как результат совокупных взаимодействий почвообразовате¬
лен, выраженных в определенных сочетаниях свойств почв и
содержании тех элементов, которые жизненно необходимы
растительным организмам.
В. В. Докучаев считал, что плодородие связано не только с
8
составом и свойствами почв, но и с условиями среды, в кото¬
рых’они образуются и развиваются. Поэтому эффективное по¬
вышение плодородия почв зависит от воздействия не только на
их состав и ^свойства, а также и на среду, их окружающую.
В борьбе с засухой для' изменения среды, в которой фор¬
мировались черноземы, ученый создавал лесные насаждения,
пруды, проводил орошение и т. д. Разработанные им принципы
и способы преобразования природы засушливых степей Рос¬
сии и повышения плодородия почв этих территорий послужи¬
ли основой для последующих усилий в деле преобразования
природы.
Таким образом, докучаевское учение базируется на сле¬
дующих основных положениях:
1. Почва — самостоятельное природное тело, образующееся
на границе литосферы и биосферы в результате взаимодейст¬
вий всех факторов почвообразования как живой, так и нежи¬
вой природы.
2. Изучение состава и свойств почв необходимо проводить
в неразрывной связи с окружающей их средой. Последняя оп¬
ределяет динамику и эволюцию почв.
3. Плодородие — основное и специфическое свойство почв.
Оно возникает вместе с развитием почв и может быть повы¬
шено рациональным освоением почв и воздействием на про¬
цессы, определяющие их развитие.
4. При изучении почв как особых природных тел необходи¬
мо охватывать всю их толщу, вплоть до породы, на которой
onto образуются, а при мощности коры выветривания, превы¬
шающей 3—5 м (тропики и субтропики),— изучать ту толщу,
в пределах которой происходит активное передвижение влаги
и проникновение живых организмов.
В. В. Докучаев стремился не только к изучению почвы как
самостоятельного природного тела, но и к созданию такой
пауки, предметом изучения которой должна явиться та «веко¬
вечная и всегда закономерная связь, какая существует между
силами, телами и явлениями, между мертвой и живой приро¬
дой, между растительным, животным и минеральными царст¬
вами, с одной стороны, человеком, его бытом и даже духовным
миром — с другой»
В этом проявилось натурфилософское восприятие Докучае¬
вым природы с ее многообразными явлениями и процессами.
Большую часть своих, капитальных работ В. В. Докучаев
выполнял на общественные, а не на государственные средст¬
ва. Так, на средства Вольного экономического общества была
выполнена одна из первых его работ «Русский чернозем».
В-ней он не только изложил основные взгляды на почвообра-
1 Докучаев В. В. К изучению о зонах природы. СПб., 1899, с. 3.
9
зование, но и дал всестороннюю характеристику черноземов.
За высокое потенциальное плодородие он назвал чернозем
«царем почв».
Ученый совместно с большой группой своих учеников
изучил почвы и естественно-исторические условия Нижегород¬
ской и Полтавской губерний. В . этих работах им на практике
применен сравнительно-географический метод в целях уста¬
новления различной ценности почв (бонитировка почв).
В. В. Докучаев оставил большое литературное наследие,
полностью переизданное в 1948—1956 гг. АН СССР в связи со
100-летнем со дня его рождения. Оно состоит из 8 томов. Это
собрание сочинений Докучаева было переведено и издано в
США. Тем самым многие почвоведы мира получили возмож--
ность ознакомиться с трудами Докучаева, заложившего осно¬
вы современного научного почвоведения.
Титанический пруд по созданию нового генетического рус¬
ского почвоведения и .его пропаганде! В. В/Докучаев делил
со своими верными учениками и последователями. Среди них
наиболее выдающимися русскими учеными были Н: М. Си¬
бирцев, Г. Н. ^Высоцкий, В. И. Вернадский, П. С. Коссович,
К. Д. Глинка и др.
Создателей русского почвоведения сменило второе поко¬
ление почвоведов-докучаевцев, особенно много сделавших для •
утверждения мирового авторитета докучаевского почвоведе¬
ния и удовлетворения нужд.социалистического народного хо¬
зяйства. ,Среди них особо выделяются имена К. К. Гедройца,
В. Р. Вильямса, В. Н. Сукачева, С. С. Неуструева, J1. И. Пра¬
солова, Б. Б. Полынова, И. В. Тюрина и др.
В наши дни ряды почвоведов-докучаевцев в Советском
Союзе умножились и дифференцировались по отдельным раз¬
делам и отраслям (физика, химия, минералогия, генезис и
картография почв, лесное и мелиоративное почвоведение
и т. д.). В настоящее время советское докучаевское почвоведе¬
ние продолжают представители третьего поколения — акаде¬
мик И. П. Герасимов, член-корреспондент АН СССР В. А. Ков-
да и др. Каждый из выдающихся деятелей докучаевского поч¬
воведения внес свой вклад в его развитие.
И. М. Сибирцев ,(1860—1900) был ближакшм сподвижни¬
ком и учеником Докучаева. Одним из главных его трудов яв¬
ляется курс «Почвоведение», в котором впервые были си( • ема-
тически изложены основы докучаевского \г,:ения о г . ах.
Этот курс Н. М. Сибирцев читал в Ново-Александрийско м ин¬
ституте сельского хозяйства (сейчас г. Пулавы, ПНР?
Г. Н. Высоцкий (1865—1940)—выдающийся л<\. д и
почвовед, известный своими замечательными труда й по
степному лесоразведению, гидрологии почв, глееобраз - но,
роли рельефа в развитии почвенного покров?!. Его рабо 'v > об¬
10
ласти влияния леса на/почвы и их водный режим в степных
-условиях были широко использованы в США при создании
- рузвельтовской программы по борьбе с эрозией почв.
П. С. Коссович (1862—1915)—создатель оригинального
курса «Почвоведение» и генетической классификации, основан¬
ной' на свойствах почв и процессах, в них происходящих. Он
положил начало углубленному изучению физических и хими¬
ческих свойств почв. Его работы в области классификации и
эволюции почв не потеряли значения и в настоящее время. .
К. Д. Глинка (1867—1927)—один из крупнейших и все¬
мирно известных почвоведов Советского Союза. Он первый из
почвоведов был избран академиком АН СССР. К. Д. Глинка
развивал минералогическое и географическое направление в
почвоведении. Он был научным руководителем экспедиций по
изучению почр Сибири и Дальнего Востока. К. Д. Глинка —
автор • фундаментального учебного поеобия но почвоведению,
впервые йзданнопо в 1914 г. и переиздававшегося несколько
раз. Ряд работ К. Д. Глинки, включая и «Почвоведение», бы¬
ли переведен^ на немецкий- и английский языки, что сыграло
важную роль в распространении научных идей докучаевского
почвоведения во всем мире. К- Д- Глинка был основателем и
первым директором Почвенного института им. В. В. Докучае¬
ва.
К. К. Гедройц (1872—1932) — основатель физико-химиче¬
ского направления в изучении почв. Он обогатил докучаев-
ское почвоведение учением о почвенных-коллоидах и разрабо¬
тал основы учения о поглотительной способности почв.
К. К-Гедройц — автор оригинальных работ по генезису и
эволюции солонцов и.солодей и их мелиорации. Им разрабо¬
тана генетическая классификация почв, в основу которой по-
_ложены-различия в составе и свойствах поглощающего комп¬
лекса. Будучи выдающимся химиком, он создал первое фун¬
даментальное руководство под названием «Химический анализ
почвы». За работы в области химии и физикохимии почв он
был избран академиком. Работы К. К. Гедройца не потеряли
своего значения и в настоящее время.
В. Р." Вильямс (1863—1939)—выдающийся советский аг¬
роном, создатель агрономического почвоведения, автор учеб¬
ного пособия «Почвоведение. Земледелие с основами почво¬
ведения». В нем большое внимание уделено роли биологиче¬
ских факторов в почвообразовании,и эволюции почв. Работы
В. Р. Вильямса, несмотря на то, что в них содержался ряд
ошибок, сыграли важную роль в развитии почвоведения и аг¬
рономии. Он был действительным членом АН СССР.
С С Неуструев (1874—1928)—крупный советский почво¬
вед-ге граф, автор многих выдающихся региональных работ,
посл<я»; л иных изучению почв Заволжья, Средней Азии и дру-
11
гих районов. Им составлен первый оригинальный курс «Эле¬
менты герграфии почв», в котором почва рассматривается как
неотъемлемый и наиболее характерный элемент ландшафта,
отражающий влияние всех других факторов его образования.
Б. Б. Полынов (1877—1952) — выдающийся почвовед, дей¬
ствительный член АН СССР. Его оригинальные работы посвя¬
щены изучению процессов выветривания и почвообразования.
Эти вопросы получили освещение в его монопрафшт «Кора вы¬
ветривания», переведенной на английский язык. Б. Б. Полыно-
ву принадлежит разработка биогеохимического направления
в почвоведении «и учение об элементарных ландшафтах. Ори¬
гинальная интерпретация многих положений и разработка воп¬
росов взаимосвязи почв и растений создали ему большой ав¬
торитет среди почвоведов как в нашей стране, так и за рубе¬
жом.
JI. И. Прасолов (1875—1954)—почвовед-географ, акаде¬
мик. Он внес большой вклад в изучение географических зако¬
номерностей распределения почв в СССР, разработал учение
о провинциальных особенностях почвообразования и почв.
J1. И. Прасолов создал картографическое направление в поч¬
воведении; он автор и редактор серии обзорных и региональ¬
ных почвенных карт. Ему принадлежат первые работы по уче¬
ту земельных фондов СССР <и мира. Длительное время
Л. И. Прасолов был руководителем Почвенного института им.
В. В. Докучаева и редактором журнала «Почвоведение».
И. В. Тюрин (1892—1962)—почвовед-географ, создатель
учения об органическом веществе почв и автор оригинальной
методики изучения состава почвенного гумуса. Работы
И. В. Тюрина по этим вопросам широко известны во всем ми¬
ре. И. В. Тюрин как академик АН СССР длительное время
возглавлял Почвенный институт им. В. В. Докучаева, являлся
президентом Всесоюзного общества почвоведов и редактором
журнала «Почвоведение».
В. Н. Сукачев (1880—1967) — выдающийся последователь
В. В. Докучаева, ботаник, лесовод, географ и биогеоценолог.
В. Н-. Сукачев — автор учения о типах леса и связях - его с
почвами, создатель биогеоценологии — учения, о котором
В, В. Докучаев писал как о науке будущего, изучающей
взаимодействия всех природных компонентов.
Под руководством В. Н. Сукачева развилось лесное почво¬
ведение и особенно его агролесомелиоративное направление.
Научная принципиальность В. Н. Сукачева сылрала важную
роль в борьбе с различными ошибочными взглядами в науке.
В настоящее время ведущими советскими почвоведами яв¬
ляются:
И. П. Герасимов (1905—1985)—академик, был создате¬
лем советской почвенно-географической школы, почвоьед-
12
географ, генетик и геоморфолог Им выделены несколько но¬
вых типов почв и введены новые почвенно-географические по¬
нятия — почвенная фация, учение об элементарных почвенных
процессах. Он создатель генетической классификации почв,
автор и редактор почвенных карт СССР и мира. Его работы
по изучению почв СССР и многих зарубежных стран имеют
большое значение в подготовке кадров почвоведов. И. П. Ге¬
расимов— автор одного из современных учебных пособий по
почвоведению и географии почв, переведенного на ряд иност¬
ранных языков.
В. А. Ковда (1904) —член-корреспондент АН СССР, спе¬
циалист в области мелиорации почв вообще и засоленных в
особенности. Автор оригинальных работ по биогеохимической
миграции элементов. Работая длительное время в ЮНЕСКО,
он способствовал дальнейшей пропаганде достижений совет¬
ского почвоведения. В настоящее время В. А. Ковда прези¬
дент Всесоюзного общества почвоведов.
Труды не только названных выше, но и многих других вы¬
дающихся ученых русского и советского почвоведения способ¬
ствовали дальнейшему развитию учения В. В. Докучаева,
оказали огромное влияние на формирование национальных
школ почвоведения во многих странах мира.
Большой интерес к работам советских почвоведов прояв¬
ляется со стороны зарубежных ученых. Многие статьи журна¬
ла «Почвоведение», основанного в 1899 г., переводятся и пере¬
издаются в США, а в оригинале его выписывают ученые мно¬
гих стран.
Учебные пособия и монографии по проблемам почвоведе¬
ния издаются за рубежом на английском языке.
В европейских странах научные идеи русского генетическо¬
го почвоведения наибольшее влияние оказали на развитие
национальных школ в ГДР и ФРГ. В прошлом Рамман, затем
Штремме, Кубиена, Мюккенгаузен и Эвальд развивали свою
национальную школу. Они стояли на позициях докучаевского
почвоведения и обогащали его новыми методами исследования
почв (Кубиена). Мюккенгаузен, опираясь на работы Н. М. Си-
бирдева, обосновал выделение нового типа почв «псевдоглей»,
связывая его образование с сезонным поверхностным пере¬
увлажнением почв.
Французская национальная школа почвоведения под влия¬
нием русского почвоведа-докучаевца В. К. Агафонова впита¬
ла все лучшее из докучаевского учения. Работа выдающегося
французского почвоведа и агрохимика Демолона была пере¬
ведена на русский язык. Эта школа наиболее успешно изучает
тропические почвы, а Оберу и Дюшофуру принадлежит учение
о лсссиваже и выделение нового типа почв «лессиве» Уста¬
новление процесса лессивирования сыграло важную роль в
13
дальнейшем развитии и дифференциации процессов оподзоли-
вания и выщелачивания.
Важно отметить и работы французских почвоведов: Обе-
ра — автора генетической классификации почв, Меньена —
оригинального исследователя латеритов, тропических почв
Сенегала и других республик Африки, Ленефа — известного
своими работами по выветриванию горных пород в тропиче¬
ских условиях.
Не менее значительным было влияние докучаевского поч¬
воведения на английскую школу почвоведов. Такие выдаю¬
щиеся почвоведы Англии, как Рассел и Мюр, окончили аспи¬
рантуру под руководством академика Б. Б. Полынова.
На развитие почвоведения в США также оказали влияние
работы В. В. Докучаева и других русских ученых. Из амери¬
канских почвоведов наиболее выдающимся были Ф Гиль-
гард и Ч. К. Марбут. Последний был автором первой генети¬
ческой классификации почв США. Ч. К. Марбуту принадле¬
жит сравнение роли В. В. Докучаева в почвоведении с ролью
Ч. Дарвцна — в биологии и Ляйеля — в геологии.
Современная национальная школа почвоведения в США
находится на распутье. Основы новой классификации почв
(Soil Taxononiy, 1975), созданной в США, явно отдаляют ее от
докучаевского направления.
Авторы этой классификации — Г. Смит и другие встали
на путь пересмотра многих понятий, признаков свойств диаг¬
ностических горизонтов и почв в целом. В этой части предла¬
гаемые ими унификации полезны. Что же касается самой
классификации, то в ней проявляется разрыв между пред¬
ставлениями о почвенных сериях, не имеющих строго генети¬
ческого обоснования, и более высокими единицами, объеди¬
няющими серии. До сих пор остается неясным, что такое се¬
рия и какой таксономической единице других генетических
классификаций она соответствует.
Влияние докучаевского почвоведения вполне определенно
сказалось на развитии этой науки и во многих других странах,
хотя и в меньшей степени. Так, например, в развитии индий¬
ской школы почвоведения значительную роль сыграла поч¬
венная карта Индии и очерк к ней, составленные советским
почвоведом 3. Ю. Шокальской.
С 60-х годов в вузах Советского Союза начали готовить
кадры специалистов, в том числе и почвоведов, для развиваю¬
щихся стран Азии, Африки и Латинской Америки. Первые
специалисты-почвоведы, освоившие докучаевскую советскую
школу почвоведения, успешно работают в своих стра¬
нах. Они начинают внедрять идеи и методы докучаевского
почвоведения, науку о почвах в развивающихся странах. Это¬
му способствуют и работы, проводимые советскими почвове¬
дами в различных тропических странах.
14
Часть I
ОСНОВЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ И СВОЙСТВА ПОЧВ
Глава I '
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Современные представления о почве как природном теле
Последователи В. В. Докучаева творчески развивают пред¬
ставления о почве как природном теле, образование и развитие
которого обусловлено сложными биогеохимическими процес¬
сами, непрерывно происходящими на поверхности и охваты¬
вающими различные по мощности толщи литосферы.
Биогеохимические процессы порождаются взаимодействия¬
ми элементов живой и неживой природы при участии тепло¬
вой и световой энергии солнца и атмосферной влаги в ее раз¬
личных формах.
Для почвообразования наиболее важное значение имеют
два противоположных, но взаимосвязанных и взаимообуслов¬
ленных биогеохимических процесса:
1. Образование живого органического вещества из возду¬
ха, воды и минеральных элементов, содержащихся в литосфе¬
ре, происходящее при непременном участии солнечной энер¬
гии.
2. Разрушение мертвого органического вещества и переход
его в органоминеральные и минеральные соединения.
Эти процессы сопровождаются синтезом новых органиче¬
ских и минеральных веществ, их аккумуляцией и миграцией.
Интенсивность и направленность их в основном зависят от
поступления солнечной энергии атмосферного увлажнения.
При этом на первый план академик А. П. Виноградов выдви¬
гает влияние органического вещества на процессы, идущие в
поверхностных слоях земной коры. Они обусловливают разру¬
шение горных пород и сопровождаются как потерей вещества
горных пород, так и их селективной концентрацией.
Под влиянием одновременно протекающих противополож¬
ных процессов — образования и разрушения органического
вещества — возникает биологический круговорот вещества.
Его основу составляет непрерывный обмен веществом и энер¬
гией между живьщи организмами, продуктами их жизнедея¬
15
тельности, горными породами. Материальным результатом та¬
кого обмена является образование почв.
Обмен веществом и энергией между живыми организмами
и горными породами сводится квследующему. Растения и жи¬
вотные аккумулируют солнечную энергию. При отмирании и
разложении остатков растений и животных происходит высво¬
бождение этой энергии и превращение ее в другие формы, чем
и определяются различные проявления биологического круго¬
ворота. С одной стороны, в результате разложения происхо¬
дит образование новых минеральных и органических соедине¬
ний, с другой — иде'т преобразование первичных минералов,
из которых состоят почвообразующие горные породы, и про¬
исходит высвобождение тепловой энергии. Проявления про¬
цессов синтеза и разрушения весьма многообразны и зависят
от условий, в которых протекает почвообразрвание.
Таким образом, в почвенной толще происходит высвобож¬
дение и трансформация солнечной и аккумулированной в гор¬
ных породах энергии. Чем больше высвобождается энергии,
тем интенсивней происходит круговорот веществ в системе
живые организмы—почвы,
Однако термин «круговорот» в данном случае имеет ус¬
ловное значение. Биологический круговорот не может быть
полностью замкнутым. В нем наряду с аккумуляцией одних
элементов происходит вынос или концентрация других в виде
различных новообразований. И в тоц и в другом случае такие
элементы частично или полностью выбывают из круговорота.
Эти выходящие из биологического круговорота соединения
вступают в новую фазу длительного геологического накопле¬
ния. Поэтому различают два типа круговорота веществ. Пер¬
вый — биологический круговорот веществ, осуществляющийся
при участии живых организмов, непосредственно ассимили¬
рующих солнечную энергию. Второй — геологический круго¬
ворот веществ, при котором высвобождающиеся из первого
круговорота соединения поступают в озера, моря и океаны,
где или непосредственно отлагаются в виде осадков, или при
участии живых бесхлорофилльных организмов преобразуются
в те или иные осадочные породы.
Высвободившиеся соединения могут быть вновь вовлечены
в биолргический круговорот, если в результате тектонических
процессов они выйдут на поверхность суши и станут осваи¬
ваться живыми организмами.
В результате непрерывного процесса обмена вещества и
энергии между живыми организмами и горными породами
при активном воздействии элементов атмосферы и гидросферы
на поверхности Земли происходит образование особых при¬
родных тел — почв, обладающих присущими только им
строением, составом, свойствами и эволюцией.
16
Морфология и микроморфология ПОЧ&
как внешнее выражение процессов их формирования
Морфология почв — раздел почвоведения, изучающий
внешние признаки и строение почв. Микроморфология изуча¬
ет детали их строения, отражающие сложные внутренние про¬
цессы, формирующие почвы в целом, а не отдельные* их части
(горизонты и т. д.). Морфология — важный раздел почвоведе¬
ния, получивший развитие за последние 100 лет полевого изу¬
чения почв. Микроморфология — один из методов подтвержде¬
ния или опровержения гипотез о происхождении почв и и*
классификационной принадлежности 1.
Под морфологией почв понимается совокупность внешних
пх признаков, слагающих профиль почвы. К'ним относятся:
цвет, окраска, сложение, структура, новообразования, вклю¬
чения и общее строение почвенного профиля.
Все морфологические признаки почв — результат процес¬
сов, под влиянием которых они образуются. Во внешнем обли¬
ке почв частичгно отражаются и такие их внутренние особен¬
ности, как минералогический и химический состав, физико¬
химические и физические свойства.
Задача морфологического изучения почв «заключается не
только в описании внешних признаков и строения почв, но и в
предварительном обоснованном объяснении по ним происхож¬
дения почвы.
Морфология — описательный метод, допускающий субъек¬
тивность восприятия и суждения. 'Однако в последнее время
все больше начинают применяться различного рода объектив-
ные методы. Так, например, цвет почв и окраска количествен¬
но измеряются по эталонным атласам цветов2. Мощность го¬
ризонтов измеряется сантиметрами, количество структурных
агрегатов того или иного размера устанавливается путем про¬
сеивания почвы на ситах с отверстиями различного диаметра,
[вердость почвы измеряется твердомером и т. д. В то же вре¬
мя при разграничении почв по их морфологическим признакам
решающая роль принадлежит опыту и наблюдательности ис¬
следователя.
Изучение почв начинается с морфологического описания их
в поле и обычно предопределяет все последующие изучения.
На основании морфологии дается предварительное генетиче¬
ское определение почв, устанавливаются закономерности и
границы их распространения, отбираются почвенные образцы
для последующих анализов в лаборатории с целью подтверж¬
1 Вопросам изучения морфологии и мпкроморфологии посвящены спе¬
циальные монографии: Б. Г. Розанова (1983), П. Бревер (P. Brewer, 1964),
А. И. Ромашкевич и М. И. Герасимовой (1982).
2 Munseel Soil Color charts. USA, 1954.
2 Зак 1542
17
дения и уточнения полевого диагноза почв и разработки меро¬
приятий по их рациональному использованию и улучшению.
Генетическое строение профиля почв
Строение почвы изучается на вертикальной стенке почвен¬
ного разреза. Для того, чтобы иметь полное представление о
почве и почвообразующей породе, разрез закладывается на
глубину 1,5—2,0 м, а глубже бурится почвенным буром до бо¬
лее или менее однородного по составу слоя почвообразующей
породы, а в тропических условиях — до коры выверивания.
Глубже 5—6 м строение кор выветривания может изучаться на
естественных обнажениях или на стенках искусственных
карьеров. Если плотные почвообразующие породы или грунто¬
вые воды подходят близко к поверхности, то изучение почв
ограничивается глубиной их залегания.
Во влажных субтропических и тропических условиях мощ¬
ность почв и кор выветривания, на которых они развиваются,
может достигать 10—15 м и более. Эта толща четко под¬
разделена на три основных слоя. Профиль верхнего слоя фор¬
мируется под воздействием современных процессов почвооб¬
разования. Строение второго слоя отражает влияние более
древних процессов выветривания или почвообразования и
представляет собой кору выветривания. Третий слой — вывет-
релая рыхлая исходная порода, не потерявшая своей перво¬
начальной структуры и называемая литомаржем. Он перехо¬
дит в коренную неизменную породу. В среднем мощность верх¬
него деятельного слоя или современной почвы во влажных
субтропических и тропических областях колеблется от 1,5 до
2—3 м.
В сухих саваннах и муссонно-увлажняемых областях мощ¬
ность почв уменьшается до 1,5—2 м. Глубже наблюдаются
относительно неизмененные породы. Еще меньшую мощность
имеют почвы пустынных и полупустынных тропических и суб¬
тропических областей. Здесь она колеблется от 10—15 до 80—
100 см.
Почвенный профиль состоит из нескольких слоев, которые
в почвоведении получили название горизонтов. В. В. Доку- х
чаевым впервые были выделены следующие горизонты:
А — накопления органических и гумусовых веществ;
В — переходный от гумусового горизонта Л к материнской
породе;
С — материнская порода, слабо измененная почвообразо¬
ванием;
D — коренная порода (как твердая, так и рыхлая, не под¬
вергшаяся почвообразованию, или подстилающая почвы).
В настоящее время горизонты почвенного профиля полу¬
18
чили дальнейшее генетическое уточнение. Формирование их
и почвенного профиля в целом в первоначально однородной
толще почвообразующих пород является результатом сложных
и многообразных явлений, объединяемых понятием «почвооб¬
разовательный процесс». В нем особое значение приобретают
следующие явленйя:
1. Раздробление горных пород; ведущее к образованию
рыхлых продуктов, состоящих из частиц размером от 1 до
0,0001 мм и менее. Эти частицы представлены минералами,
входившими в состав горных пород (первичные минералы), и
вновь образовавшимися (вторичные или глинистые) минера¬
лами сложного состава.
2. Накопление продуктов разложения и минерализаций ор¬
ганических остатков растений и животных, превращающихся
при взаимодействии с минеральной частью почвы в гумусовые
вещества. Последние составляют гумусовую часть почвенной
массы.
3. В результате развития этих двух явлений образуются
различные подвижные минеральные, органические и органо-
дгииеральные соединения. Передвигаясь по профилю почвы,
они частично отлагаются на различных его глубинах, частич¬
но вымываются .за его пределы. При этом происходит обога¬
щение или обеднение отдельных горизонтов почвенной толщи
теми или иными соединениями, что отражается на типах диф¬
ференциации почвы на различные генетические горизонты.
Накопление органических остатков на поверхности почвен¬
ной толщи происходит преимущественно под пологом лесов,
частично в саваннах и степях, если растительный покров их
ежегодно не выкашивается, не выжигается и не вытравливает¬
ся скотом. Из органических остатков образуются органоген¬
ные горизонты с различной мощностью и степенью разложен-
ности органического вещества. В лесу этот горизонт называ¬
ется подстилкой, в саваннах и степи — саванным и степным
войлоком, на слабозаболоченных лугах — дерниной. На силь¬
нозаболоченных пространствах он обычно состоит из торфа
и обозначается индексами А0 или 0*.
В зависимости от степени разложенности вещества органо¬
генные горизонты подразделяют на подгоризонты по следую¬
щим признакам: ' . ^
А0' или 0, или L — опад листьев, хвои, ветвей, не потеряв¬
ших первоначальной формы;
А0" или 00, или F — полуразложившаяся масса;
Л о"' или 000, или Н—полностью разложившаяся, мажу¬
щаяся масса органического вещества.
* Нулевые обозначения применяются в европейских странах, латин¬
ские б^квы — в США.
19
Под подстилкой, а там, где ее нет, непосредственно с по¬
верхности начинается гумусовый горизонт, наиболее обога¬
щенный гумусовыми соединениями, мощностью от нескольких
сантиметров до 1—1,5 м, а иногда и более.
Цвет горизонта связан с содержанием гумуса, но в тропи¬
ческих условиях он большей частью не подавляет основных
цветов почв — красного, коричневого и жейтого. С глубиной
цвет этого горизонта постепенно изменяется от темного к свет¬
лому или становится более красным (в тропиках). Обозна¬
чается он буквой А и называется гумусово-аккумулятивным
горизонтом. .
По интенсивности окраски горизонт А подразделяют на
подгоризонты, которые в СССР обозначаются А/, А" и А\".
В практике других стран' их чаще обозначают цифровыми ин¬
дексами А1, АЗ.
В почвенной толще под горизонтом накопления гумуса, при
преобладаний увлажнения над испарением влаги и при отсут¬
ствии или глубоком стоянии грунтовых вод и глубоком про-
м&чивании, под действием кислых растворов, просачивающих¬
ся из горизонтов Л о и А и может-происходить интенсивное раз¬
рушение— растворение и вынос многих минеральных и орга¬
номинеральных соединений и относительное накопление в этой
части профиля Si02 кварца. Этот процесс называется процес¬
сом элювиирования, а образующийся в' результате горизонт
называется элювиальным и обозначается индексом А2 (А2).
В последнее время предлагается обозначать его буквой £ (от
лат. eluvio—вымываю).
Часто растворению подвергается преимущественно железо
в результате перевода окисных форм (Fe203) в закисные
(FeO) в условиях временного или постоянного поверхностного
избыточного увлажнения. При этом часть железа может вы¬
мываться глубже, а часть при подсушивании почвенной мас¬
сы переходит в Fe203 и стягивается в конкреции (сегрегация
железа). При этом не происходит или очень слабо выражено
разрушение.илистой части. Она частично вымывается — миг¬
рирует в нижнюю часть профиля. В таких случаях происходит
образование выщелоченного от железа и частично потерявше¬
го глину горизонта, который в отличие от горизонта А2 следу¬
ет обозначать как горизонт А21 (если отсутствуют железистые
конкреции) или А21 (при наличии железистых конкреций).
Индекс I обозначает леСсиваж (от фр. lessive — выщелачи¬
вание).^ - .
Если окислы Fe, Al, Мп вчвиде сложных гумусовых й кол¬
лоидально-минеральных соединений вымываются глубже го¬
ризонта А2 или А21 и происходит обогащение ими верхней час¬
ти почвообразующей породы, то образуется горизонт вымыва¬
ния, или иллювиальный горизонт, обозначаемый буквой В.
20
Иллювиальные горизонты отличаются большей плот¬
ностью, более тяжелым гранулометрическим составом, очень
часто содержат большое количество железистых и железисто¬
кварцевых конкреций. При их большем скоплении и спайке в
железистые блоки происходит образование латерйтных гори¬
зонтов различной мощности. Такие -горизонты могут быть
древними и современными. При высыхании они приобретают
твердость каменных пород, состоящих на 40—60% из железа.
Их целесообразно выделять в самостоятельные латеритные го¬
ризонты и обозначать буквой LK
Иллювиальные горизонты (не латеритные) различаются
по происхождению и степени выраженности. По происхожде¬
нию они подразделяются на: а) типично иллювиальные, обра¬
зованные в результате вымывания окислов Fe, Al, Мп и приоб¬
ретающие глинистость за счет осаждения вышеуказанных сое-»
динений; б) иллювиально-метаморфические (Bt), когда обра¬
зование их связано с оглиниван^ем в результате более интен¬
сивного выветривания материала на месте. Подобное явление
обусловлено большим увлажнением горизонта J3, чем гори¬
зонта Л, который большую часть года может находиться е су¬
хом состоянии. Различают также иллювиально-лессивирован-
кое образование горизонта В. В этом случае горизонт выде¬
ляется только по повышенному содержанию окислов железа,
алюминия и марганца без заметного увеличения уплотнения и
глинистости и обозначается как горизонт Bf.
По степени выраженности горизонты В, вне за'висимости
от их происхождения, подразделяются на подгоризонты.
Так, типично иллювиальный горизонт подразделяется на
подгоризонты:
, Вх — относительно меньше иллювиирован из-за наличия
признаков разрушения, характерных для горизонта А2(Е);
В2 — наиболее ярко и интеисивно выраженный по повы¬
шенной глинистости и плотности;
В6 — с затухающей иллювиированностью при переходе в
материнскую породу. .
Иллювиально-метаморфический горизонт подразделяется
соответственно на подгоризонты Btu Bt2, Bt3.
Если во всех или части подгоризонтов происходит сегрега¬
ция железа в виде примазок и конкреций, то для их обозначения
добавляется индекс f (например, Btfu Btf2 и т. д.).
Иллювиально-лессивированный горизонт подразделяется
на подгоризонты по признакам различного содержания желе¬
за (в поле устанавливается по осветлению красновато-бурой
1 В естественном залегании на некоторой глубине от поверхности та¬
кие горизонты мягкие, режутся ножом, при высушивании быстро окамене¬
вают.
21
окраски) и в обозначение вводится цифровой, индекс (напри¬
мер, В1Ь Bf2).
Ниже иллювиальный горизонт сменяется слабо затронутой
почвообразованием почвообразующей породой. Она обознача¬
ется буквой С, а по степени затронутое™ почвообразованием
может подразделяться на подгоризонты и обозначаться ин¬
дексами Си С2, C'z.
В тех случаях, когда почва развивается при близком стоя¬
нии грунтовых вод, горизонт С обычно приобретает сизую или
зеленовато-голубую окраску, что указывает на анаэробность
условий его развития и наличие глеевого процесса, сопровож¬
дающегося переходом Fe203 в FeO. В таких случаях горизон¬
ты с максимальной выраженностью оглеения обозначают
буквой G.
Если оглеение накладывается на другие горизонты, но не
подавляет их основных признаков,-то к основному буквенному
индексу добавляется малая буква g в скобках и без скобок.
Приставка к основному буквенному обозначению горизонта
буквы g означает, что оглеение обусловлено .увлажнением от
грунтовых вод. В таких случаях оно, как правило, усиливает¬
ся с глубиной. Если буква g дается в скобках (g), то это оз¬
начает, что оглеение вызывается сезонным атмосферным пере¬
увлажнением и с глубиной ослабевает.
Ниже горизонта С следует горизонт D—не измененная
почвообразованием порода или древняя кора выветривания,
которая послужила основой для образования почвы.
Сочетания различных генетических горизонтов, а также
степень их развитостй определяют характерное строение про¬
филей генетически различных почв (рис. 1).
Все почвы тропиков и субтропиков по характеру профилей
могут быть сгруппированы так:
1. Почвы с профилем AD и А С.
2. Почвы с профилем ABC.
3. Почвы с профилем А\А2ВС или А{А21ВС.
Почвы с профилем первой группы развиваются на рыхлых
или плотных известняках и других породах.
Почвы с профилем второй и третьей групп более разнооб¬
разны и разделяются на подгруппы по происхождению и вы¬
раженности горизонтов А2 и В.
В первую подгруппу объединяются почвы с профилями, об¬
лик которых обусловлен текстурно-структурной дифференциа¬
цией, т. е. горизонты А2 и В выделяются существенно различ¬
ным гранулометрическим составом, а горизонт В имеет типич¬
ное для иллювия оструктуривание и плотность (рис. 2).
Вторую группу составляют почвы с профилями, в которых
горизонта А2 нет, или с горизонтом, происхождение которого
22
Ж'
Я
At (AJ
Вt
Ъг -
Вз
l_Cj_
ш
Рис. 1. Гипотетический профиль почвы со всеми генети¬
ческими горизонтами;.
/ — органические остатки в виде лесного или травяного (подстил¬
ка) опада; II — толща максимальной биологической активности
и частичного элювиирования гумусовых и минеральных соедине¬
ний; III — толща иллювиирования веществ, вымываемых из
горизонта А; IV — почвообразующая порода, сл&бо измененная
вымыванием наиболее легкоподвижных соединений; V — горная
порода или кора выветривания, в той -или иной степени затро¬
нутая почвообразованием; II—IV — развитая почва.
Горизонты: A*q — опад текущего или прошедшего года, слабо
разложившийся; А0 — органическая полуразложившаяся масса;
A q — сильно разложившаяся черная органическая масса, А\ —
темный, с различным содержанием гумуса, связанный с мине¬
ральной частью, At — осветленный, серовато-белесый вследствие
максимального элювиирования; типичен для подзолистых {А2)
и псевдоподзолистых (А%1) почв, А (Аз) — переходный к гори¬
зонту В; В1 —горизонт иллювиирования продуктов; вымываемых
из горизонта А; В*— максимум аккумуляции глинистых мине¬
ралов, гумусовых реществ; L — блоки или слой латерита; Вз —
переходный к горизонту С с ослабленной иллювиацией и неболь¬
шим содержанием конкреций Fe; С g— глее вый, замещающий го- -
ризонт в гидроморфных почвах' С, Сса и Сс8 — аккумуляции
СаСОзи CaSC>4 и соответственно, частично вынесенных из
горизонтов А и В; D — неизмененная плотная или рыхлая гор¬
ная порода в коренном залегании или толща ко£ы выветривания
более древняя, чем современная лочва
Рис. *2. Схема развития почв
Стадии развития и соответствующие им профили:
/ — профиль AD; // — профиль ACD ; III т полноразветый
профиль ABCD; /V—профиль подзолистого типа(Ло,Л1,.Д2.ВьВ|С):
I — профиль псевдоподзолистой почвы с панцирем Латерита над
горизонтом В; 2 — то.же на двучленном нанюсе с латеритом*
связано с частичным выносом ила. Такие профили характери¬
зуются преимущественно текстурной дифференциацией.
Третью подгруппу составляют почвы с химическои диффе¬
ренциацией горизонта Вив профиле которых нет горизонта А2
или A2lf- т 23
Дальнейшее выявление различий почв производится по
морфологическим признакам отдельных генетических гори¬
зонтов.
Главнейшие морфологические признаки почв
Наиболее важными признаками почв, определяющими .
морфологические различия отдельных генетических горизон¬
тов, являются: цвет и окраска, сложение, структура, новообра¬
зования, включения, характер перехода горизонта в горизонт.
Цвет и окраска почв зависят от состава минеральной час¬
ти и содержания гумуса. Поэтому по цвету в первом прибли¬
жении можно судить о составе отдельных горизонтов и всей
почвы. Цвет оказался настолько ярким показателем различий
почв, что по нему были присвоены и генетические названия
многим почвам: чернозем, каштановая почва, серозем', красно¬
зем, желтозем и т. д.
В тропических и субтропических областях наиболее рас¬
пространенными цветами почв являются красный, желтый,
черный, серый, белый, зеленоватый и сизый.
Красный цвет в его различных оттенках обусловливается
преобладанием в составе почв железа в виде свободных сое¬
динений Fe203. Желтый цвет также связан с железом, но на¬
ходящимся в гидратированных соединениях — Fe(OH)3 Зеле¬
новатый или сизый цвет определяется высоким содержанием
железа в закисных соединениях (FeO).
Черный и серый цвета определяются различным содержа¬
нием гумусовых веществ, а иногда и цветом почвообразующей
породы — вулканическим пеплом.
Белый цвет связан с преобладанием в почвах кварца, као¬
линита или углекислого кальция. При значительном содержа¬
нии кварца почва приобретает белесый цвет и теряет связан¬
ность. Большое содержание каолинита определяет белый цвет-
глинистой почвенной массы. При большом содержании СаСОз
почва становится бело-желтоватой, сильно сцементированной.
Окраска почв, как правило, с глубиной становится светлее,
а цвета менее насыщенными. Кроме того/различают равно¬
мерную и неравномерную (мраморовидную и др.) окраску.
Равномерность окраски зависит от интенсивности основного
цвета, почвенной массы.
Окраска почвы складывается из двух или трех цветов, на¬
пример, красно-бурая, коричнево-красная и т. д. В условиях
тропиков красный, желтый и коричневый цвета оказываются
обычно более насыщенными и однородными.
Для определения цвета почвы Широко используются цвето¬
вые атласы, содержащие эталоны цветов почв, зашифрован¬
ные цифровыми и буквенными индексами. Применение атла-
24
vOB уменьшает субъективность в определении цвета и обеспе¬
чивает сравнимость определений его, проведенных различны¬
ми лицами.
Сложение почв обусловливается характером упаковки поч¬
венных частиц и структурных отдельностей, содержанием и
составом коллоидных частиц, корней. На сложение почв влия¬
ет деятельность почвенной фауны. Сложение может быть плот¬
ным, рыхлым, слитым, что связано с количеством и особенно¬
стями пор и упаковкой почвенных частиц. Слитость обуслов¬
ливается специфическим составом глинистых минералов
(преобладанием минералов смектитовой группы), обладаю¬
щих способностью при высыхании уплотняться, а при увлаж¬
нении набухать.
Структура почв имеет весьма важное значение при оценке
их плодородия. Со структурой связаны водный, газовый и пи¬
тательный режимы почв и растений. Структурой определяется
пористость, водопроницаемость и многие другие свойства почв.
Для выделения структурных отдельностей применяются раз¬
личные критерии — форма, размер, происхождение и др. (см.
главу III).
Новообразования. К новообразованиям относятся ясно ви¬
димые скопления различных химических соединений и ве¬
ществ, образовавшихся в результате выпадения их из почвен¬
ных растворов. Это выцветы, налеты, корочки, примазки, про¬
жилки, конкреции, прослойки и следы различных соединений,
например таких, как водно-растворимые соли,'гипс, углекис¬
лая известь, соединения железа, марганца, кремнезема, гуму¬
совых веществ, а также натеки глины, капролиты червей и на¬
секомых, глинистые пленки, выстилающие поры и бывшие хо¬
ды корней.
Наличие в почве тех или иных новообразований является
диагностическим показателем особенностей их генезиса и про¬
цессов, идущих под-влиянием атмосферного и грунтового ув¬
лажнения.
Важно изучение новообразований железа, марганца и алю¬
миния. Они наиболее часто встречаются почти во всех влаж¬
ных тропических и субтропических почвах в форме пятен, мел¬
ких трубочек (по корням растений), конкреций различного
размера, а также в виде уплотненных слоев — маломощных
(ортзандов) и мощных (ортштейнов) латёритных слоев, ки-
рас.
Включения в отличие от новообразований являются ино¬
родными телами, генетически не связанными с образующей
почву .массой. К ним относятся раковины моллюсков, кости
животных, угли, остатки материальной культуры человека.
Включения могут залегать в почве беспорядочно, что связано
с их вторичным механическим привносом. Они также могут
25
быть строго приурочены к определенным глубинам и образо¬
вывать слои, что помогает .определять возраст почвенной тол¬
щи, образовавшейся над ними.
Особое место в профилях почв занимают погребенные го¬
ризонты и почвы. Они представляют не только самостоятель¬
ный объект исследования, но и важную природную документа¬
цию для установления возраста почв и ландшафтов, в кото¬
рых образовались почвы в прошлом.
Не меньшее значение для диагностики почв имеет характер
перехода генетических горизонтов. Если, например, горизонт
Д переходит в горизонт В «языками» и «затеками», это ука¬
зывает на интенсивность процесса выщелачивания. Ровная,
граница перехода горизонтов говорит об уравновешенности
процессов вымывания и капиллярного поднятия.
Основы микроморфологического
изучения почв
Около 40 лет назад В. Кубиена разработал методику изу¬
чения почв в шлифах под микроскопом и назвал ее micro¬
pedology или микропочвоведение.. В отличие от морфологии,
изучающей почвы по внешним признакам, рассмотренным вы¬
ше, микроморфология исследует соотношения составляющих
почвы частиц, их расположение по отношению друг к другу.
По ним восстанавливаются процессы, обусловливающие то
или иное строение почв. Такое изучение проводится на тон¬
чайших срезах — шлифах образцов почв с ненарушенным
строением для наблюдений под поляризационным микроско¬
пом. По этим шлифам и получают представления о микро¬
строении почв.
Основные представления Кубиены о микроморфологиче-
ском строении почв восприняты и разрабатываются во многих
странах. Ниже очень кратко изложены их основы.
Микросложение почв обусловлено сочетанием в них эле¬
ментарных составных частиц, которые Кубиена подразделяет
на две группы: первая — скелет почвы, состоящей из облом¬
ков минералов, кристаллов солей, органических частиц, ос¬
татков организмов; вторая — тонкодисперсная масса
(<0,001 мм), способная перемещаться в почве и названная
Кубиеной почвенной плазмой.
Плазма отражает в своем составе, свойствах и характере
распределения различия почвенных процессов, определяю¬
щих формирование генетических типов почв. Поэтому каждо¬
му почвенному типу свойствен и особый тип микросложения.
Кубиена предложил выделять следующие типы микросло¬
жения:
1) элементарное сложение,
2) сложение микроагрегатов и микроотдельностей почв,
26
3) сложение слитых и плотных почв,
4) сложение органических остатков (подстилки).
Элементарное сложение почв характеризуется взаимным
расположением четко обособленных частиц скелета и плазмы.
Последняя представлена пленками на минералах и коллоида¬
ми, выстилающими поры, корневые ходы и т. д. (рис. 3).
Рис. 3. Типы элементарного сложения почв:
а — порфирокоагуллционное, б — интертектическое, в —
хламидоморфное, г — сложение подзолов
В первом типе зерна первичных минералов без коллоид¬
ных оболочек находятся в плотной трещиноватой, скоагулиро-
ванной или слабо пептизированной, почти без пор массе. Та¬
кое строение свойственно почвам, содержащим в небольшом
количестве СаС03, коагулирующий, но не цементирующий
коллоиды.
Во втором типе минеральные зерна также лишены колло¬
идных оболочек, соединены друг с другом «мостиками» плаз¬
мы и погружены в пористую основную массу скоагулирован-
ных и микроагрегированных коллоидов. Такое строение ха¬
рактерно для бурых лесных почв.
В претьем типе минеральные зерна покрыты коллоидными
пленками и связаны ими в местах соприкосновения друг с
другом. Такое сложение типично для иллювиальных гумусово¬
железистых горизонтов подзолов.
. Для четвертого типа характерно расположение частиц раз¬
ложившегося органического вещества между минеральными
зернами, не покрытыми пленками. Такое сложение типично
для горизонта Аг подзолов. Кроме того, выделяется спутанно¬
волокнистое микросложение, когда минеральные зерна погру¬
жены в пептизированную плазму, образующую не только плен¬
27
ки, но и перемычки между ними. Этот тип микросложения
характерен для глинистых иллювиальных горизонтов подзо¬
листых и оподзоленных бурых лесных почв.
Для карбонатных горизонтов бурых лесных почв, чернозе¬
мов и почв с близким залеганием карбонатных грунтовых вод
свойственны корочки или выцветы белой массы из мелких (1 —
2 мк) округлых кристаллов кальцита. В больших порах мик¬
рокристаллы кальцита выстилают их стенки.
Сложение микроагрегатов и микроотдельностей почв. Об¬
разование этих элементов в почвах обусловливается процес¬
сами растрескивания (при высыхании)* размывом, деятель¬
ностью почвообразующих животных и т. д. Микроагрегаты мо¬
гут быть образованы выбросами червей, минеральными зер¬
нами, склеенными гумусовыми веществами; в почвах влажных
областей могут образовываться агрегаты в виде мелких округ¬
лых бурых>зерен, о-бломков минералов, лишенных коллоидных
пленок. Поверхность таких агрегатов покрыта слоем неорга¬
нических коллоидов.
Сложение связанных и плотных почв. Связанные псчвы 1
имеют губчатое сложение, определяемое большим количест¬
вом пор разнообразных размеров. В аридных условиях ло/ло¬
рам отлагаются соли — карбонаты, гипс, хлориды и сульфаты.
Они выделяются и в почвенных растворах при испарении по
стенкам пор, внутри плазмы.
Плотные или слитые почвы имеют только крупные nopbj —
ходы корней растений и животных и трещины, образовавшие¬
ся при высыхании.
Различаются следующие типы сложений: сложение с лора¬
ми в форме ходов, пронизывающих почву, по которым при вы¬
сыхании отлагаются все вещества почвенного раствора; мин¬
далевидное сложение, образующееся в результате заполнения
пор коллоидной или кристаллической массой; ленточное сло¬
жение, характеризующееся большим числом горизонтально
ориентированных полос, обогащенных или обедненных плаз¬
мой; кольцевое сложение, обусловленное образованием кон¬
центрических колец '(большей частью гидроокислов железа и
марганца) при высыхании почв грунтового увлажнения; диф¬
фузионно-кольцевое сложение, вызванное образованием колец
из желтоокрашенной плазмы, когда она диффундирует в поч¬
венную массу.
Сложение органических остатков (подстилки). По харак¬
теру и степени разложенности органические остатки подраз¬
деляются на: а) грубогумусные— микроморфологически
представленные побуревшими частями растений, слабоигме-
1 К ним К^убиена отлосит почвы, сохраняющие связанность в сухом со-,
стоянии.
28
пенными и диффузионно распределенными в минеральной поч¬
венной массе. К ним относятся сапропель, торф низинных бо¬
лот и др. В более сухих условиях, грубогумусные остатки
представлены слегка разложившимися частями растения в
минеральной массе почв. Под микроскопом они выделяются
мелкими растительными волокнами с хорошо сохранившейся
структурой клеток и ходами микрофауны, заполненными их
выбросами; б) модергумусные — состоящие из более разло¬
жившихся, но неполностью гумифицированных или не цели¬
ком переработайных насекомыми частей растений, не связан¬
ных с минеральной частью; в) мюлевые (растительные остат¬
ки почти отсутствуют) — представленные органической мае-
сой» буровато-черной, мажущейся, которая распадается на
мелкие.зерна и может быть прочно связана с глинистой частью
почв.
Кубиена выделяет еще anmoar или верховой торф; в избы¬
точно влажных условиях похож на ил, а в умеренно влаж¬
ных имеет землистый характер.
Из других наиболее важных особенностей микроморфологи-
ческого строения иочв отмечаются агрегированность и порис¬
тость; растворимые соли (CaC03't CaS04 и др.), имеющие
большое значение в диагностике почв пустынных областей;
железистые образования; выделения и ориентировка глини¬
стого вещества. .
Микроморфологическое изучение следует рассматривать
как метод, позволяющий выявить такие особенности микро¬
строения почв, на основе кбторых можно правильно наметить
изучение физико-химического состава и свойств почв для вы¬
яснения их генезиса.
Глава II
МИНЕРАЛЬНАЯ ЧАСТЬ ПОЧВЫ
U ЕЕ ПРОИСХОЖДЕНИЕ
Почва представляет сложное природное тело со своей га¬
зовой средой, своеобразным водным режимом, живыми орга¬
низмами, растительными и животными, а также особым со¬
ставом минеральной части. Образование почв при непремен¬
ном и самом активном участии живых организмов и отмерших
органических веществ обусловливает их и однотипный, и в то
же время сложный гетерогенный состав. Эта особенность оп¬
ределяется, во-первых, разнообразием активных и пассивных
участников почвообразования, а во-вторых, особенностями
динамики развития почв, в результате чего они приобретают
29
свое строение, свойства и состав. Почва рождается и разви¬
вается; в почве оформляются устойчивые признаки в опреде¬
ленных условиях среды, что придает ей «индивидуальность.
Эта индивидуальность больше всего подчеркивается двумя
взаимодействующими системами: минеральной и органиче¬
ской. Почвенная масса наследует минералогический состав
горных пород и аккумулирует органические остатки живых ор¬
ганизмов, преобразованных в гумусовые ве^цества. Поэтому
необходимо иметь ясное представление об этих главных ком¬
понентах почвы.
Минералогический состав почв
Минеральная часть почвы по весу составляет не менее
60—99% почвенной массы; с глубиной доля минеральной часта
возрастает. Изучению минеральной части, ее химического со¬
става и особенно состава минералов уделяется большое вни¬
мание. Выделяется даже специальный раздел — почвенная
минералогия. В ее задачи входит изучение изменений первич¬
ного минералогического состава пород под влиянием биокли-
матических факторов.
Изучение этих процессов при гетерогенности почвенных об¬
разований представляет значительные трудности. Но несмотря
на это достигнуты известные успехи, позволившие рассматри¬
вать минеральный состав почв по трем главным слагающим
их группам: первичным минералам, вторичным, или глинис¬
тым, минералам и аморфным соединениям (минерального и
органоминерального происхождения).
Первичные минералы магматического и метаморфического
происхождения переходят в состав почв в основном из массив¬
но-кристаллических и меньше — 'из осадочных пород. В поч¬
вах всегда содержится то или иное количество таких минера¬
лов, не затронутых или слабо затронутых почвообразованием
(выветриванием).
В тропиках содержание их резко меняется в зависимости
от гидротермических условий. В жарких и сухих областях
первичных минералов много, а в жарких и влажных ничтожно
мало вследствие глубокой преобразованное™ первоначаль¬
ных горных пород.
Глинистые минералы (вторичные) образуются из первич¬
ных в процессе почвообразования. Кроме того, они могут по¬
ступать в почву из осадочных пород.
Аморфные вещества представляют собой остаточные про¬
дукты после разрушения первичных и образования вторичных
глинистых минералов. Они характерны для современных про¬
цессов почвообразования в тропических условиях.
30
Первичные минералы
В состав массивно-кристаллических пород входит большое
число минералов (до 2000), но только немногие из них содер¬
жатся в больших количествах. Эти минералы относятся к по¬
родообразующим. По химическому составу они могут быть
объединены в следующие основные группы.
1. Окислы. К окислам относятся следующие широко рас¬
пространенные минералы.
Кварц — SiC>2 — окись кремния; очень устойчивый против
выветривания минерал. Он наиболее широко' распространен
во всех почвах, за исключением почв влажных тропиков.
Кварц часто составляет основу почвенной массы (40—95%)-
Гематит — Fe2C>3 — окись железа; легко преобразуется при
выветривании; в большинстве почв его содержание составляет
д&5%, а в тропических бывает значительно выше.
Магнетит—Fe304— закись-окись железа; легко выветри¬
вается. В почвах содержится до 0,5--1,0% магнетита, значи¬
тельнобольше его в вулканических почвах.
Рутил — ТЮг — окись титана; очень устойчив к выветрива¬
нию, содержание в почвах составляет 0,3—0,5%.
Дистен — Al2Si03 — сложная окись алюминия и кремния;"
в почвах его около 0,1—0,2%.
2. Силикаты. Представляют группу минералов, образован¬
ных солями кремниевых кислот: метакремниевой (НгЭЮг) и
ортокремниевой (f^SiO-t). Образуют кальциевые, магниевые
и железистые метасиликаты — CaSi03, MgSi03, FeSi03.
К ним относится большая группа минералов амфиболы и пи-
роксены (или роговые обманки и авгиты). Все они легко вы¬
ветриваются; в почвах их содержание достигает 5—15%.
Магнезиально-железистые ортосиликаты — ' MgSiO-,
MgFeSi04, Fe2Si04 представляют группу минералов оливина;
встречаются в почвах в количестве 0,5—1,0%.
3. Алюмосиликаты. Объединяют соли различных алюмо-
кремниевых кислот. Наибольшее значение имеют алюмокрем-
ниевые кислоты с общей формулой НгО- АЦО^нЗЮг, т. е. со¬
держащие одну молекулу А1203 и четверное количество Si02.
К алюмосиликатам принадлежат и слюДы. В почвах наибо¬
лее часто встречаются белая слюда, или мусковит, и черная
слюда, или биотит. Они легко выветриваются, тем не менее в
почвах их содержится до 10%. Близка к ним группа минера¬
лов хлорита, являющихся сложной смесью соединений.
4. Сульфиды. Из сульфидов в почвах встречаются лишь
сульфид железа FeS2, пирит или марказит; их содержание в
почвах составляет 0,2—0,5%, они легко выветриваются.
5. Фосфаты. Среди фосфатов наиболее распространен апа¬
31
тит (кальциевая фосфорно-кислая соль), который присутству¬
ет во всех почвах в количестве около 0,3—0,5%.
Встречаются в почвах в гораздо меньших количествах и
некоторые другие* минералы, такие как циркон — Zn02Si02>
ильменит — FeTi03, сфен или титанит — CaTiSi05, плавико¬
вый шпат — CaF2, гранаты-минералы с общей формулой /?з",
/?2"'(Si04), где R2"—Mg, Fe, Mn, Ca, а Яз'"—Al, Fe, Cr, Mn
и др.
Все первичные минералькв почвах — остаточные от горных
пород и представляют собой разной крупности осколки кри¬
сталлов. Невыветрелые или слабовыветрелые обломки этих
минералов преобладают в крупных фракциях — песках и пы¬
ли. Чем больше выветрены минералы, тем более мелкими по
размеру фракциями они представлены.
Итак, минеральная часть почвы содержит преимуществен¬
но частицы размером от 1 до 0,005 мм, состоящие из выветре-
лых или слабовыветрелых первичных минералов. Эта части¬
цы представляют резерв для образования частиц более мел¬
ких размеров. Процесс измельчения и химического превраще¬
ния крупных частиц происходит непрерывно, ослабляясь лишь
в сухие периоды. Частицы размером <0,002 и <0,001 мм от¬
носятся к илу или глине и в своем, большинстве состоят из
глинистых минералов или диспергированного кварца, образо¬
вавшихся в результате раздробления и превращения частиц
более крупных размеров.
Образование вторичных глинистых минералов
Одним из главнейших показателей почв является содержа¬
ние частиц размером < 0,002 и < 0,001 мм. Они образуются в
почвах в результате разложения первичных минералов, таких
как полевые шпаты, слюды, амфиболы и др. Разложение их
идет двумя путями: физическим дроблением (дезинтеграция),
преобладающим в почвах пустынь тропического пояса, и био¬
химическим преобразованием в почвах переменно-влажных и
влажных тропиков.
Для почв нетропических поясов принято считать, что меха¬
ническая фракция <2—1 мк состоит из глинистых минералов.
Однако установлено, что в этой фракции, даже во влажно-тро¬
пических почвах, могут содержаться различные кристалличе¬
ские и аморфные продукты, не связанные по происхождению с
глинистыми минералами. Отождествление глинистых минера¬
лов только с размером частиц не может объяснить часто вы¬
являемых расхождений между их химическим составом и со¬
ставом фракции в целом. Так, например, очень часто фракция
<2—1 мк в тропических почвах содержит Si02. Ее происхож¬
дение связано с диспергированием первичного кварца, а не с
3»
вторичным накоплением за счет силикатной БЮг. Для дока¬
зательства этого применяется анализ трехкислотной вытяжки
(HCl + H2S04 + HN03) почвы в целом и ила из нее (<2 мк).
Теоретически ил не должен соде!ржать нерастворимого остат¬
ка, состоящего из кварца.' Имеющиеся анализы почв с типич¬
ным ферраллитпым составом показали, что в почве в целом
(фракция <1 мклл) содержание БЮг составило 10,56%,-а во
фракции <2 мк — 8,48%- Эта величина и соответствует содер¬
жанию дисперсного кварца. В небольших количествах он при¬
сутствует и в почвах аллитного состава. Этим не отрицается,
что во фракции <2—1 мк содержится основная часть глини¬
стых минералов, а' также свободных окислов и гидроокислов.
Многие генетические особенности и плодородие почв опре¬
деляются составом и свойствами глинистых минералов. Осно¬
ву глинистых минералов составляют соединения типа пЭЮг
АЬОзтпНгО. Молекулярные отношения БЮг к AI2O3 в
этих минералах колеблются между 2—5 и отражают их типо¬
вой состав. Глинистые минералы обладают тонкой кристалли¬
ческой слоистой структурой, с определенными расстояниями
между слоями и некоторыми коллоидными свойствами, что
обусловливается малым размером частиц и их электрическим
зарядом. Поэтому многие минералы способны поглощать мо¬
лекулы воды и ионы, располагающиеся в межслоевых прост¬
ранствах. При этом они проявляют различную способность
набухать, что характерно для коллоидов.
Выделяются следующие большие группы глинистых мине¬
ралов, встречающихся в почвах.
Группа каолинита, 2Si02-Al203- 2Н20. Минералы, входя¬
щие в нее, характеризуются наименьшим содержанием Si02
и недостаточно выраженными коллоидными свойствами.
Вследствие очень малых расстояний между слоями они слабо
поглощают воду и катионы.
Группа смектитов, 4Si02-А1203-2Н20. Эти минералы со¬
держат кремнезема больше, чем каолинит. Коллоидальные
свойства выражены яркодособенно набухание во влажном и
сжатие в сухом состояниях; расстояния между слоями (паке¬
тами) больше, чем у каолинита, и они могут меняться. Смек-
титы могут быть магниевыми, натриевыми и др.
Группа иллита объединяет несколько минералов с близким
содержанием кремнезема. Минералы похожи на слюды, зани¬
мают промежуточное положение между ними и смектитами.
Вермикулит обнаруживает явную тенденцию к разбуханию, а
собственно нллит имеет малоподвижную кристаллическую ре¬
шетку.
Группа аттапульгита характеризуется волокнистой или
ленточно-пластинчатой структурой; обычно в минералах со¬
держится Mg.
Зак. 1542
33
Различия между глинистыми минералами устанавливают¬
ся по следующему строению кристаллической (решетки:
а) по структуре пакетов (рис. 4). Самое простое строение
имеет каолинит. Каждый пакет состоит из: 1) слоя кремнекис-
60
us,
ЬО 2 ОН
и м щ
4 0 2 ОЙ
US,
60
14,2 А
Монтмориллонит
60
k Si Ш)
U О 20И
4 Мо Ш)
4 О 20Н
4 St (At)
60
Шрит
т
I
I
I
I
ЮА
I
I
I
I
I
Ил/шп?
Si
Я
№ х
ОН -
Рис. 4. Схемы моделей строения слоистых силикатов
Слоистые глинистые мичеоалы Модель te—oc Диоктаэдрические
(А1**+ ) При постоянной толщине пакетов — мусковит и иллит, пои
различной толщине пакетов — вермикулит (частично) При раз¬
личной толщине пакетов и замещениях в октаэдрическом слое —
монтмориллонит Триоктаэдрические (Mg) без замещений —
тальк, замещен в тетраэдрическом слое — биотит, без бруси-
Ta[Mg (ОНЫ— вермикулит (частично) с бруситом — хлорит
Модель е— ос Диоктаэдрические (А1 <_*",без замещений) По¬
стоянная толщина пакетов — каолинит, различная толщина па¬
кетов (внедрение Н2О — галлуазит, триоктаэдрические (Mg 2+ ,
без замещений) — антигорит, серпентинит
Волокнистые глинистые минералы Модель te—oc—fe в поло¬
сах — аттаиульгит (палыгорскит) ассоциация волокна ЬЮа и
волокна Mg(OH) — севиола! (по Дюшофуру)
34
лородных тетраэдров, соединенных атомами кислорода, нахо¬
дящимися на вершинах и образующих гексагональную сетку.
Формула такого слоя [8Юю(ОН)2]6~; 2) слоя алюмокисло-
родных октаэдров 4А112, называемого диоктаэдрическим, в нем
из 3 октаэдров только 2 заняты алюминием (см. рис. 4). Моле¬
кулярные отношения Si02: А120=2.
В иллитах и смектитах расположение слоев более слож¬
ное. Имеющиеся 2 тетраэдрических кремниевых слоя окружа¬
ют октаэдрический алюминиевый слой. Формула такого па¬
кета имеет следующее выражение:
[Si4O10(ОН)26-6+]4А16+6 Si4O10(ОН)2.
Молекулярные отношения Si02 : А1203=4.
В минералах триоктаэдрической группы, например в таль¬
ке и хлорите, октаэдрические слои составлены не трехвалент¬
ным А1, а двухвалентным Mg. В них 3Mg2+ замещают 2А13+„
т. е. в них все октаэдры состоят из магния. Некоторые мине¬
ралы—сепиолит и аттапульгит, несмотря на слоистое строе¬
ние, имеют ленточное или волокнистое расположение паке¬
тов; ,
б) по толщине пакетов, которая может быть постоянной и
переменной. Например, у. каолинита она постоянная и измеря-
о
ется 7А (ангстремами); в смектитах она колеблется от 10 до
о
19А в зависимости от степени гидратации, а в среднем равна
о - о
14А. Иллит им'еет постоянную решетку (10А), а у вермикули¬
та она может расширяться до 14А.
в) по замещению в пакетах электрических зарядов. Заме¬
щения атомов могут происходить в тетраэдрических и окта¬
эдрических слоях. С этим свойством связана способность мине¬
ралов к обмену и фиксации ионов между пакетами. По этой
способности минералы имеют разное строение: каолиниты не
?vioryT фиксировать ионы и характеризуются низкой емкостью
обмена, иллит может обменивать ионы между пакетами (ем¬
кость обмена средняя), смектиты поглощают ионы (емкость
обмена весьма высокая).
Вопросы происхождения глинистых минералов в почве да¬
леко не выяснены. Они могут быть унаследованными от мате¬
ринских пород; образованными из первичных минералов, т. е.
возникшими в результате частичного растворения и выноса
некоторых оснований из первичных минералов и их замещения
другими с образованием тонкодисперсной массы; новообразо¬
ванными в результате полного разрушения первичных минера¬
лов и синтеза из их продуктов. Этот путь наиболее выражен в
теплых влажных условиях тропиков. Следует отметить, что
возможность образования минералов этим путем остается
спорной, хотя в эксперименте и была показана его реализация
35
(Г Педро, 1970 и др.). Остаются большие трудности в разде¬
лении глинистых минералов на унаследованные и обусловлен¬
ные современными процессами почвообразования. Однако этч
трудности не могут служить преградой для изучения глинис¬
тых минералов как диагностических и генетических показате¬
лей современного почвообразования.
В связи с тем, что выделение глинистых минералов из почн
в «чистом» вид$ невозможно, их изучают в илистой фракции
Они дифференцируются следующими методами: химического
и физико-химического анализа; термического нагревания; тер¬
мообъемного анализа, основанного на учете потерь веса воды;
илистой фракцией при нагревании; рентгено-структурного ана¬
лиза, т. е. определения расстояний между кристаллографиче¬
скими плоскостями глинистых минералов; электронно-микро¬
скопического анализа, устанавливающего форму, размеры и
структуру минералов (увеличение > 10 000 раз)
Аморфные соединения органической
и органоминеральной природы
К аморфным соединениям органического происхождения'
относится гумус, находящийся- в
коллоидном состоянии. Его частицы
имеют электроотрицательный знак
заряда и обладают гидрофиль-
ностью. ‘ Слой воды, окружающий
молекулу гумуса, затрудняет коагу¬
ляцию катионами, особенно К+ и
Na+.
Гумусовые коллоиды устойчивы
к химическим реагентам, но быстро
реагируют на физические воздейст¬
вия. Например, чередование увлаж¬
нения и иссушения усиливает
склеивание их молекул между собой
и с глинистыми минералами. Гуму¬
совые вещества обладают большим
набуханием и высокой емкостью
поглощения — в 4—5 раз большей,
чем ил.
Гумусово-минеральные комплексы. Схематическое их
стрЪение показано на рис. 5. Гумусовые кислоты одноименно¬
го знака заряда с частицами глинистых минералов образуют
особые комплексы, предохраняющие их от разрушения и дис-
пергации.
Органоминеральные комплексы образуют комплексные сое¬
динения с отдельными окислами и особенно гидроокислами
железа и-алюминия. Железо (или алюминий) могут существо¬
36
/
Рис 5 Схематическое строе¬
ние коллоидно-гумусово! о
комплекса:
гумусовые (/) и коллоидные (2)
частицы
вать в таких комплексах в катионной форме (когда Fe3 или
Fe2 связано с группой СОО-, например, Fe(COO)2 или
А1(ОН)2СОО) и анионной форме, включенной в комплексный
ион (71. А. Александрова, I960).
Комплексы с кремнеземом. Железокремниевый комплекс
образуется с соединениями железа (FeO или Fe203) и они не
осаждаются даже в слабокислых растворах. Алюмокремние-
вые комплексы значительно менее растворимы, чем железо¬
кремниевые, и находятся в форме гелей-аллофанов. Особенно
много их в вулканических почвах (андосоли) и в горизонте В
подзолистых почв. Аллофаны постепенно трансформируются
в глинистые минералы.
Остановимся теперь на некоторых особенностях образова¬
ния и значения глинистых минералов в субтропических и тро¬
пических почвах. ' "
Особенности поведения глинистых минералов
в почвах субтропиков и тропиков
В почвах субтропиков и тропиков следует признавать глав¬
ные различия в климатических условиях образования глини¬
стых минералов:
1) в почвах средиземноморского субтропического климата
лреобладают глинистые минералы, содержащие много крем¬
незема, групп иллита и смектита. Высвобождающееся из пер¬
вичных минералов железо преимущественно адсорбируется на
них;
2) в почвах тропического климата с резко выраженными
сухим и влажным сезонами и с разной их продолжительностью
преобладают минералы каолинитовой и гиббситовой групп, ге-
тит и гематит; железо большей частью находится в свободных
соединениях; дифференцируется и сегрегируется по профилю
в конкреционные, панцирные и другие формы;
3) для почв влажного экваториального климата характер¬
но преобладание каолинита, свободных соединений алюминия
и железа, а также гиббсита;
4) в почвах на ультраосновных породах (серпентиниты и
др.) в переменно-влажном и влажном тропическом климате
накапливаются свободные формы соединений железа, слабо
сегрегирующиеся.
Преобладающие во влажных тропиках ферраллитные поч¬
вы состоят преимущественно из каолинита, окислов железа,
гиббсита и остаточного кварца. При застаивании вод-в. них
усиливается неосинтез каолинита, остается мало свободных
соединений А1; почвы обедняются гиббситом, что характерно
для аллит-ферраллитных псевдоподзолистых или псёвдогле-
37
евых почв. В них преобладают каолинит и железо в конкре¬
ционных, кирасовых и латеритных образованиях.
Во влажно-тропических условиях процессы преобразова¬
ния пород под влиянием почвообразования при обеспеченном
дренаже однозначны, т. е. не зависит от их первоначального
состава, и приводят к накоплению свободных соединений же¬
леза и алюминия и формированию ферраллитных почв. Ис¬
ключение представляют лишь породы типа серпентинит, из ко¬
торых формируются рыхлые железистые коры и почвы; содер¬
жащие незначительные количества соединений А1 и Si.
Считается, что образование глинистых минералов в наи¬
большей степени связано со степенью и характером годового
атмосферного увлажнения. Изогиета 500 мм признается пре¬
делом для высвобождения из кор выветривания и почв сво¬
бодных соединений гидроокислов Fe и проявления тропиче¬
ской каолинизации.
На следующем этапе определяющим становится не степень
суммарного увлажнения, а соотношение сухих и влажных се¬
зонов с их длительностью. Накопление Fe из первичных мине¬
ралов может проявляться и ‘при выпадении 1500—2000 мм
осадков, если сухой период продолжается не менее 4—5 мес.
Накопление Fe и А1 при каолинизации с образованием гиббси-
та может происходить и при выпадении 850 мм осадков, но
при равномерном их распределении в течение года. С высотой
происходит увеличение годовых осадков, повышается содер¬
жание гумуса, снижается величина pH, с чем связано измене¬
ние соотношения глинистых минералов в тропических почвах.
Примером могут служить данные распределения осадков
на о Маврикий, где ферраллитизация вулканических отложе¬
ний на высотах от 300 до 1000 м при разных суммах осадков
сопровождается следующими изменениями в‘ составе глинис¬
тых минералов:
осадки— 1000—1500 мм; pH 6,9; содержание гумуса 3,2—
5,2%; доминируют каолинит, гематит, нет гиббсита.
осадки— 1500—2500 мм; pH 5,*8—6,6; молекулярные отно¬
шения Si02 : А1203= 1,8; преобладают каолинит, гетит, гибб-
сит, нет гематита;
осадки — 2500—3750 мм; pH-5,4—6,2; содержание гумуса
5—7%; преобладают каолинит, гетит, гиббсит;
осадки — 3750 мм; pH 5,4—6,2; содержание гумуса 6,3%;
молекулярные отношения Si02: А1203=0,65; преобладают
гиббсит и гетит, немного каолинита.
Каолинизация может усиливаться с повышением содержа¬
ния СО2 в почвенных растворах, что связано с увеличением ко¬
личества живых корней и с быстротой минерализации их пос¬
ле отмирания. В почвенном воздухе тропических почв может
накапливаться до 10% С02 (С. В. Зонн, 1960). Она частично
38
поглощается почвенными растворами, что усиливает агрессив¬
ное действие ее на минеральную часть.
С более высокими температурами почв и с большим их
иссушением связано выпадение из растворов соединений же¬
леза (сегрегация), а с повышенным увлажнением — концент¬
рация гидроокислов, так как увеличение температуры усили¬
вает вынос Si02 по сравнению с А1.
При низких температурах почв замедляется образование
свободных гидроокислов Fe и не образуется кристаллических
гидроокислов А1. Поведение А1 в сильной степени зависит от
кислотности растворов и в то же время кислотность растворов
может обусловливаться А1. Высвобождение А1 в результате
распада тетраэдрического состава глинистых минералов про¬
исходит более интенсивно в кислой среде, особенно обуслов¬
ленной органическими кислотами.
Из сказанного вытекает, что глинистые минералы вообще,
а в тропиках особенно, имеют важное регулирующее значе¬
ние химического и гранулометрического состава, физических
свойств и плодородия почв.
Глава III
ФИЗИКА ПОЧВ
Физическое состояние почвенной массы и обусловливаемые
им свойства почв являются важной их характеристикой.
Почвенная масса может находиться в двух различных со¬
стояниях: раздробленном, если ее слагают механические эле¬
менты или частицы, и агрегированном, определяемых сгруппи-
ровакиостью (склеенмостью) механических частиц (элементов)
в агрегаты или структурные макро- или микроотдельности. От
степени раздробленности и структурности зависит содержание
в почве воды и воздуха, что имеет важное значение для раз¬
вития почв и продуктивности растений, произрастающих на
них.
Качественные различия механических элементов почв за¬
висят от их минералогического состава, который наряду с со¬
держанием гумуса изменяет, величину удельной массы почв.
Степень агрегированное™ почв во многом определяет величи¬
ну их объемной массы. Эти физические свойства, а также
скважность, или порозность, почв относятся к основным. От
их изменений по профилю зависят фйзические свойства, обус¬
ловливаемые взаимодействием органоминеральной часта почв
с водой, водопроницаемость и влагоемкость. Эти свойства
39
почв относятся к функциональным, так как они зависят от
объемной массы и скважности почв.
Во многих почвах тропического пояса физические свойства
имеют ряд особенностей, связанных с глубокой выветрелостью
и оглиненностью почвенной массы, накоплением Fe и А1 и пе¬
рераспределением их соединений по профилю.
Гранулометрический состав
Под гранулометрическим составом понимается содержание
в почве частиц или механических элементов различного раз¬
мера после полного (разрушения соединений, склеивающих
эти частицы. '
Разделение механических элементов или частиц почвы на
группы по размерам производится в соответствии с двумя
классификациями: международной (принятой в 1926 г.) и со¬
ветской, берущей начало от В. В. Докучаева, в последующем
усовершенствованной А. Н. Сабаниным, а затем Н. А. Качин-
ским '. Различия между этими классификациями заключаются
в том, что в основу первой положены четыре градации с раз¬
мерами частиц от 2 до<0,002 мм, в основу второй — семь гра¬
дационных групп с размерами частиц от 1 до 0,001 мм2.
В почве выделяются две группы фракций: мелкозем с раз¬
мерами частиц по международной классификации < 2 мм, по
классификации Качинского <1 мм и крупнозем или скелет,
объединяющий частицы размером >2 или >1 мм соответст¬
венно. Размеры отдельных механических фракций, принятых
в вышеуказанных классификациях, приведены в табл.1.
Таблица 1
Классификации механических элементов мелкозема
Международная (по Дюшофуру)
СССР (по Н. А. Качинскому)
Размер механических
элементов, мм
Название
фракции
Размер механи¬
ческих элемен юв.
мм
Название
фракции
2—0,2
Песок круп¬
ный и средний
1—0,5
Чесок крупный
0,2—0,02
Песок мелкий
*0,5—0,25
Лесок средний
0,02—0,002
Пыль
0,25—0,005
Лесок мелкий
0,002
Минеральные
0,05—0,01
Пыль крупная,
коллоиды (гли¬
0,01—0,005
Пыль средняя
на)
0,005—0,001
Пыль мелкая
<0,001
Ил
1 Б СССР она получала название классификации И. А. Качинского.
2 Выделение фракции <0,002 по международной классификации про¬
изводится в 2 раза быстрее, чем фракции <0,001 мм, а существенных раз¬
личий в их минералогическом составе и физических свойствах не обнару¬
жено.
40
>В основу разделения почв на фракции разного размера по¬
ложены экспериментальные данные об изменении физических
свойств частиц, различных размеров и в первую очередь
скважности, влагоемкости и водопроницаемости. Так, песок
весьма быстро пропускает, а следовательно, и слабо задержи¬
вает воду, а через частицы ила вода, наоборот, фильтруется
медленно и поглощается ими в больших количествах. Осталь¬
ные фракции по этим свойствам занимают промежуточное по¬
ложение.
Следует отметить, что частицы размером <0,002—
<0,001 мм включают ил и коллоиды. К собственно коллоидам,
относятся частицы размером <0,0001 мм. Термин «глина» не
точный, так как эта фракция может состоять не только из гли¬
нистых минералов, но и из тонкодисперсного кварца (в под¬
золистых почвах) и карбонатов (почвы на карбонатных поро¬
дах).
Крупнозем разделяется на две группы (по Н. А. Качин-
скому):
камни > 3 мм; гравий и хрящ от 3 до 1 мм.
Существуют и более дробные (по размерам) подразделе¬
ния камней и гравия на фракции.
Мелкозем делится на две большие группы: сумма частиц
>0,01 мм относится к физическому песку, а <0,01 мм — к фи¬
зической глине. Физический песок обладает малой способ¬
ностью поглощать и большой — пропускать воду. Физическая
глина, наоборот, интенсивно поглощает и слабее пропускает
воду.
При определении гранулометрического состава почв в ла¬
бораторных условиях используются различные количествен¬
ные методы. Наиболее широко применяются седиментацион-
ные и денсиметрические методы измерения плотности суспен¬
зий с применением денсиметров или гидрометров. Во всех ме¬
тодах после растирания образца с помощью сита отделяются
частицы (фракции) размером >1 мм. Если эти фракции со¬
держатся в почве, то их путем просеивания на ситах разного
размера разделяют на камни, гравий и хрящ. По международ¬
ному методу из частиц < 1 мм предварительно удаляются ор¬
ганическое вещество путем сжигания перекиси водорода
(Н2О2) и карбонаты Са и Mg—растворением разбавленной
НС1 с последующей отмывкой С1 водой. Для лучшей диспер-
гации суспензий добавляют цитрат или гексаметафосфат нат¬
рия. В последнее время применяется ускоренный метод ана¬
лиза без обработки НС1, а только диспергацией — путем
механического растирания и добавления таких диспер-
гаторов, как гексаметафосфат или пирофосфат натрия.
" • После такой подготовки суспензии дают отстояться и осто¬
41
рожно сливают отстой, что позволяет выделить частицы раз¬
личной крупности.
Время отстаивания (седиментации) частиц, различного
диаметра во всех методах устанавливается по формуле
Стокса:
„ 2 (d-d')
V= §Г2 ' ,
9 п
где V — скорость падения частиц, см/с;
п — коэффициент вязкости жидкости;
d — плотность частиц;
dx — плотность жидкости;
г2 — квадрат радиуса частиц, см;
g — ускорение силы тяжести.
Время осаждения фракции пыли при t 20°С и высоте стол¬
ба суспензии 10 см равно 4 мин 48 с. Для фракции < 0,002 мм
время осаждения увеличивается до 8 ч. Слив неосевших сус¬
пензий делается с помощью сифона. Так, для отделения час¬
тиц < 0,002 мм при t 20°С сливается столб суспензии высотой
20 см через 16 ч после взбалтывания. Для повышения точнос¬
ти операция слива повторяется 2—3 раза.
Более широко распространен отбор суспензии пипеткой
Робинзона. Ею можно брать суспензию объемом 20 см3 с глу¬
бины 10 см в конце необходимого периода седиментации; взя¬
тая суспензия высушивается, взвешивается и вес остатка ум¬
ножается на 50; если образец для анализа был диспергирован
в 1 л воды.
Крупный «и мелкий песок отмывается на ситах с отверстия¬
ми соответственно 0,2 и 0,02 мм.
Метод Н. А. Качинского заключается в следующем: почва
предварительно отмывается от карбонатов и других легко¬
растворимых соединений 0,05нНС1 с последующим насыще¬
нием поглощающего комплекса почвы ионом Na; 1,Он№ОН
вводится в диспергированную почву по емкости ее поглоще¬
ния. «Потеря» почвы при обработке ее 0,05нНС1 в виде от¬
дельной фракции включается в сумму всех фракций грануло¬
метрического состава почвы. В последнее время в качестве
диспергатора стал применяться пирофосфат натрия.
Из денсиметрических методов, основанных на измерении
плотности раствора почва+вода (после предварительной об¬
работки почвы по международному методу), в ряде стран ши¬
роко применяются методы Мерио (Meriaux, 1953) и Ленеа
(Leenheer, 1955).
По методу Мерио отбор проб производится на* произволь¬
ной глубине. Фактическая глубина устанавливается по изме¬
ренной плотности.
При механическом анализе по методу Ленеа использует¬
42
ся плотномер, который удерживается на заданной глубине
путем регулирования его веса.
Содержание измеряемых час- %
тиц рассчитывается в зависи- ю°\
мости от времени седимента¬
ции и прибавки веса к плотно¬
меру.
Денсиметрические опреде¬
ления имеют ряд преимуществ.
Они упрощают многочислен¬
ные измерения, сокращая ин¬
тервалы времени между ними.
На основе полученных данных
строятся «кумулятивные кри¬
вые», характеризующие грану¬
лометрический состав почв,
где по оси ординат отложено
содержание частиц в процен¬
тах, а по оси абсцисс — диаметры частиц в логарифмах
(рис. 6). Вид кривых четко отражает песчаный, пылеватый и
глинистый гранулометрический состав почв.
Таким образом, анализ гранулометрического состава пре¬
следует цель определить реальное содержание элементарных
частиц разного размера, из которых состоит почва. Для этого
используются гранулометрические (взбалтывание) и химиче¬
ские способы разрушения цементирующих и склеивающих ча¬
стицы веществ. Эти способы дают желаемые результаты для
карбонатных среднегумусных почв и почв с небольшим со¬
держанием полуторных окислов; В случае применения подоб¬
ных способов для тропических почв с большим содержанием
железа, гумуса и ила очень часто не достигается полной дис-
пергации частиц и «выход» ила оказывается заниженным.
В тропических рендзинах гумус играет большую роль в
«склеивании» частиц, и только его «сжигание» позволяет по¬
лучить максимальный «выход» ила. В горизонте В в агрегиро¬
вании, вероятно, участвует и Fe, так как после его растворе¬
ния содержание ила увеличивается почти на 5%.
В красных ферраллитных почвах диспергация щелочью
(Na2C03) приводит к уменьшению содержания ила вследствие
коагуляции его выпадающим из раствора Fe в щелочной сре¬
де. Максимальное количество ила было получено после раст¬
ворения подвижных соединений окислов Fe.
Наконец, в желтой аллитной почве «выход» ила при ис¬
пользовании различных методов был более или менее близок.
Таким образом, для полного выделения ила из тропических
почв необходимо учитывать их генетические особенности и
прежде всего содержание подвижных форм соединений желе¬
75-
50-
25
20 50 200 2000МК
Рис. 6. Примеры кумулятивных
кривых почв разного грануломет¬
рического состава:
/ — глинистая, 2 — пылеватая, 3 —
песчаная
43
за и гумуса. Для почв с большим содержанием железа нель¬
зя применять в качестве диспергатора щелочи, так как при
этом происходит коагуляция Fe и склеивание им частиц
ила
Классификация почв
по гранулометрическому составу
Единой классификации почв по гранулометрическому со¬
ставу нет. Наиболее распространены две классификации —
советская (Н. А. Качинского) и американская. Все остальные
классификации в той или иной мере близки к ним. Основу всех
классификаций составляют 'соотношения фракций песка, пы¬
ли и ила (глины). В классификации Н. А. Качинского основ¬
ные подразделения проводятся по соотношению частиц >0,01
и < 0,001 мм (табл. 2), дополнительные— по преобладающим
фракциям. Среди дополнительных он выделяет: гравелистую
(1—3 мм), песчаную (0,05—1,0 мм), крупнопылеватую (0,05—
0,01 мм), пылеватую (0,01—0,001 мм) и иловатую
(<0,001 мм). По преобладанию одной из них каждая из ос¬
новных групп подразделяется на подгруппы.
Таблица 2
Классификация почв по гранулометрическому составу
(Н Аь Качинского)
Содержание физиче¬
ской глины (частиц
<0,01 мм), %
Содержание физическо! о
песка (частиц>0,01 м),
%
Название почвы по гран> -
лометрическому состав}
0—5
160—95
Песок рыхлый
5—10
95—90
Песок связанный
10—20
90-80
Супесь
20—30
80—70
Суглинок легкий
30—40
70—60
Суглинок средний
40—50
60—50
Суглинок тяжелый
50—65
50—35
Глина легкая
65—80
35—20
Глина средняя
80
20
Глина тяжелая
Так, глины могут быть пылеватыми и иловатыми; суглинки
(все категории) подразделяются на пылеватые и песчаные.
Супеси делятся на пылеватые, песчаные и гравелистые; пес¬
ки — на крупно-, средне- и мелкозернистые.
Для определения гранулометрического состава в полевых
условиях используется способность почвы при скатывании во
1 См Зонн С В Новые аспекты генезиса некоторых тропических
почв Кубы —В кн : Генезис и география почв зарубежных стран по иссле¬
дованиям советских географов. М, 1974, с. 135—144.
44
влажном состоянии принимать форму шариков и шнуров раз¬
личной прочности и эластичности в зависимости от содержа¬
ния в них песка, пыли и ила (рис. 7).
Рис. 7. Показатели полевого «мокрого» спо-
1 соба определения 1ранулометрнческого со¬
става почв (по Н. А. Качинскому; 1923)
Морфология почвенного образца при испытаниях,
его физическое состояние и соответствующая гра-
о дация по гранулометрическому составу: / —
L шнур при раскатываний образца не образуется —
песок; 2 — образуются зачаточные шнуры — су¬
песь; 3 — шнур при раскатывании разламывает¬
ся — легкий суглинок; 4 — шнур сплошной при
„ сворачивании в кольцо ломается — средний суг-
^ линок; 5 — шнур сплошной, кольцо •образуется, но
имеет трещины — тяжелый суглинчж; 6 — шнур
сплошной, кольцо сплошное — глина
4 При тщательном проведении по¬
добного приема и достаточном опы¬
те определения оказываются близ-
5 кими к данным, получаемым при ко¬
личественном анализе.
В американской классификации
6 почв по гранулометрическому со¬
ставу выделяется 13 групп, графи¬
чески изображенных в виде тре¬
угольника (рис. 8). Гранулометри¬
ческий состав по этому треугольнику определяется точкой пе¬
ресечения линий, соответствующих процентному содержанию
- глины, пыли и песка, которые проводят параллельно сторонам
треугольника.
Согласно* диаграмме (см. рис. 8) почвы по гранулометри¬
ческому составу в американской классификации подразде¬
ляются на следующие группы: *
гглина
{пылевая глина
шылеватый тяжелый суглинок
I тяжелый суглинок
(песчаная глина
f песчанистый тяжелый суглинок
{суглинок
песчаный суглинок
[пылеватый ёуглинок
| пылеватый глинистый суглинок
|пыль
Песчаные почвы [супесь
(песок
* 45
Глинистые почвы
очень глинистые
переходные
Суглинистые почвы
среднесуглинистые
легкосуглинистые
Пылеватые, почвы
100%
УспоВиые обозначения:
ШЬ, О ЕЭз ЕЗ*
Рис 8 Диаграмма гранулометрического состава (по Дюшофуру,
1970)
А — глина (ил), As — опесчаненная глина, La — S —песчанистый тяжелый
суглинок, Ls — песчанистый су1Линок, Si — глинистый песок, 5 — песок L —
суглинок, Lf — пылеватый суглинок, /.// — пыль, Lfa —лылеватый глини¬
стый суглинок, La — юнкопылева гый суглинок, 4/—тяжелый суглинок, Аь—
пылеватая глина Гранулометрический состав. I — 1линистый, 2 — средний
суглинистый, 3 — суглинистыи, 4 — песчаный
Отличия в классификациях заключаются в различных сте¬
пенях детализации гранулометрического состава в пределах
отдельных групп.
Значение гранулометрического состава в генезисе и плодо¬
родии почв. С гранулометрическим составом связаны физиче¬
ские 41 некоторые физико-химические свойства почв. Зная гра¬
нулометрический состав, можно в первом приближении судить
о минералогическом и химическом составе, физико-химиче¬
ских свойствах почв и о содержании в них питательных ве¬
ществ.
Почвы песчаного и супесчаного гранулометрического со¬
става состоят преимущественно из частиц кварца и содержат
небольшое количество полевых шпатов и других минералов.
Песчаные почвы имеют крупные некапиллярные поры и рых¬
лое сложение. Поэтому они слабо удерживают влагу — вода
«проваливается» сквозь них, как через решето.
46
Песчаные почвы содержат мало питательных веществ и
нуждаются в повышенном содержании в них глины и внесе¬
нии минеральных и органических удобрений.
Почвы глинистого гранулометрического состава обладают
плотной упаковкой, капиллярными порами, удерживают боль¬
шое количество воды; глины способны набухать; они слабо
пропускают воду вследствие малого диаметра капилляров и
закупорки их при набухании.
Большое значение в оценке свойств глин имеет состав
образующих их глинистых минералов. С "ним связано образо¬
вание микро- и макроагрегатов и степень набухаемости. Так,
при смектитовом составе глин почвы набухают, но не теряют
своей агрегированности. При плохой водопроницаемости в них
все же наблюдается-передвижение ила с образованием так
называемых плоскостей скольжения, например, в вертисолях.
При неблагоприятных физических свойствах глинистые
почвы могут содержать значительный процент питательных
веществ. Улучшение физических свойств таких почв может
быть достигнуто внесением больших количеств органических
веществ, частым рыхлением, пескованием.
Почвы с большим содержанием мелкой пыли часто имеют
неблагоприятные свойства, так как в них недостаточно ила для
создания агрегатов. Сама пыль не. обладает агрегирующими
свойствами, в результате чего ухудшаются водопроницае¬
мость и аэрация. В пылеватых почвах структура почти не вы¬
ражена, особенно при малом содержании гумуса, с чем свя¬
зана их слабая устойчивость против водной и ветровой эро¬
зии.
Многие тропические почвы характеризуются преобладани¬
ем мелкой пыли, состоящей из каолинита, что является ре¬
зультатом длительности и непрерывности выветривания и поч¬
вообразования в тропиках.
Использование данных гранулометрического состава. Дан¬
ные гранулометрических анализов, полученные денсиметри-
ческими методами, выражаются в виде кумулятивных кривых,
а седиментационными методами — даются в виде таблиц или
составленных по ним диаграмм. При их построении по оси ор¬
динат откладываются глубины залегания, а по оси абсцисс —
процентное содержание фракций соответствующих горизонтов.
Профильные диаграммы хорошо подчеркивают особенности
распределения механических фракций, а также изменения их
соотношений, обусловленных почвообразованием.
Таким образом, разные изменения содержания всех фрак¬
ций по глубинам указывают на отложение механических эле¬
ментов водными потоками, имевшими различные скорости те¬
чения. Если содержание ила равномерно или увеличивается с
глубиной, а распределение крупных фракций неравномерно
47
(больше или меньше в верхней толще и, наоборот, меньше или
больше в нижней), то такое распределение может указывать
на разнородность почвообразующей толщи по ее происхож¬
дению. Подобные толщи часто относятся к двух- и трехчлен¬
ным.
Равномерность распределения фракций по профилю почвы
указывает на стабильность ила, находящегося под защитой
гумусовых веществ, СаС03 или Fe203 (в тропиках). Плавное
увеличение содержания ила с глубиной может указывать не
его перемещение под влиянием лессиважа. Резкое уменьшение
содержания ила в поверхностном горизонте, накопление в не\т
пылеватых фракций, часто с интенсивным увеличением ила в
нижележащем горизонте В, может быть результатом подзо¬
листого процесса.
Перераспределение механических фракций в почвах может
вызываться и другими причинами, которые выявляются сопо¬
ставлением полевых наблюдений с лабораторными анализами.
Структура почв
Структура почв — это не только их морфологический при¬
знак, но и состояние, определяющее характер и степень воз-
духо- и водопроницаемости и влагоемкости, т. е. тех свойств,
от которыхг в значительной мере зависит плодородие почв
Структура имеет весьма важное генетическое и агрономиче¬
ское значение. Ее изучению и восстановлению в почвах всех
стран уделяется большое внимание. Ниже рассматриваются
главнейшие вопросы структурообразования, классификации
структур и агрономического значения структурного состояния
почв.
Общее представление о структуре почв. Под структурой
понимают естественную способность почвы распадаться на от¬
дельности разной величины и формы.
Н. А. Качинский рассматривает структуру как характер¬
ный морфогенетический признак почвы и как агрономически
важный показатель. Морфологически структура может быть
разделена на несколько типов, причем каждый из них характе¬
рен для определенных почв и даже их отдельных генетических
горизонтов. По мнению ученых, в земледелии положительной
структурой является лишь мелкокомковатая и зернистая
структура, образованная отдельностями размером от 0,25 до
10 мм, как обладающие высокой пористостью и водопроч-
ностью.
В тропиках к положительной следует относить структуру,
образованную отдельностями размером до 0,5—1 см, посколь¬
ку здесь увлажнение Почв обычно более интенсивное и для
обеспечения лучшего водно-воздушного режима почв требует¬
48
ся несколько иной характер структуры. Кроме того, возделы¬
вание преимущественно многолетних культур требует аэрации
почв на большую глубину.
В тропических пустынных условиях, где сохранение влаги
является главной задачей земледелия, оптимальные размеры
структурных агрегатов составляют 2—3 мм. Такой размер аг¬
регатов уменьшает физическое испарение влаги и предохра¬
няет почвы от дефляции (ветровой эрозии); структурные от¬
дельности меньших размеров переносятся ветром.
Структурообразование зависит от состава, содержания и
состояния почвенных коллоидов (частиц < 0,0001 мм). Чем
больше они способны коагулировать более крупные частицы
в микроагрегаты, тем лучше выражено структурообразование
(рис. 9).
Рис. 9. Зависимость структуры почв от состояния коллоидов:
А — зернистая структура, Б — раздельно-частичная структура; флокулиро-
ванные (/) и диспергированные (2) коллоиды
Значение структуры трудно переоценить. Помимо положи¬
тельных агрономических свойств, структура почвы существен¬
но влияет на процессы миграции веществ, водные свойства
почвы и накопление влаги.
Способы образования. По Гедройцу все виды почвенной
структуры разделяются на две группы: микроструктуры — с
размером агрегатов < 0,25 мм и макроструктуры — > 0,25 мм.
Микроструктура рассматривается в двух планах: как са¬
мостоятельная группа и как стадия формирования макро¬
структуры.
Микроагрегаты представляют собой почвенные отдельно¬
сти, состоящие из склеенных коллоидами элементарных час¬
тиц. В свою очередь микроагрегаты, соединяясь друг с другом,
образуют макроагрегаты.
Выделяются микроструктуры, слагаемые микроагрегатами
следующих размеров (мм): 0,25—0,05; 0,05—0,01; 0,01—0,005;
0,005—0,001. Эти размеры соответствуют размерам механиче¬
ских фракций, принятых при количественном анализе грану¬
лометрического состава. При определении содержания микро-
4 Зак. 1542
49
агрегатов химическая диспергация суспензий почвы не приме¬
няется, вследствие чего сохраняются водопрочные микроагре¬
гаты. При химической диспергации все микроагрегаты разру¬
шаются на элементарные механические частицы. Сопоставле¬
ние данных по содержанию микроагрегатов и фракций грану¬
лометрического состава позволяет выяснить степень микроаг-
регированности элементарных частиц и преобладание микро¬
агрегатов того или иного размера.
Другой способ изучения микроструктуры — микроскопиче¬
ский, или микроморфологический, в шлифах. Этим способом
типы микроструктур разделяются по расположению коллоид¬
ной массы относительно более крупных механических элемен¬
тов. Кубиена предложил выделять в аккумулятивных горизон¬
тах три основных типа микроструктур, образуемых: а) коагу¬
лированными коллоидами, склеивающими элементарные ме¬
ханические элементы; б) дифференциацией ила и окислов
железа с обесцвеченными по трещинам сжатия коллоидами
вследствие потери железа, что характерно для тропических
почв; в) аморфно-пленочным склеиванием, когда механиче¬
ские элементы покрываются пленками. Для горизонта В как
диагностические принимаются следующие микроструктуры:
а) пленочно-иллювиальная, характерная для глинистого гори¬
зонта В. Пленки образуются при передвижении ила из гори¬
зонта А и аккумуляции их в виде последовательных слоев.
Глины ориентированные; б) аморфно-пленочная, способст¬
вующая образованию конкреционной структуры и конкреций;
в) диффузно-пленочная — пленки образуются внутри струк¬
турных пор или в виде полированных поверхностей на макро-
структурных гранях. Таким образом, при микроагрегатном
анализе определяется количество микроструктурных отдель¬
ностей, при микроморфологическом — их качественное состоя¬
ние, связанное с особенностями образования.
Существует несколько классификаций макроструктур,
наиболее распространенными из которых являются классифи¬
кации С. А. Захарова и американская В них подразделение
макроструктур на типы и подтипы проведено по их форме, а на
классы — по размеру отдельностей. Дюшофур (1970) указы¬
вал, что размер структурных отдельностей настолько тесно
связан с их генезисом, что учитывать это следует на более'вы-
соком таксономическом ранге. Им предложена новая генети¬
ческая классификация структур. Рассмотрим классификации
С. А. Захарова и Ф. Дюшофура.
По классификации С. А. Захарова выделяются следующие
чипы структур, кубовидная, призмовидная и плитчатая
1 Fitz Patrick Soils Their formation, classification and distribution.
L—N Y, 1980.
50
'Кубовидная — с равномерным развитием структурных от¬
дельностей по двум осям — горизонтальной и вертикальной
(рис. 10). Она представлена глыбистой структурой отдельно¬
сти неправильной формы, с плохо выровненными гранями и
ребрами, с неровной поверхностью, размер отдельностей от 5—
10 см и более; комковатой — форма отдельностей такая же, но
размеры о*г 5 до 0,5 см с дальнейшим подразделением на круп¬
нокомковатую (5—3 см), комковатую (3—1 см) и мелкоком¬
коватую (1—0,5 см); ореховатой—отдельности относительно
■$2к-
Рис. 10. Типичные структурные элементы:
/ —кубовидная, II — призмовидная, III — плитчатая
правильной формы, с хорошо выраженными гранями и ребра¬
ми; поверхность граней сравнительно ровная, ребра острые;
размеры от 5 до 10 мм и более. Эта структура подразделяет¬
ся на крупно-, средне- и мелкрореховатую; зернистой — от¬
дельности той же формы, как и предыдущей, иногда округлые,
размеры от 5 до 0,5 мм. Подразделяется на крупнозернистую,
или гороховидную, среднезернистую, или крупитчатую, мелко¬
зернистую, или пороховидную.
Призмовидная — с преобладающим развитием отдельно¬
стей по вертикальной и в меньшей мере по горизонтальной
осям. Представлена призматической структурой — отдель¬
ности с ровными, часто глянцевыми поверхностями и острыми
ребрами, размеры от 1 до 5 см и более; столбчатой — отдель¬
ности правильной формы, с довольно хорошо выраженными
гладкими вертикальными гранями, округлым верхним основа¬
нием (головкой), размеры от 3 до 5 см и более.
51
Плитчатая — с развитием отдельностей преимущественно
по горизонтальной оси. К ней относятся плитчато-слоеватая —
отдельности с более или менее развитыми горизонтальными
плоскостями, часто различно окрашенными, размеры от 1 до
5 мм (разновидности — пластинчатая и листовая); чешуйча¬
тая — плоские отдельности, часто с острыми ребрами; размеры
от 1 до 3 мм.
Бесструктурной считается почва, распадающаяся на от¬
дельные механические элементы, не соединенные в агрегат.
Ф. Дюшофур дополнительно выделяет следующие структу¬
ры: раздельно-частичную, мелкоагрегатную, конкреционную,
угловатую, листоватую и губчатую. -
Раздельно-частичная — рассыпчатая, если частицы доста¬
точно крупны (горизонт А2 подзолов), или массивная, если
частицы мелкие (компактные почвы — псевдоглеи).
Мелкоагрегатная — с размерами частиц в несколько десят¬
ков миллиметров (лессивированные, псевдооподзоленные поч¬
вы, некоторые бурые лесные).
Конкреционная — коллоиды образуют пленки вокруг пес¬
чинок или пылевых частиц, скрепляй их друг с другом (гори¬
зонт В подзолов, сцементированные железом слои).
Угловатая (ребристые комочки) — характерна для гори¬
зонта В тяжелого гранулометрического состава в некоторых
псевдоподзоли'стых почвах.
Листоватая — характерна для горизонта А2 подзолов.
Губчатая— в хорошо аэрируемых гумусовых горизонтах,
переработанных дождевыми червями и роющими животными.
Сочетание типов структур двух классификаций, вероятно,
охватывает их разнообразие в почвах субтропиков и тропи¬
ков.
Образование структуры. В формировании структурных от¬
дельностей основная роль принадлежит биологическим и фи¬
зико-химическим факторам. При этом провести четкую грани¬
цу между влиянием этих факторов невозможно.
Из биологических факторов наиболее важная роль в
структурообразовании принадлежит корням растений, грибам,
бактериям, а также почвообитающим животным. Все они
влияют на образование структуры как непосредственно, так
и с участием в этом процессе продуктов их жизнедеятельности
в органических, органоминеральных и илисто-коллоидных
комплексах. Непосредственное воздействие проявляется в об¬
волакивании и скреплении почвенных частиц и микроагрега¬
тов мелкими корнями, гифами и мицелием грцбов
Пронизывание почвы более крупными корнями сопровож¬
дается давлением на почвенную Массу, которое способствует
сжатию и формированию структуры. Большую роль играют
корни травянистых растений, особенно культурных — люцер¬
52
ны, клевера и др. Они способствуют образованию зернистой и
мелкокомковатой структуры.
В почвах под древесной растительностью, особенно под
лесами из широколиственных пород, также происходит обра¬
зование в верхних, насыщенных мелкими корнями горизонтах
зернисто-комковатой структуры, а в более глубоких горизон¬
тах — комковато-ореховатой и призмовидной структур.
Прямое структурообразующее влияние живых организмов
усиливается постоянными выделениями различных ферментов
и органических соединений, которые могут склеивать частицы
и микроагрегаты почв. Аналогичное или близкое действие
оказывают и отмирающие особи и части растений, пополняю¬
щие почвы органическими соединениями.
К физико-химическим факторам структурообразования отно¬
сятся илисто-коллоидные и гумусово-коллоидные комплексы,
окислы кальция, алюминия и железа, обладающие коагуля-
ционно-клеящими свойствами В отличие от них углекислые сое¬
динения Са, Mg и другие обладают цементирующими свойст¬
вами. Коагуляционно-клеящие свойства обусловливаются зна¬
ком заряда коллоидов, определяющих взаимодействие твер¬
дой и жидкой фаз почвы с характерными для нее явлениями
коагуляции и взаимного обмена катионами. Образующиеся
таким путем структурные агрегаты обладают не только опре¬
деленными формами и размерами, но и прочностью и водо¬
устойчивостью.
Процесс цементации вызывается тем, что углекислые соли
Са и Mg, а также окристаллизованные формы железа при по¬
тере воды цементируют почвы, т. е. сообщают им твердость.
При этом могут образовываться монолитные массы; при дав¬
лении они раскалываются на крупные глыбы, но не распада¬
ются па агрегаты естественных форм и размеров. Почва, це¬
ментированная СаСОз, при смачивании водой распадается на
элементарные частицы и микроагрегаты.
Железистая цементация в нейтральных растворах необра¬
тима. Только в кислой среде (величина pH < 3,5) железо
растворяется и вновь переходит в коллоидное состояние. Та¬
ким образом, цементацию не следует относить к факторам
структурообразования.
Ниже рассматриваются структурообразующие свойства
отдельных комплексов и соединений.
Илисто-коллоидные комплексы как без соединений желе¬
за, так и содержащие их широко участвуют в создании струк¬
тур вследствие способности^ сжатию при иссушении почв.
Возникающие таким путем структуры, относимые Дюшофу-
ром к "фрагментарным, менее устойчивы, чем структуры, обра¬
зованные при участии гумусовых соединений. Они могут раз¬
рушаться при увлажнении и набухании илисто-коллоидных
63
комплексов. Набухающие глинистые минералы типа смекти-
тов обладают большей структурообразующей способностью,
чем ненабухающие мине|ралы типа иллита и каолинита. Воз¬
можно, что зернистая структура верхнего горизонта вертисо-
лей обязана смектитово-гумусовому комплексу
Гумусовые и глинисто-гумусовые комплексы вследствие вы¬
сокой емкости обмена обладают наибольшей склеивающей
способностью. Образуемые с их участием структуры, особенно
с отдельностями размером <1 мм, наиболее устойчивы. При
активном участии корней и животных агрегаты укрупняются,
образуя зернистую »и различные губчатые структуры. По Дю-
шофуру, такие структуры относятся к построенным
Окислы Са и отчасти Mg играют важную роль в структу*
рообразовании большинства тропических и субтропических
почв. В почвах они могут находиться в органоминеральных
комплексах, в свободных коллоидальных и в различной степе¬
ни окристаллизованных формах соединений (рис. 11).
Рис. 11. Схема строения некоторых типов микроструктур
/ — бурая почва, II — феррсиаллитная, III — подзол (горизонт В), а —
пора, б —коллоидные пленки, в - трещина, г — частица песка
В органоминеральных комплексах ионы Fe+3 и А1+3 могут
нейтрализовать отрицательные заряды минеральных и органи¬
ческих коллоидов и усиливать их коагуляцию. При достаточ¬
но высоком содержании коллоидальных полуторных окислов
в комплексах могут образовываться устойчивые агрегаты да¬
же в очень кислых и бедных основаниями почвах. Кислые тро¬
пические почвы отличаются большим разнообразием структу¬
ры, что связано с содержанием и формами соединений Fe и А1
в них. Уместно подчеркнуть, что в тропических почвах роль
Fe аналогична роли Са в почвах умеренного пояса.
Свободные коллоидальные или связанные с гумусовыми
кислотами соединения Fe и А1 обусловливают образование
пленок на поверхности отдельных механических частиц, что
придает почвенной массе конкреционную структуру (горизон¬
ты В песчаных подзолистых почв).
54
Окристаллизованные формы образуют твердый цемент,
часто^обволакивающий минеральные зерна. Таким путем воз¬
никают твердые конкреции и латеритные слои.
Следуя Дюшофуру, все выделяемые генетические типы
структур можно подразделить на три типа.
1. Построенные структуры — связаны с биологической дея¬
тельностью как механической, так и физико-химической, в
результате чего образуются устойчивые структуры и почвы
приобретают хорошую аэрацию.
2. Структуры фрагментации — образуются вследствие сжа¬
тия и растрескивания минеральной массы с небольшим содер¬
жанием гумуса. Структурные отдельности часто неустойчивы
и «имеют неправильную форму.
3. Конкреционные структуры — возникают при осаждении
окристаллизованных гидроокислов вокруг механических эле¬
ментов. Склеиваясь, они образуют конкреции или латеритные
слои (кирасы).
Устойчивость структуры. В естественных условиях каждый
тип и подтип структур относительно устойчив. При изменении
этих условий структуры разрушаются, и почвы могут превра¬
титься в бесструктурные. Сильно разрушает структуру дли¬
тельная или очень частая обработка почв, а также резкая сме¬
на* переувлажнения иссушением. Это особенно ярко проявля¬
ется при орошении и часто приводит к образованию корки на
поверхности почвы.
Как отмечалось выше, восстановление структурного состоя¬
ния почвы возможно путем травосеяния и активизации дея¬
тельности почвенных животных. В последнее время стали раз¬
рабатываться и внедряться химические способы восстановле¬
ния структуры с применением полимеров в качестве структу-
рообразователей. Многие из них дали положительные резуль¬
таты.
В науке существует два представления о роли структуры в
плодородии почв. Согласно первому — роль структуры в пло¬
дородии исключительно велика, согласно второму — ее роль
менее значительна и внимание уделяется тщательности об¬
работки и уходу за почвами. В тропических условиях, по на¬
шему мнению, необходимо всеми доступными способами под¬
держивать в осваиваемых почвах структурное состояние.
Исключение представляют только почвы рисовых полей вслед¬
ствие специфики возделываемой на них культуры.
Методы определения структуры почв весьма различны. Они
делятся на качественные (описательные) и количественные.
Последние в свою очередь подразделяются на прямые и кос¬
венные.
Прямые методы делятся на «сухие» и «мокрые», а также
па определяющие прочность отдельных агрегатов.
55
В основе «сухих» методов лежит просеивание почвы опре¬
деленного веса или объема на ситах с отверстиями различного
размера. Полученные таким образом группы агрегатов разной
величины выражают в процентах к весу или объему почвы.
«Мокрые» методы основаны на «купании» почвы или от¬
дельных фракций и агрегатов в воде при стабильном коли¬
честве качаний в определенное время с последующим учетом
сохранившихся агрегатов различного размера. При этом полу¬
чают данные, характеризующие количество водопрочных агре¬
гатов. Водопрочность отдельных агрегатов может быть опре¬
делена по объему воды, пошедшей на разрушение агрегата.
Более подробно методы определения структуры изложены
Н. А. Качинским (1968). К косвенным методам относится из¬
мерение порочности водопроницаемости в структурной зз бес¬
структурной почве.
Удельная и объемная массы почв
Удельная и объемная массы 1 почв являются важными ха¬
рактеристиками основных физических свойств почв. Они име¬
ют самостоятельное и дополнительное значение как показате¬
ли, необходимые для определения скважности, или лороз-
ности почв.
Удельная масса почв представляет отношение веса твер¬
дой фазы почвы (лишенной пор) к весу воды в том же объеме
при4°С:
где Р — вес твердой фазы почвы в определенном объеме (без
пор);
Pi — вес воды в том же объеме при 4°С.
Удельная масса почв зависит от их минералогического и
химического состава, а также от соотношения минеральной и
органической часта. Обычно удельнад масса малогумусных
почв колеблется в пределах 2,54—2,74, увеличиваясь в крас¬
ных железистых тропических почвах до 2,80, реже до 3,0.
В высокогумусных почвах она уменьшается до 2,4—2,3, а в
торфяных горизонтах — до 1,25—1,80.
С глубиной удельная масса почв несколько увеличивается,
что обусловлено повышением содержания железа и первич¬
ных минералов. Удельная масса почв отражает среднюю ве¬
личину удельных масс слагающих их минералов и гумусовых
веществ.
Под объемной массой понимается отношение ненарушен¬
1 В настоящее время вводятся в употребление термины «плотность
твердой фазы почв» и «плотность почвы».
56
ного объема сухой почвы (с порами или скважинами) к весу
воды в том же объеме при 4°С. Обычно она выражается отно¬
сительным весом 1 см3 почвы.
Объемная масса почв изменяется в пределах от 0,9—1 до
1,6—1,8. Как правило, пахотные слои в тропических почвах
имеют объемную массу до 1,2—1,3 и реже 0,9—1,2. В подпа¬
хотных горизонтах она увеличивается до 1,4—1,6, а в сильно
уплотненных слитых почвах до 1,8—1,9.
Знание объемной массы почвы весьма важно, во-первых,
потому, что она характеризует плотность почв — показатель,
весьма необходимый для оценки их земледельческих и мелио¬
ративных особенностей, во-вторых, величина объемной массы
необходима для определения скважности, или порозности,
почв, и в-третьих, только с учетом данных объемной мас¬
сы можно рассчитывать запасы гумуса, влаги и других со¬
ставных ее частей в различных слоях почвы.
Порозность, или скважность, почв
Общая порозность слагается из порозности некапиллярной
с порами, которые заполняются воздухом после просачивания
осадков, и порозности капиллярной с порами, из которых вода
не стекает под действием оил тяжести. Н. А. Качинский (Ю65)
ввел понятие «дифференциальная порозность почв» и выде¬
лил, помимо общей порозности, порозность отдельных агрега¬
тов, порозность агрегатную (суммарную) и порозность меж-
агрёгатную.
Однако наиболее важное генетическое и сельскохозяйствен¬
ное значение имеет общая, капиллярная и некапиллярная по¬
розность.
Общая порозность, или скважность, определяется по фор¬
муле
где d — удельная масса, dv — объемная масса почвы.
Капиллярная порозность соответствует объему воды, за¬
полняющей капилляры почвы при насыщении ее снизу. Нека¬
пиллярная порозность представляет разность между общей и
капиллярной порозностью. Общая порозность зависит от гра¬
нулометрического состава и структурности почв. Некапилляр¬
ная порозность — прямая функция структурности почв.
Кайиллярная порозность в большей степени связана с гра¬
нулометрическим и микроагрегатным составом. В песчаных
почвах преобладает некапиллярная, в пылеватых — капилляр¬
ная, а в глинистых структурных почвах по сравнению с бес¬
структурными пылеватыми увеличивается некапиллярная по-
57
розность. Однако в природе наблюдаются более сложные за¬
висимости, обусловленные не только различиями структурного
и микроструктурного состояния, но также составом и содер¬
жанием глинистых минералов, содержанием гумуса и химиче¬
ским составом минеральной части.
Очень высокой порозностью (в горизонте А 70%) отли¬
чаются черноземы, обладающие мелкозернистой структурой.
До 60% приходится на порозность в красных ферраллитно-
кальциевых почвах, где зернистая и мелкокомковатая струк¬
туры обусловлены «клеящей» способностью свободного желе¬
за и гуматов кальция.
Порозность снижается до 40% и менее в рыхлых бесструк¬
турных и слитых тропических почвах. Она уменьшается с глу¬
биной, что связано с увеличением в этом направлении плот¬
ности почв.
Растения чутко реагируют на величину общей порозности
и размеры пор. Н. А. Качинский (1965) дает следующую шка¬
лу сельскохозяйственной оценки порозности: > 50% от объе-
хма — наилучшая, 45—50 — хорошая, 40—45 — удовлетвори¬
тельная, <40 — неудовлетворительная, <30% —весьма пло¬
хая.
Многие тропические почвы в естественных условиях‘обла¬
дают невысокой порозностью, чем и определяется необходи¬
мость йх тщательной обработки (пахота и частые рыхления),
направленной на повышение порозности. Особенно важна тща¬
тельная обработка красных ферраллитных кислых и темных
слитых почв.
Порозность тропических почв до сих пор изучена очень сла¬
бо, поэтому не выявлены основные зависимости и закономер¬
ности их изменения.
Аэрация почв
Достаточная аэрация— необходимое условие поддержания
биологической активности в почве (деятельности животных и
аэробных бактерий). С хорошей аэрацией связано нормальное
функционирование корней растений (их дыхание).
Аэрация сопряжена с некапиллярной порозностью, кото¬
рая в свою очередь находится в зависимости от структуры
почв. Чем лучше выражена зернистая или мелкокомковатая
структура, тем выше аэрация. При разрушении структуры
уменьшается общая и повышается капиллярная порозность,
что приводит к резкому снижению содержания воздуха в поч¬
ве. При увлажнении таких почв атмосферными осадками мо¬
жет возникнуть анаэробный процесс. Следствием его является
образование на небольшой глубине от поверхности мраморо¬
видной окраски, характерной для поверхностно-глеевых или
58
псевдоглеевых почв. При переувлажнении почв грунтовыми во¬
дами происходит почти полное вытеснение воздуха влагой,
поднимающейся по капиллярам к поверхности. В подобных
случаях анаэробиозис достигает своего предела, что выража¬
ется в полном восстановлении Fe и появлении глея во всей
толще почв.
Почвенный воздух отличается от атмосферного высоким
содержанием углекислого газа в связи с небольшим содержа¬
нием кислорода. Особенно высоко его содержание в почвах
тропиков вследствие круглогодичной минерализации органи¬
ческих остатков, жизнедеятельности животных (особенно тер¬
митов) и дыхания корней. . Как указывает И. А. Денисов
(1971), в тропических почвах происходит замедленное по срав¬
нению с почвами умеренного пояса, но круглогодичное и круг¬
лосуточное образование С02, что приводит к большому его на¬
коплению, достигающему 400—500 кг на 1 га в двухметровой
толще почвы. Это в 4—5 раз больше, чем в почвах умеренно¬
го пояса.
Таблица 3
Выделение С02 (кг/га) с поверхности почв
(по С. В. Зонну, 1966)
Период
выделения
Вечнозеленый лес [Открытое поле
Сезон и дата наблюдения
Туманный
18.11.1960 г.
Сухой
18.1 IIЛ959 г.
Дождливый
24.V.1959 г.
Туманный
18.11.1960 г.
Сутки
75
44
54
^0
Месяц
2279
1323
1634
2114
Сезон
9077
2647
' 9806
не опред.
Накопление СО2 зависит от трех основных факторов: тем¬
пературы и влажности почв, характера и количества посту¬
пающих в почву органических, остатков и содержания гумуса.
Дюшофур указывает, что влажность почвы, равная 15—20%,
является биологическим порогом, при меньшей влажности вы¬
деления С02 незначительны.
В тропических почвах содержание С02 колеблется от 0 до
10—15%, увеличиваясь с глубиной. Содержание С02 свыше
8—10% является предельным для нормальной биологической
деятельности; дальнейшее его увеличение может оказывать
токсическое действие на корни и животных. Повышение со¬
держания С02 в почвах создает своеобразные анаэробные ус¬
ловия без избыточного увлажнения. Накопление С02 в почвах
происходит в тех случаях, когда их верхние горизонты пере¬
увлажняются, в связи с чем нарушается нормальный газооб¬
59
мен и влага препятствует диффузии СОг в атмосферу. Это
подтверждается данными, полученными С. В. Зонном л Ли
Чен Квей (1960) в красных ферраллитных почвах Юго-Запад¬
ного Китая (табл. 3 и 4). Накопление СОг в почвах может
существенно снижать рост и плодоношение цитрусовых и дру¬
гих плодовых деревьев. Во Флориде (США), например, су¬
ществует специальная служба по контролю за содержанием
СОг в почвенном воздухе в целях разработки мер, предотвра¬
щающих его избыточное накопление
Таблица 4
Колебания содержания С02 (% от объема) в ферраллитных почвах
на различных глубинах в течение года
(по С. В. Зонну, 1966)
Глубина, см
Вечнозеленый лес
Бамбуковые заросли
10
0—5,10
0,20—3,50
20
0,10—4,60
0,60—5,20
40
0,40—4,45
1,00—7,40
100
1,40—5,80
* 2,20—7,80
200
3,40—6,30
4,10— 10,80
Следует отметить, что в избыточно увлажненных почвах,
особенно при повышенном содержании органического вещест¬
ва, почвенный воздух может обогащаться аммиаком и мета¬
ном. Появление последнего характерно для интенсивно разви¬
вающегося глеевого процесса. Остальные газы содержатся .в
почвенном воздухе в незначительных количествах и не имеют
практического значения.
Вода в почвах
Вода — один из незаменимых факторов почвообразования
и питания растений. Крупнейший советский ученый Г. Н. Вы¬
соцкий сравнивал роль почвенной влагй с. ролью крови в жи¬
вых организмах. Такое сравнение справедливо, так как с водой
связаны главнейшие физические, физико-химические и биоло¬
гические процессы почвообразования, жизнедеятельность рас¬
тений и животных, населяющих почвы.
Состояния и категории воды. Вода в почвах находится в
трех состояниях: твердом, жидком и парообразном. Вода в
тропических почвах в твердом состоянии не присутствует.
Парообразная вода поступает в почву из атмосферы или
образуется в почве за счет испарения воды, находящейся в
ней. Парообразная вода подчиняется законам диффузии и пе¬
ремещается по порам от участков с большей к участкам с
с меньшей упругостью водяных паров. Передвижение водяного
60
пара зависит от способности твердых частиц притягивать мо¬
лекулы парообразной влаги. Этот процесс называется сорб¬
цией- (рис. 12).
Рис. 12. Сорбция парообразной влаги
почвенными частицами
Вода в жидком состоянии поступает в почвы двумя путя¬
ми; из атмосферы в виде осадков и из грунтовых вод. Вода
атмосферных осадков передвигается через почвенную толщу
под воздействием собственной тяжести сверху вниз или в го¬
ризонтальном направлении — поверхностным или внутрипоч-
венным стоком, от более высоких частей рельефа к более низ¬
ким.
Из грунтовых вод она перемещается снизу вверх к поверх¬
ности путем капиллярного поднятия, чему способствует уве¬
личение температуры почвы в этом направлении. Парообраз¬
ная и особенно жидкая вода при перемещении - производит
определенную «работу», результатом которой является раз¬
личное выражение почвообразовательного процесса и разни¬
ца в обеспечении растений влагой и питательными вещества¬
ми. Вода в парообразном состоянии растениями не использу¬
ется.
Жидкая вода оказывает прямое воздействие на направле¬
ние и динамику почвообразования, а также обеспечивает пот¬
ребности растения во влаге. С жидкой водой связаны процес¬
сы засоления и рассоления, лессиваж, подзолообразование
и г. д. При этом особое значение имеет тип передвижения во¬
ды— нисходящий (промывной) или восходящий (выпотной).
61
Категории почвенной влаги весьма разнообразны. Ниже
перечислены главные из них.
Гигроскопическая вода находится в почве в виде отдель¬
ных молекул, располагающихся на поверхности почвенных
частиц. Содержание такой влаги не постоянно и зависит от
относительной влажности атмосферного и почвенного воздуха.
Чем она выше, тем больше почва поглощает парообразную
влагу и тем больше гигроскопической влаги в почве. Воздуш¬
но-сухая почва содержит определенное количество гигроско¬
пической воды, прочно связанной с почвенными частицами.
Содержание гигроскопической влаги зависит также от гра¬
нулометрического и химического состояния почъ, содфжания
гумуса и других показателей. Чем больше в почве ила, гумуса,
обменного Na или Fe и А1, тем выше ее гигроскопическая
влажность. В тропических почвах она колеблется от 0,5 до
Содержание гигроскопической влаги в почве служит пока¬
зателем сорбционных сил последней. Данные о количестве
гигроскопической влаги необходимы при расчетах результатов
анализов почв. Их выражают на абсолютно сухой вес почвы,
для чего получаемые при анализе данные путем умножения на
коэффициент гигроскопичности 1 приводят к одной и той же
величине (100 или 1000 г почвы).
Максимальная гигроскопическая влажность— количество
парообразной влаги, которое может поглотить почва, находя¬
щаяся в атмосфере, близкой к полному насыщению водяным
паром (при относительной влажности воздуха до 94%)
При максимальной гигроскопической влажности поверх¬
ность почвенной частицы почти сплошь покрывается отдель¬
ными молекулами воды (рис. 13), и они находятся в состоя-
Рис. 13. Схема расположения молекул воды ка почвенных частицах:
J — при гигроскопической влажности (по А. Ф. Лебедеву), 2 — при макси¬
мальной гигроскопической влажности (по А. Ф. Лебедеву), 3 — то же (по
Н. А. Качинскюму); А — почвенная частица, Б — слои прочно связанной стро¬
го ориентированной воды, В — вода капиллярной конденсации
1 Коэффициент гигроскопичности — частное от деления 100 на вес почв
без гигроскопической влаги. Пример: содержание гигроскопической влаги в
почве равно 8%, следовательно, фактический вес 100 г почвы без гигроско¬
пической воды будет 92 г, отсюда коэффициент равен 100:92=1,08.
•12-15%.
62
т\\, близком к слиянию и образованию пленки вокруг почвен¬
ной частицы. Максимальная гигроскопичность"почв зависит от
тех же свойств, что и гигроскопическая влага. Знание ее ве¬
личины имеет известное практическое значение. По ней при¬
ближенно определяют величину недоступной для растений
влаги или так называемый коэффициент завядания растений.
Он принимается равным полуторным или двойным величи¬
нам максимальной гигроскопичности.
Максимальная гигроскопичность в тропических почвах ко¬
леблется от 1 —1,5 до 25—27%. Особенно велика она в верти-
солях при содержании в них ила до 60—70%.
Пленочная рыхлосвязанная вода (к ней близка недоступ¬
ная капиллярная вода, заполняющая поры размером <0,2 мк,
по Ричардсу) покрывает частицы почвы пленкой и значитель¬
но превышает величину максимальной гигроскопичности. Пле¬
ночная влага способна перемещаться, хотя и медленно, от
частиц с более толстыми пленками к частицам с пленками
меньшей толщины (рис. 14). Способность почвы удерживать
Рис. 14. Передвижение пле¬
ночной воды (по А. Ф. Ле¬
бедеву, 1933):
/ — начальная стадия увлаж¬
нения, 2 — конечная стадия ув¬
лажнения, 3 — максимальная
гигроскопическая вода, 4 — пле¬
ночная вода
наибольшее количество пленочной воды называют максималь¬
ной адсорбционной влагоемкостью. Вода в этом состоянии еще
прочно удерживается почвенными частицами и недоступна
растениям.
Капиллярная вода удерживается в порах диаметром по¬
рядка 0,2—8,0 мк. Максимальное количество капиллярной во¬
ды, которое может удержать почва, ’сответствует капилляр¬
ной порозности. Капиллярная вода составляет основной запас
влаги, используемой корнями растений в сухой сезон. Капил¬
лярная вода подразделяется на капиллярно-подвешенную и
капиллярно-подпертую.
Капиллярно-подвешенная влага удерживается в почвах
при увлажнении их сверху (дождевые и оросительные воды).
При таком характере увлажнения влажность почв уменьшает¬
ся с глубиной.
63
Капиллярно-подпертая влага заполняет капилляры при
подъеме воды снизу вверх от грунтовых вод. При этом влаж¬
ность почв уменьшается с приближением к испаряющей по¬
верхности. Роде введено еще одно понятие — влажность раз¬
рыва капилляров: ее величина соответствует пределу влаж¬
ности в почве, при котором вода в капиллярах разрывается и
ее передвижение снизу вверх прекращается.
Высота капиллярного подъема воды в почвах зависит от
гранулометрического состава (табл. 5).
Таблица 5
Высота капиллярного подъема в грунтах,
сложенных частицами различной крупности
(по Новаку и Печанеку, 1929)
Размер частиц, мм
Высота капиллярного подъема, см
0,10—0,05
5,2
0,05—0,01
30,0
0,01—0,005
113,5
0,005—0,001
242,2
0,001—0,0005
269,0
Капиллярное поднятие воды возрастает от песков к лессо¬
видным суглинкам; при более тяжелом гранулометрическом
составе подъем влаги замедляется вследствие уменьшения
диаметра капилляров и увеличения силы трения в них.
В лабораторном эксперименте (Н. А. Качинский, 1923)
максимальная высота капиллярного поднятия воды в лёссо¬
видных суглинках за 5 лет достигла 350 см. В природных ус¬
ловиях им отмечен подъем воды на высоту до 600 см.
Гравитационная, или свободная, вода заполняет крупные
поры и передвигается вниз под действием силы тяжести со
скоростью, пропорциональной размеру пор. Она подразделя¬
ется на свободно передвигающуюся и подпертую.
Свободно передвигающаяся воДа наблюдается в почвах и
грунтах, обладающих достаточной дренированностью; глуби¬
на ее просачивания в основном зависит от количества воды,
поступающей в данную почву.
Подпертая вода, наоборот, не может свободно просачи¬
ваться вследствие подпора ее грунтовыми водами или нахо¬
дящимися на пути передвижения воды водонепроницаемыми
слоями. В последнем случае над водоупором может образо¬
ваться временный слой почвенной воды или верховодки. В ле¬
жащей над ней толще все поры заполняются водой, происхо¬
дит смена аэробного процесса на анаэробный.
64
Водные свойства почв
Проявление тех или иных процессов в почве тесно связано
с ее свойствами по отношению к воде — водопроницаемостью
и водоудерживающей способностью, или влагоем костью.
Водопроницаемость — способность почвы пропускать через
свою толщу воду. Водопроницаемость измеряется количест¬
вом воды, просочившейся через почву, при постоянном напоре
за определенное время. Водопроницаемость зависит от грану¬
лометрического состава, степени и характера структурности,
а также от набухания почв.
Скорость перемещения воды в почве • увеличивается при
переходе от почв глинистого к почвам песчаного грануломет¬
рического состава. При одном и том же гранулометрическом
составе водопроницаемость тем выше, чем лучше выражена
структура в почве. Водопроницаемость определяется также
строением профиля почвы и, в частности, наличием в нем во¬
доупорных слоев’различного происхождения.
Водопроницаемость зависит и от состава обменных катио¬
нов; при насыщении обменными Na и отчасти Mg водопрони¬
цаемость снижается вследствие набухания ила и закупорки
капиллярных пор. В сухом состоянии в таких почвах (особен¬
но в вертисолях) с трещиноватым строением водопроницае-
мрсть становится «провальной». После увлажнения и набуха¬
ния почв водопроницаемость резко падает. Возникновению
провальной водопроницаемости способствуют и термиты, соз¬
дающие в тропических почвах множество полостей и некапил¬
лярных ходов.
Большинство тропических почв обладают высокой и удов¬
летворительной водопроницаемостью, обеспечивающей про¬
сачивание большей части атмосферных осадков. Знание вели¬
чины водопроницаемости необходимо для расчета ороситель¬
ных и поливных норм. Чем больше водопроницаемость почв,
тем чаще и меньшими нормами должны проводиться поливы.
Знание водопроницаемости необходимо для разработки мер
борьбы с водной эрозией почв. Чем ниже водопроницаемость,
тем интенсивней может быть смыв и размыв почв. В таких
условиях необходимо принимать меры по снижению поверх¬
ностного стока и большему накоплению влаги в почвах.
Методы определения водопроницаемости различны и де¬
лятся на лабораторные и полевые. В лабораторных условиях
водопроницаемость определяется в нарушенных и ненарушен¬
ных образцах почвы. В первом случае выясняется зависимость
водопроницаемости только от гранулометрического состава,
во^ втором — от строения почвы и ее структуры.
В полевых условиях водопроницаемость определяется в
почвах с ненарушенным строением. Наиболее распространен¬
Ъ За.к. 1542
65
ными являются кольцевой, или трубочный метод, и метод за¬
ливаемых квадратов (Н. А. Качинский, 1970).
Водоудерживающая способность, или влагоемкость — свой¬
ство почвы удерживать определенное количество воды, выра¬
женное в процентах от веса или объема почвы. Различают ка¬
пиллярную, полную и полевую, или наименьшую влагоемкость.
Капиллярной влагоемкостью называется количество воды,
удерживаемое капиллярами при насыщении почв водой сни¬
зу. В природе почва может насыщаться до капиллярной вла-
гоемкости при увлажнении от грунтовых вод. В этом случае
величина ее будет уменьшаться с удалением от уровня грун¬
товых вод. Только у зеркала грунтовых вод она будет соот¬
ветствовать максимальному количеству капиллярной воды,
удерживаемой почвой, и здесь она в большинстве почв дости¬
гает 50—60% от общей порозности.
Полная влагоемкость соответствует полному заполнению
пор и пустот почвы водой. Ее количество, выраженное в про¬
центах от объема почвы, соответствует величине порозности
почвы. Насытить почву в природных условиях до полной вла-
гоемкости практически невозможно, так как из почвы при хо¬
рошем дренаже всегда происходит отток воды в глубинные
горизонты и испарение с поверхности. Кроме того, в порах
почвы остается защемленный воздух.
Более важное значение в практике имеет определение ве¬
личины полевой, или наименьшей, влагоемкости. Эту величину
определяют непосредственно в поле при насыщении почвы в'о-
дой сверху (после дождя или после полива). При этом почву
защищают от испарения и дают возможность излишней воде
стекать до достижения равномерного ее распределения по про¬
филю. Принято считать, что более или менее постоянная влаж¬
ность при этом устанавливается через 48 ч (за исключением
почв со слабой водопроницаемостью). По истечении этого
времени определяют- влажность и запас воды в почве. Эти ве¬
личины соответствуют полевой влагоемкости вместе с какой-то
частью непросочившейся гравитационной воды. Таким обра¬
зом, полевая влагоемкость отвечает максимальному количе¬
ству воды, удерживаемой почвой.
Полевая влагоемкость — важная величина, необходимая
для выяснения обеспеченности растений влагой. По водоудер¬
живающей способности легко рассчитывается капиллярная
порозность, для чего масса воды, определенной при этой влаж¬
ности, умножается на объемную массу почвы, что дает вели¬
чину объема капиллярных пор.
Почвенная влага и растения
На построение 1 т органической массы растения затрачи¬
вают от 200 до 1000 т воды. Вода всасывается корнями, транс¬
66
портируется к листьям и хвое. Они испаряют или транспари-
руют ее в атмосферу. Поэтому важно знать величины влаж¬
ности почв, обеспечивающие потребности растений в воде.
Особое значение приобретает понятие о влажности завя-
дания, т. е. о том минимальном количестве воды в почве, при
котором начинается гибель растений. Влажность завядания 1
в наибольшей степени зависит ог гранулометрического соста¬
ва почв, так как недоступная вода находится в пленках вок¬
руг элементарных частиц. Общее количество такой воды зави¬
сит от величины общей поверхности частичек, которая тем
больше, чем меньше их размеры и чем больше их в почве. Из
этого следует, что в глинистых почвах влажность завядания
во много раз выше, чем в песчаных. Влажность завядания
приближенно равна полуторной или двойной величине мак¬
симальной гигроскопичности.
Существует несколько методов определения влажности за¬
вядания, но ниже даются два наиболее распространенных в
мире метода.
Биологический метод основан на выращивании растений в
сосудах, поверхность почвы в которых изолирована от физи¬
ческого испарения. В начале завядания растений в почве оп¬
ределяют влажность, которую и принимают соответствующей
влажности завядания.
Методы определения гигроскопической воды в различных
гигрометрических состояниях в закрытом пространстве позво¬
ляют получить кривые, по которым можно определить влаж¬
ность завядания. Из них наиболее известны следующие мето¬
ды: измерения капиллярного потенциала (pF) или водоудер¬
живающей силы почв; тензиометрический (определение вса¬
сывающей силы поч>вы); мембранного пресса (Richard, 1953) и
др. Все они основаны на том, что величина влажности завя¬
дания должна выражаться давлением, равным 16 атм, т. е.
при этом давлении количество воды в почве соответствует
влажности завядания.
С помощью метода мембранного пресса установлены-сле¬
дующие средние значения влажности^ завядания (в %): суг¬
линки— 8—10, глинисто-пылеватые — 15, торфянистые — 35,
торфы — 50.
Как видно, наибольшую физиологическую сухость имеют
органогенные почвы. Влажность завядания зависит и от типа
почеы, поскольку каждый из них обладает различными свой¬
ствами. Так, например, в темных тропических вертисолях
влажность завядания возрастает до 25—30%, в красных фер-
раллитных почвах находится в пределах 15—25% в зависи¬
мости от содержания РегОз и* ила. Капиллярный потенциал от-
1 Установлена зависимость влажности завядания от вида растений и
фаз их развития.
67
ражает энергию удержания воды почвой и выражается в сан¬
тиметрах водного слоя или атмосферах в виде логарифма дав¬
ления слоя воды в сантиметрах и обозначается символом
р!\ Например, давление в 1 атм равно примерно 1000 см, а
pF равна 3.
Как отмечалось выше, влажность завядания, независимо
от почвы, соответствует капиллярному потенциалу, равному
16 атм, или pF этой величины равно 4,2. Водоудерживающая
способность, наоборот, подвержена значительным колебаниям,
обусловленным гранулометрическим составом. Поэтому вели¬
чина pF также сильно колеблется и возрастает в глинистых
почвах.
По Дюшофуру, средние значения pF при полевой влагоем¬
кости следующие: в песчаных почвах — 2,0 (1/10 атм); в суг¬
линистых— 2,5 (1/2 атм); в глинистых — 3,0 (1 атм).
Кривая Грисса (рис. 15) позволяет определять точное зна¬
чение pF при полевой влагоемкости данной почвы как функцию
содержания воды в почве при pF=3.
Капиллярный потенциал (pF) имеет более низкие значения
в почвах легкого гранулометрического состава по сравнению с
более тяжелыми почвами. Кри¬
вые капиллярного потенциала,
построенные как функции со¬
держания влаги в процентах,
различны для одной и той же
почвы при увлажнении и после¬
дующем высыхании (рис. 16).
Величина pF при одинаковой
влажности выше в пересыхаю¬
щей почве. Таким образом, си¬
ла всасывания, необходимая
для отрыва влаги от почвы,
должна быть больше, чем для
Рис. 15. Связь между pF поле- ее впитывания в почву. Тензио-
вой влагоемкости и влажностью . метрическое определение ^дав-
почвы (по гриссу, 1962) ления влаги основано на опре¬
делении «сосущей силы» поч-
вьк По этой величине устанавливается критическая для расте¬
ний влажность, выраженная в определенной величине давле¬
ния влаги.
Достоинство метода — непрерывность измерения давления
влаги непосредственно в полевых условиях. Недостатки заклю¬
чаются в невозможности измерения ее при низких значениях
влажности почвы, соответствующих •давлению 0,85 атм *.
’Судницын И. И. Влияние функциональных свойств почвенной
влаги на интенсивность поглощения ее древесными породами. — Почвове¬
дение, 1958, № 11. •
to
1
Ci
<Y>
<5
С)
ос»
Qj
§
и
ч
3.5
3.0
2.5
2.0
1.5
1.0
О 5 10 15 20 25 %
Влажность почвы при pF-3
68
Существует и более детальное разделение почвенной влаги
по отношению к использованию ее растениями, предложенное
Роде (1952). Однако практически важно знать две величины;
«влажность завядания» и содержание воды в почве, при ко¬
тором растения удовлетворяют свои потребности в ней, не
снижая темпов развития и урожайности. Эта величина равна
примерно 70% влажности, соответствующей полевой влагоем¬
кое™ К
м
0,06
0.2
50
16
4.7
42
1
3
8
азз
6,05
2,5
16
- \ \
—Гигроскопичность
г *» • ■ *•. -
—Влажность завядания
•/ ч
Г
.1
Полевая
\
- \
\ *•
}Влагоемкость
ч
ч
\ \
1Гравитационная
" \2
\ •
быстро стекаю¬
N
\
1 __1 U.
t
щая вода '
10 -2а 30 4-0 50 %
Н20
Рис. 16. Кривые капиллярного потенциала:
1 — пылеватая глина, 2 -- песок
Температура почв
Колебания температуры, так же как и влажности, относят¬
ся к важным компонентам почвенного климата. Однако темпе-
ра.турный режим в почвах субтропиков и тропиков, имея неко¬
торые общие черты с температурным режимом почв других
поясов, отличается свойственными только ему особенностями.
Поглощение почвой тепла в субтропиках и тропиках имеет
положительный знак, т. е. в течение всего года происходит ак¬
тивная аккумуляция солнечной радиации. Поэтому здесь роль
отдельных факторов, таких, как цвет почвы и ее влажность,
сводится только к относительно большему или меньшему на¬
греву, но не к сезонной смене нагревания и охлаждения их.
Влияние цвета выражается в том, что черные вертисоли в
сухом состоянии нагреваются сильнее, чем все остальные поч¬
вы. Однако при высокой влажности их температура может
быть ниже, чем красных ферраллитных почв при таком же
увлажнении. В этом случае сказывается влияние более гли¬
нистого гранулометрического состава вертисолей.
1 См.: Роде А. А.‘ Основы учения о почвенной влаге. Л., 1969.
69
/Влияние влажности на температуру почв выражается в
весьма слабой степени, поскольку почвы в течение всего года
имеют высокие температуры.
По данным Ю. П. Вередченко (1968), на Кубе температура
почв с поверхности до глубины 4 м изменяется на 3°. В дожд¬
ливый сезон, пр»и большем увлажнении почвы, температура ее
не снижается, а повышается на 3—5°. Таким образом, в тро¬
пиках на почвообразование влияют не колебания температу¬
ры, а постоянно высокие ее значения, что ускоряет ход поч¬
венных процессов. В экваториальных условиях температура
почв еще более постоянна. В умеренно теплом, поясе влажные
почвы более холодные, а сухие — более теплые. В тропиках
все почвы теплые, а сезонные колебания температур несу¬
щественны.
Вероятно, и суточные их 'изменения незначительны. Кроме
того, в ночное время может происходить повышение темпера¬
туры поверхностных горизонтов за счет восходящей отдачи
тепла нижними горизонтами. В африканских саваннах суточ¬
ные колебания температуры верхнего горизонта почвы более
значительные, чем в почвах под лесом.
Влияние температуры на растительность сказывается че¬
рез иссушение почв, особенно в сухой сезон, когда травянис¬
тая растительность отмирает, а древесная сбрасывает листву
или прекращает прирост (у вечнозеленых растений). Воздейст¬
вие температуры на почвообразование особенно ярко прояв¬
ляется в формировании конкреций, панцирей и кор, что свя¬
зано с периодами сильного иссушения почв.
Г л а в а IV
ХИМИЯ ПОЧВ
Почва как природное тело характеризуется определенным
составом химических элементов своей минеральной части.
Элементы находятся в почве в веде разнообразных соедине¬
ний, обладающих различной растворимостью и подвижностью.
Этими свойствами обусловливаются закономерности и особен¬
ности общего изменения химического состава почв »и распре¬
деления по профилю соединений, образующих почвенную мас¬
су. .
Названные процессы и явления определяют запасы в поч¬
вах элементов питания и их доступность растениям. Как от¬
мечалось, минеральная часть почв наследуется от горных по¬
род. В составе почв обнаружены почти все известные в приро¬
де элементы. По содержанию они подразделяются на две
70
группы: макроэлементы,' содержание которых колеблется от
десятков до десятых долей процента, и микроэлементы, со¬
держание которых составляет всего десятые и сотые доли про¬
цента и меньше. Каждая из этих групп элементов имеет свое
значение в эволюции и жизни растений.
- Общий химический состав почв
Почва по относительному содержанию отдельных хими¬
ческих элементов во многом сходна с литосферой (табл. 6).
Таблица б
Среднее содержание (% от веса) химических элементов в литосфере и почвах
(по А. П. Виноградову, 1950)
Элемент
Литосфера
Почва
j Элемент
i . •
Литосфера
Почва
О
47,20
49,00
Mg
2,10
0,60
Si
27,60
33,00
Ti
0,60
0,46
А1
8,80
7,13
н
0,15
не опред.
Не
5,10
3,80
с
0,10
2,00
Са
3,60
1,37
S
0,09
0,08
Na
2,64
0,63
р
0,08
0,09
К
2,60
1,36
N
0,01
С,10
На первом месте как в литосфере, так и в почвах стоит кис¬
лород, на втором — кремний, затем следуют алюминий, желе¬
зо и т. д.
В почве по сравнению с литосферой в 20 раз больше угле¬
рода и в 10 раз больше азота. Это обусловлено накоплением
названных элементов в результате жизнедеятельности орга¬
низмов. Кроме того, в почве больше кислорода, значительно
больше кремния и меньше алюминия, железа, кальция, маг¬
ния, натрия, калия и других элементов. В этом сказывается
влияние почвообразования.
По отношению к тропическому поясу указанные общие за¬
кономерности требуют известной корректировки. Она сводит¬
ся к тому, что в почвах тропиков часто происходит накопле¬
ние алюминия и особенно железа в связи с уменьшением со¬
держания кварца и других элементов, кроме кислорода. Выз¬
вано это не столько длительностью, сколько интенсивностью
выветривания и почвообразования во влажных тропиках в ус¬
ловиях постоянных высоких температур и увлажнения. При
этом соединения А1 и Fe становятся наименее .подвижными и
относительно накапливающимися за счет растворения и вы¬
носа остальных элементов. В аридных тропиках, наоборот,
подвижность элементов минимальная.
71
Между этими крайними величинами существуют почвы с
переходным содержанием тех же окислов. Поэтому химиче¬
ский состав почв, как правило, весьма разнообразен. Причи¬
ны этого кроются в различиях состава пород, на которых фор¬
мируются почвы, в климатических условиях, усиливающих
или ослабляющих темпы выветривания и эволюции почв, в
характере растительности, обогащающей почвы различным
по составу органическим веществом и продуцирующей разно¬
образные в качественном и количественном отношениях кис¬
лотные продукты, и наконец, во влиянии рельефа, способст¬
вующего перераспределению почвенного материала в виде
твердой фазы и растворов.
Зависимость общего или валового состава типичных тро¬
пических почв от биоклиматических условий сводится к сле¬
дующему: в пустынных почвах величины молекулярных отно¬
шений Si02 : А1203, превышающие 4, отвечают сиаллитному
характеру формирования минеральной части. Для таких почв
характерно высокое содержание Са и .Mg в виде СаС03 и
MgC03, а также Na и К, что связано с вхождением их в со¬
став водно-растворимых солей наряду с S04, Cl и НСОэ. В пус¬
тынных почвах не заметно существенного перераспределения
всех окислов. Это обусловлено недостатком увлажнения, бла¬
годаря чему растворения и вындса солей здесь не происходит
или эти процессы выражены очень слабо. В этих условиях
чаще идет противоположный процесс — подъем водно-раство¬
римых солей и аккумуляция их у поверхности при преоблада¬
нии испарения влаги.
В саваннах почвы характеризуются существенным обедне¬
нием Na, К, Са, Mg, несмотря на конкреционную карбонат-
ность1; уменьшением содержания Si02 и увеличением содер¬
жания соединений А1 и Fe. Намечается некоторое увеличение
их содержания с глубиной, что указывает на перемещение в
составе ила, передвигающегося по профилю (лессиваж). Мо¬
лекулярные отношения Si02: А120з > 2, отражают сиаллит-
иую природу минеральной части почвы.
Почвы влажных тропических лесов отличаются потерей
щелочных и щелочно-земельных оснований, значительной
части Si02 и накоплением соединений А1 и Fe. Молекулярные
отношения Si02: А1203 < 2, что отражает ферраллитную при¬
роду минеральной части почвы.
Содержание микроэлементов в литосфере и почвах изме¬
ряется ничтожными величинами, а общее их количество не
превышает 0,2% от веса почвы. Некоторые микроэлементы
присутствуют в литосфере в больших количествах, чем в почве
1 Конкреционная карбонатность обусловлена включениями СаСОз в
виде конкреций в почвенную массу, лишенную углекислых солей Са и Mg.
72
(йод, бор), другие—в меньших (медь, кобальт),,а некоторые
содержатся в одинаковых количествах. Основной источник
микроэлементов— почвообразующие породы.
В тропических почвах многие микроэлементы (бор, марга¬
нец, цинк), как правило, имеются в недостаточных количест¬
вах, а некоторые (например, фтор), наоборот, в избыточных.
Формы соединения
основных химических элементов в почвах
Макроэлементы в почвах образуют различные соединения.
Кислород входит в состав большинства первичных и вторич¬
ных минералов, а также в состав воды и органических соеди¬
нений.
Кремний в наибольшем количестве входит в состав Si02—
окисел, который устойчив к выветриванию в умеренно теп¬
лом поясе и менее устойчив в тропическом. В виде кремнезе¬
ма этот элемент входит в состав большинства силикатных ми¬
нералов. При их (разрушении в процессе почвообразования он
переходит в раствор, образуя орто- и метакремниевые кислоты;
частично остается в форме золя. Кремнезем образует соедине¬
ния с железом, алюминием и гумусовыми веществами. Он мо¬
жет выпадать из раствора «и образовывать вторичный кварц
(опал, халцедон). Кремнезем из почвенных растворов потреб¬
ляется растениями, особенно злаковыми.
Во влажно-тропических условиях кремнезем образует с
железом комплексные соединения и частично вымывается из
почв; в аридных, наоборот, способен образовывать на поверх¬
ности кремнеземные корки.
Калий — важный элемент в питании растений, потребляе¬
мый некоторыми из них в больших количествах. Он находится
в основном в составе первичных и вторичных минералов.
Слюды (биотит—мусковит) отдают его сравнительно легко и
служат источником доступного для растений калия. Кроме
того, калий присутствует в форме простых солей. Из послед¬
них он легко усваивается растениями. Но основным источни¬
ком питания растений является обменный калий. В ненасы¬
щенных кислых почвах его мало, как мало и необменного ка¬
лия, связанного с минералами. В большинстве почв влажных
и переменно-влажных тропиков калия недостаточно.
Натрий входит в состав кристаллической решетки слюд
и других минералов; находится в обменном состоянии и в виде
солей Na2C03, NaHC03, Na2S04, NaCl и NaN03. Обладая вы¬
сокой растворимостью и подвижностью, натрий при достаточ¬
ном увлажнении выносится из почв, а при недостаточном легко
накапливается в зоне испарения капиллярной влаги. При со¬
держании в обменном состоянии больше 5—10 мг-экв/100 г
73
натрий сильно диспергирует почвы, обусловливает их силь¬
ную набухаемость и усадку. Он вредно действует на растения,
особенно в виде Na2C03. В присутствии натрия питательные
соединения легко вымываются из почвы или не усваиваются
растениями из-за токсичности натриевых солей.
Кальций и магний — необходимые элементы, оказываю¬
щие и прямое, и косвенное влияние на жизнедеятельность рас¬
тений. Магний входит в состав хлорофилла, кальций влияет на
прочность надземных частей растений, а также на качество
продукции растениеводства. Кальций улучшает структуру, фи¬
зические и физико-химические свойства почв и весьма положи¬
тельно влияет на биологические процессы, особенно на накоп¬
ление в почвах насыщенных гумусовых соединений.
Роль магния недостаточно ясна. В тропиках с его повышен¬
ным содержанием в составе смектитов связываются слитость,
высокая набухаемость и пластичность почв. Есть указания на
магниевую солонцеватость почв, но скорее он способствует
сохранению остаточной солонцеватости. В то же время маг¬
ний оказывает положительное влияние на потребление расте¬
ниями, особенно цитрусовыми, питательных веществ. Недоста¬
ток магния снижает их подвижность и усвоение растениями.
Кальций и магний в почвах находятся в трех состояниях:
в составе кристаллической решетки многих минералов, в об¬
менном состоянии и в форме различных простых солей. В поч¬
вах аридных регионов преобладают малорастворимые соли —
СаСОз и MgC03. В почвах влажно-тропических областей со¬
держатся преимущественно обменные Са и Mg, но в недоста¬
точных количествах. От кальция и магния в значительной ме¬
ре зависит реакция почвенной среды. При содержании их уг¬
лекислых солей — реакция щелочная, при насыщенности об¬
менными формами — нейтральная и при малой насыщенно¬
сти — кислая.
Углекислые соли Mg и особенно Са находятся в почвах в
двух формах: активной и неактивной. К неактивной относится
СаСОз, находящийся в крупных (> 1 мк)г фракциях, а к ак¬
тивной— во фракции < 1 мк. Такое разграничение обуслов¬
лено тем, что мелкокристаллический СаС03 легко вступает во
взаимодействие с НСОэ* и переходит в более растворимый би-*
карбонат. Образование его идет по схеме
СаС0з + С02 + Н20=:Са (НС03)2
Как указывалось выше, во влажных тропиках растения
могут испытывать недостаток Са и Mg. Что же касается за¬
мещения водорода и алюминия обменными Са и Mg путем
внесения извести или магнезиальных солей в тропические поч¬
вы, то нужно заметить, что этот способ мелиорации недоста-
74
точно изучен, а известкование в ряде случаев не дало положи¬
тельных результатов.
К наиболее важным в питании растений анионам отно¬
сятся фосфор и сера. Валовое содержание фосфора в почвах
обычно не более 0,2%; присутствие серы может быть различ¬
ным, так как она входит в состав многих водно-растворимых
солей и в их составе оказывается вредной для растений.
Фосфор в почвах представлен органическими и минераль
иыми соединениями. Минеральные соединения фосфора нахо¬
дятся в почвах в следующих формах: связанной, обменной и
нерастворимой.
Связанные формы присутствуют в таких минералах, как
апатит, фосфорит и вивианит. Апатит — первоисточник всех
почвенных фосфатов и составляет до 95% соединений фосфо¬
ра в литосфере. Фосфаты содержатся в почвах в виде солей Са,
Mg, А1 и Fe. В кислой почвенной среде фосфор представлен
фосфатами железа и алюминия [FeP04, А1Р04, Fe2(0H)3P04,
А12(0Н)зР04]. В нейтральных или слабощелочных почвах пре¬
обладают фосфаты в виде Са3(Р04) или Са3(Р04)2 • Са(ОН)2.
В обменной форме ион Р04 удерживается на поверхности
почвенных коллоидов катионами Са, Fe, А1. Глинистые мине¬
ралы поглощают Р04 через обменные Са или А1, находящиеся
в кристаллических решетках. Свободные гидроокислы обла¬
дают большим поглощением, чем глинистые минералы. В удер¬
жании-фосфора особенно важна роль коллоидальных гидра¬
тов железа и, главным образом, гидратов, входящих в органо¬
минеральные комплексы и находящихся жв кислых ' почвах.
Свободный алюминий удерживает фосфор в менее раствори¬
мой форме, чем обменный А1 или А1 глинистых минералов.
Кристаллические гидроокислы (гиббсит, гетит) фосфор не
поглощают. В почвах с активными формами карбонатов он
остается в обменной форме при не слишком высоком значении
pH и достаточном содержании гумуса.
Нерастворимый фосфор образуется в результате осажде¬
ния, фиксации при кристаллизации или включении в кристал¬
лические образования. Осаждение происходит в очень кислой
(и восстановительной) среде, содержащей растворимые А1 или
Fe. Осаждаются растворимые и обменные формы фосфора.
Поглощение P2Os коллоидальными Fe(OH)3 не ведет к осаж¬
дению. Оно происходит медленно при дегидратации и кристал¬
лизации окислов железа. Кристаллизация — медленная поте¬
ря фосфО|ром растворимости вследствие фиксации его кол¬
лоидными молекулами при образовании конкреций.
Захват ионов РО4 происходит при следующих процессах:
1. При проникновении ионов Р04 в межплоскостные прост¬
ранства глинистых минералов во время образования слоистой
75
структуры «из гелей или при раздвигании слоев у некоторых
разбухающих минералов.
2. При образовании железистых конкреций и поглощении
ими Р04, что особенно проявляется в ферраллитных почвах.
3. В процессе фиксации в карбонатной среде при pH >*8. и
постепенном переходе фосфатов во все менее растворимое сос-.
тояние в такой последовательности:
Са3 (Р04) 2->ЗСа3 (Р04) 3Са (ОН) 2~>ЗСа3 (Р04) 2СаС03
4. В результате связывания гиббситом при кристаллизации
А1 (ОН)3 в ферраллитных почвах.
Для более наглядного представления о формах фосфора в
некоторых тропических почвах приведены данные их опреде¬
ления по методу Чанга и Джексона (табл. 7). - . ■
Таблица 7
Фракционный состав фосфора (мг на 1 кг) в некоторых тропических почвах
(по Альварец)
Фракция
фосфора
Рендзика тропи¬
ческая
Красная феррал-
литная
Желтая
аллитнай
Горизонт и глубина, см
А
0—22
А В
22—40
В
40-70
А
0—15
АВ
15—34
В
34—40
А
0-3
АВ
3—23
В
23—48
Р — раст.
0,0
0,0
1,5
5,4
5,0
3,9
9,5
9,4
9,5
Р —Са
22,6
24,9
26,5
3,8
3,8
3,5
' 1,7
0,0
0,о
Р — Fe
5,0
2,6
0,0
12,5
10,0
6,4
12,2
15,7
18,7
Р— А1
7,8
7,5
• 1,5
6,3
5,0
3,8
12.с
12.5
6,7
/ окк-
р_А1 люди-
6,0
5,0
5,0
7,5
7,5
7,2
13,0
12,8
14,-8
Р — Fe 1 р
ван-
19,2
19,3
27,4
27,1
65,2
35,9
0,0
3,2
7, L
1 ный
Р — сумма
320,0
305,0
268,8
90,0
180,0
120,0
i09,0
97,0
63,0
Р — орг.
259,4
245,6
205,9
27,4
83,5
59,3
60,0
43,9
6,1
В почвах с высоким содержанием гумуса (до 7%) и кар¬
бонатов преобладает органический фосфор, а из минеральных
форм — связанный с Са. В ферраллитной почве содержание
минерального и органического фосфора резко уменьшается и
относительно преобладают формы, связанные с Fe и А1. В ал-
л»итной (наиболее кислой) почве содержание фосфора еще
меньше, и он связан с Fe и А1; фосфора, связанного с Са, нет.
Эти данные отражают неодинаковую обеспеченность почв
фосфором, и поэтому каждая из почв нуждается в примене¬
нии различных доз удобрений.
Усвояемость минерального фосфора наименьшая в феррал¬
литных почвах. В них элемент находится в конкрециях <и кри¬
сталлических окислах железа. В сильно карбонатных почвах
76
усвояемость фосфора также низка. Повышение величины pH
и кислых почвах и внесение свежего органического вещества
благоприятствуют растворению фиксированного фосфора и
повышают его доступность.
Навоз целесообразно вносить одновременно с фосфорными
удобрениями для усиления поглощения легкорастворимых
форм фосфора. Бобовые травы как зеленое удобрение также
повышают мобилизацию почвенных фосфатов.
Роль железа и алюминия
в почвообразовании
Железо и алюминий и их соединения играют важную роль
в почвообразовании вообще, а во влажно-тропическом поясе в
особенности. При определенных условиях они могут менять
свои свойства и быть то катионами, то анионами. Вместе с тем
между этими элементами существуют и большие различия.
Железо. В настоящее время содержащееся в почвах желе¬
зо подразделяется на группы и формы соединений, соотноше¬
ния которых могут служить основными генетико-диагностиче-*
скими показателями. *
Общее, или валовое, содержание соединений железа в поч¬
вах следует разделять на две большие группы — силикатные
и несиликатные (свободные). Силикатное железо входит в сос¬
тав первичных силикатов и составляет резервную долю, кото¬
рая может быть включена в будущем в почвообразование. Его
содержание не определяет ни морфологии, ни свойств почв.
Несиликатное,' или свободное, железо присутствует в поч¬
вах во вторичных глинистых минералах и в свободных соеди¬
нениях (Fe203, Fe(OH)3, FeO и др.)* Оно может находиться
в кристаллическом и аморфном состояниях и обладать (раз¬
личными физическими и физико-химическими свойствами,
обусловленными различной степенью кристаллизации и под¬
вижности.
Свободные соединения железа представлены в основном
следующими формами соединений: сильно- и слабоокристал-
лизованными и аморфными. Последние подразделяются на гу¬
мусово-железистые и железистые.
Свободные соединения железа могут быть представлены
базоидами и ацидоидами. Базоидные соединения устойчивы в
слабощелочной и щелочной среде, ацидоидные — в кислой.
Все окисные и гидроокисные соединения железа растворяются
только при pH почвенных растворов меньше 3,4. Поэтому
окисные и гидроокисные соединения передвигаются только
вместе с илисто-коллоидными фракциями, содержащими эти
соединения. Растворимость закисных форм соединений железа
не связана с величинами pH. Железо в закисных соединениях
может передвигаться и в ионной (растворимой) форме.
77
Содержание, соотношение и распределение различных
форм соединений железа в почвах могут служить надежными
диагностическими показатёлями элементарных почвенных
процессов и генезиса почв. Так, красный цвет почв в основном
определяется содержанием сильноокристаллизованиых оксид¬
ных форм соединений железа; желтый цвет — преобладанием
слабоокристаллизованных гидрооксидных соединений железа;
а голубой, зеленовато-оливковый, сизый — закисными соеди¬
нениями.
Повышенное содержание аморфных форм соединений же¬
ле за — показатель палео- или современного гидроморфизма.
Распределение железа по профилю позволяет судить о про¬
цессах лессиважа, иллювиирования, панцире- или латеритооб-
разования. В тропических условиях большое значение имеет
боковое, а не вертикальное передвижение закисных и коллои¬
дальных форм соединений железа/ Осаждение соединений
связано с геохимическими барьерами: кислотно-щелочными,
водными и т. д.
Большое значение придается коллоидальнО-окисно-гидро-
окисным соединениям железа, образующим глинисто-гумусо¬
вые или гумусово-железистые комплексы. Однако в большин¬
стве почв их образование минимально, за исключением желе¬
зисто-гумусовых подзолов, солонцов и тундрово-глеевых почв.
Железо в этих комплексах может быть в двух состояниях:
анионном — входит в состав гумусовых соединений и катион¬
ном — образует «мостики» между гумусовыми и глинистыми
минералами.
Железо относится к макро- и микроэлементам. В почвах
оно макроэлемент, а в растениях — микроэлемент, поскольку
растения' потребляют железо в ничтожных количествах, но
тем не менее оно остается незаменимым в образовании хлоро¬
филла, потреблении азота и т. д. Различия в содержании
групп и форм соединений железа в почвах приведены в
табл. 8.
В «молодых» вулканических почвах большое количество
аморфных форм соединений железа обусловлено аллофаиами.
В тропиках кислая среда и иссушение обусловливают сегрега¬
цию железа и переход в окристаллизованные формы с после¬
дующим образованием конкреций, латерита и панцирей (ки¬
рас).
По формам соединений и свойствам к железу весьма бли¬
зок марганец. В биологическом отношении он принадлежит
к микроэлементам, играющим важную роль в физиологии рас¬
тений. Растения очень чутко реагируют на его недостаток.
Марганец находится в почвах й обменной, необменной и ком¬
плексной с гумусом формах.
78
Таблица 8
Содержание и распределение групп и форм соединений железа
(% от валового) в субтропических и тропических почвах
(С. В. Зонн, 1982)
Горизонт, слой, см
Группы соединений
Fe
В составе несиликатного Fe
Силикат¬
ное
Несили-
катное
Сильно-
окристал-
лизован-
ное
Слабо
окристал-
лизован¬
ное
Аморфное
Ферраллитно-субтропическая
А
36,3
63,7
32,7
I 23,3
7,7
В
38,6
61,4
32,8
25,0
з,ч
С
41,8
58,2
32,5
! '3,8
1,9
Ферраллитные кислые тропические
А
25,2
74,8
65,0
В
26,9
73,1
66,3
С
40,4
59,6
55,7
Аллитные тропические
Л.
27,1
72,9
63,2
а2
23,4
76,6
71,0
В
39,5
30,5
55,8
с
32,6
67,4
63,5
9.8
6.8
3,9
9,7
5.6
4.7
2,9
Вулканические тропические
0-41
50,8
49,2
2,8
нет
46,4
41—105
48,0
52,0
1,7
50,3
105—129
52,1
17,9
10,8
37,1
129—200
40,0
60,0
10,8
•
49,2
Алюминий. Значение алюминия в почвообразовании пол¬
ностью не выявлено. Но и то, что о нем известно, указывает
на его важную роль, особенно в почвах тропического пояса.
Алюминий — элемент, резко меняющий свои свойства в за¬
висимости от среды. Он амфотерный иои-катион в кислой сре¬
де и анион-А1(ОН)4 — в щелочной. В кислой среде алюминий
образует комплексные ионы, в различной степени гидролизуе¬
мые, с кислотными свойствами. Одним из таких является
А1(ОН)3 + Н+. Он выпадает в осадок в виде геля и может
быстро кристаллизоваться и образовывать гиббсит, широко
распространенный в тропических ферраллитных и аллитных
почвах. Во всех случаях, соединения алюминия обладают
кислотными свойствами, на что указывает освобождение
Н-иона. Помимо содержания в силикатах (в первичных *и гли¬
нистых минералах) алюминий имеется в почвах в следующих
формах: обменной, иеобменной, нерастворимой, коллоидаль¬
ной и кристаллической.
Как обменный катион алюминий распространен широко,
обусловливая совместно с обменным Н кислотность почв. Об¬
менный алюминий переходит в почвенный раствор и гидроли¬
зует воду. Во влажно-тропических почвах он преобладает над
Н, почти полностью замещает его и обусловливает кислот¬
ность почв. Необменный алюминий закрепляется между слоя¬
ми разбухающих глинистых минералов, особенна в вермику¬
лите.
Преобразования алюминия могут быть различными в за¬
висимости от среды. В кислой среде он, высвобождаясь при
разрушении глинистых минералов, может вступать в соедине¬
ния с гумусовыми веществами и мигрировать. В подзолистых
почвах коллоидный алюминий часто связывается с гелем
кремнезема противоположного знака и образует смешанный
некристаллический гель — аллофан, В некоторых случаях он
преобразовывается в микрокристаллическую массу. В биоло¬
гически активных почвах, богатых обменным Са, алюмиий об¬
разуете гумусовыми веществами комплексные соединения
(Л. Н. Александрова, 1980).
В ферраллитных почвах высвобождающийся при выветри¬
вании алюминий может переходить в глинистые минералы
(особенно каолинит) при избытке кремнезема При недостат¬
ке последнего он переходит в гиббсит — устойчивый и инерт-
ный минерал.
Алюминий в обменной и растворимой формах токсичен для
растений, препятствует развитию корневой системы и наруша¬
ет минеральное питание растений.
Методы определения,окислов
и их форм в почвах
Общее содержание элементов или их окислов в почве опре¬
деляется с помощью валового химического анализа Резуль¬
таты этого анализа дают представление об общем содержании
отдельных окислов и их распределении по профилю почвы.
Кроме того, окислы необходимы для дальнейшего более глу¬
бокого изучения минеральной части почв. Этот метод позво¬
ляет установить общее содержание кремнезема без его под¬
разделения на собственно кварц и кремнезем, связанный с вто¬
ричными минералами.
Для определения различных форм кремнезема дополни¬
тельно применяется валовой анализ илистой фракции (<2—
<1 мк), предварительно выделенной из почвы. Выделение
илистой фракции проводят по методу Н. И. Горбунова, преду¬
сматривающему длительное растирание почвы с водой'до со¬
стояния пасты с последующим выделением из нее ила (за
80
время, рассчитанное по формуле Стокса). В иле по сравне¬
нию с почвой в целом содержание SiC>2 гораздо меньше, а
Л120з и Fe203 — больше, так как в илистую фракцию якобы
не переходит Si02 кварца. Однако установлено, что Si02 квар¬
ца может находиться в тонкодисперсном состоянии и быт& в
илистой фракции. Анализ илистой фракции особенно важен
для почв легкого гранулометрического состава, содержащих
много Si02 кварца в частицах размером >1—2 мк. В таких
случаях молекулярные отношения Si02: Р203 для почв в це¬
лом имеют величину больше 2—3, и формально почвы не
дрлжны относиться к аллитным.
По данным валового анализа ила те же отношения, как
правило, оказываются меньше 2 и почвы с таким составом со¬
ответствуют аллитным. При этом разность в содержании Si02
з почве и^в иле дает величину Si02 кварца, который в подоб¬
ных почвах является балластом (наполнителем), и роль его в
современном почвообразовании крайне ничтожна. Важные ре¬
зультаты получаются при анализе с применением к почвам и
нлам .из них в качестве растворителя трехкислотной вытяжки
(HCl-hH2S04 и HN03). Этот реактив не растворяет Si02 квар¬
ца, и таким образом имеется возможность выяснить достовер¬
ное содержание кварца и кремнезема, связанного в минера¬
лах. Для тропических почв применение этого метода дает воз¬
можность более дифференцированно рассматривать состав
минеральной ^части почв. .
Для определения различных форм - железа и алюминия
применяются разнообразные растворители. Подвижные фор¬
мы выделяются оксалатным растворителем (по Тамму) для
свободных форм, включая окристаллизбванные — дитионито-
вые и дитионит-пирофосфатные, определяемые растворителя¬
ми в различных концентрациях и соотношениях (методы Мера
и Джексона, Коффина, Деба, Францмейера и др.). Для опре¬
деления оксидов Fe и А1, связанных в комплексные соедине¬
ния, применяют пирофосфат натрия (метод Л. Н. Александ¬
ровой) и пирофосфат калия (метод Баскомба).
Специальные методы определения алюминия разработаны
в меньшей-степени, а методы Соколова, Тамма и других нуж¬
даются в тщательной проверке.
Водно-растворимые соединения почв
Во многих почвах аридных областей основное значение'
приобретают содержание и характер распределения по про¬
филю водно-растворимых солей.
Наиболее распространены в почвах следующие водног
растворимые слои: NaCl, MgCl2, СаС12; Na2S04, MgS04,
CaS04; Na2C03, NaHC03; CaC03, MgC03; Ca(HC03)2,
Mg(HC03)2, реже встречаются NaN03, KN03 и Ca(N03h.
6 За к. 1542 ^ .81
Все они, за исключением CaC03, MgCOe и CaSO^ пол¬
ностью растворимы в воде и для их определения применяется
метод водной вытяжки или измерение электропроводности в
водных вытяжках или в ластах. Отдельные ионы определяют¬
ся с помощью пламенвог® фотометра и спектрографа: анионы
СО3, НСО3, С1 и SO4, а из катионов Са, Mg, Na, К. Знание
их содержания и особенно распределения необходимо для
выяснения источников засоления (грунтовые воды, > соленос¬
ные породы и др.), глубины их естественного вымывания
(для расчета оросительных и промывных норм воды, а
также для прогноза последствий рассоления). Например, ес¬
ли в почвах преобладают соли натрия, то промывки таких
почв могут привести к внедрению натрия в поглощающий
комплекс и ухудшению'физического состояния и физико-хими¬
ческих свойств почв.
Результаты анализов водно-растворимых солей приводят;
ся в процентах и мг-экв/100 г почвы и выражаются в форме
таблиц или солевых графиков, предложенных Б. Б. Полыно-
вым (рис. 17), где показано содержание катионов и анионов
и их распределение по профилю.
ем
Катионы Анионы
ППШ/адаЯ?***
300 J
ВШв
15S О 5 10 15
Рис. L7. Диаграмма распределения водно:,)астворимых
солей в почве
82
Карбонаты кальция и магния определяются отдельно с
помощью кальциметров с применением НС1 и измерением вы¬
деляющейся С03. Реакция идет по формуле СаС03+2НС1 =
=--СаС12 + С02Н-Н20. В ряде случаев применяется дифферен¬
цированное определение общей и активной С02, по величинам
которой вычисляются количества кальция, связанного с ними.
Общее содержание гипса определяется в соляно-кислой
вытяжке, поскольку растворимость CaS04 в воде небольшая.
Для мелиоративных целей важно выявить почвенные резервы
CaS04 как соли, способной противодействовать внедрению
натрия в поглощающий комплекс и предохранять почвы от
эволюции их в солонцеватые почвы и солонцы.
Глава V
ФИЗИКОХИМИЯ ПОЧВ
Ряд важнейших свойств почв определяется содержанием и
свойствами частиц размером <0,1 мкм. Особенности этих
частиц заключаются в том, что, во-первых, их содержание
характеризует величины внутренней поверхности почвы со зна¬
чительной свободной энергией поверхностного натяжения, а
во-вторых, они обладают определенным знаком электрического
заряда. Электрохимические силы обеспечивают притяжение к
частицам ионов с противоположными знаками зарядов. Сов¬
мещение физических и электрохимических сил на поверхности
частиц относится к физико-химическим явлениям и процессам.
К свойствам почв, обусловливаемым ими, относятся такие
электронно-ионные свойства, как почвенная кислотность и
щелочность, буферная способность, окислительно-восстанови¬
тельный потенциал, поглотительная, илу обменная, способ¬
ность.
Элекгронно-ионные свойства почв
В каждой почве содержится определенное количество рас¬
творимых веществ. При взаимодействии почвы с водой эти ве¬
щества переходят в раствор и определяют реакцию почвенно¬
го раствора или почвенной пасты. Реакция может быть кис¬
лой, щелочной или нейтральной, что зависит от состава раст¬
воренных веществ и характера взаимодействия почвенного
раствора с твердой фазой почв.
Кислотность и щелочность почв. Существуют следующие
виды кислотности и щелочности: актуальная, обменная и зид-
ролнтическая. Их количественные выражения обусловливают-
83
ся содержанием в воде растворенной угольной кислоты, орга¬
нических и минеральных кислот, а также кислых и основных
солей. Важное значение имеет состав обменных катионов в
почвах. ч
Актуальная кислотность и щелочность определяются кон¬
центрацией ионов Н и ОН и характеризуются величиной pH,'
которая представляет собой отрицательный логарифм кон¬
центрации водородных ионов.
Величина pH чистой воды равна 7 и принята за показатель
нейтральной реакции. При увеличении концентрации водород¬
ных ионов pH понижается, а при уменьшении концентра¬
ции — возрастает.
Значение величины pH ниже 7 указывают на кислую реак¬
цию почв, а выше 7 — на ее щелочную реакцию. Степень кис¬
лотности и щелочности в почвах характеризуется следующими
колебаниями величины pH: 3—4,5 — оильнокислые; 4,5—
5,5 — кислые; 5,5—6,5 — слабокислые; 6,5—7,0 — нейтраль¬
ные; 7,0—7,5 — слабощелочные; 7,5—8,5 — щелочные; 8,5 и
выше — сильнощелочные.
Определение величин pH имеет весьма важное значение,
поскольку они характеризуют ряд свойств почв и, кроме того,
ориентируют в подходах к рациональному освоению и повы¬
шению плодО|родия почв. Значение величины pH позволяет
прежде всего установить, какими катионами насыщены почвы.
Если величина pH ниже 7, то в составе катионов появляются
Н и А1, доля участия которых в составе обменных катионов
возрастает при понижении величины pH. Показатель величи¬
ны pH выше .7 указывает на насыщение почв Са, Mg и в неко¬
торых случаях Na.
Кислая реакция обычно сочетается с бедностью почв пи¬
тательными веществами, >их бесструктурностью. В связи с этим
определяется подбор удобрений, характер обработки и т. д. .
Их определение проводится в трех средах: в воде, в 0,1н
р’астворе КСГ и в почвенной пасте. В кислом интервале вели¬
чина pH в солевой среде-всегда на 0,8—1,5 единицы ниже, чём
величина pH в водной среде, что объясняется обменной кис¬
лотностью.
В карбонатных почвах величина pH зависит от давления
СО2. При полевых определениях содержание С02 в почвах мо¬
жет быть выше, что способствует образованию бикарбонатов
С а по формуле CaC03-f СО2 + Н2О5: Са(НС03)2 ^ и пониже¬
нию pH (обычно 7—7,5). В лабораторных условиях в сухой
поч*ве часть С02 теряется и Са(НС03)2 переходит в СаС03, в
связи с чем pH увеличивается до 8—8,5.
Величина pH изменчивая, зависит от увлажнения, нитри¬
фикации (понижает pH) «и других факторов. Поэтому в необ¬
ходимых случаях pH изучается в динамике. Измерения pH
84
проводятся колориметрическими и потенциометрическими спо¬
собами. Более целесообразно измерять pH непосредственно в
почвенном рязрезе портативным рН-метром.
Помимо актуальной, выделяется потенциальная кислот¬
ность, обусловленная ионами Н и А1. Различают две ее фор¬
мы— обменную и гидролитическую.
Обменная кислотность определяется путем обработки поч¬
вы раствором нейтральной соли, пример КС1.
Величины НС1 и характеризуют обменную кислотность.
При обработке нейтральной солью вытесняются не все погло¬
щенные ионы водорода. Для более полного определения по¬
тенциальной кислотности почву обрабатывают раствором гид¬
ролитически щелочной соли, например, СНзСОО№.
Образующаяся уксусная кислота оттитровывается, и ее ве¬
личина характеризует гидролитическую кислотность.
Щелочность почв также делится на актуальную (pH >7)
и общую, в пределах которой выделяют щелочность от нор¬
мальных карбонатов и бикарбонатов. Щелочность от нормаль¬
ных карбонатов обусловливается С03, а от бикарбонатов —
НСОз. Щелочность от нормальных карбонатов связана с об¬
менным Na и поступает в раствор в результате следующей
реакции:
Она может быть связана с жизнедеятельностью сульфатреду
цирующих бактерий. В этом случае реакция идет так:
растений; щелочность почвенного раствора переносится куль¬
турными растениями хуже кислотности. Кислотность и щелоч¬
ность почв могут быть изменены внесением щелочных, нейт¬
ральных или кислых'солей. Наиболее широко применяются
для этого известь, гипс, серная кислота.
Буферная способность почв. Буферной способностью назы¬
вается способность почв и почвенных растворов в той или иной
[ПК] Н + CH3COONa^: [ПК] Na + СН3СООН.
[ПК] +HC03^[riK]JJ +NasC03.
Na2S04+2C=2C02+Na2S
N a2S + С 02+H20 = N a2C O3-t-H2S.
Щелочность, особенно от Na2C03, весьма токсична для
85
степени препятствовать смещению реакции при добавлении
кислот, щелочей или при изменении степени увлажнения.
Буферность связана со свойствами поглощающего комп¬
лекса; с поглощением ионов Н или ОН слабоионизированны-
ми комплексами, при этом pH меняется мало. Например,
[ПК]Са+2НС1->[ПК]Н + СаС12.
Так как поглощающий комплекс, насыщенный Н, слабо
ионизирован, pH уменьшается медленно. Буферность по отно¬
шению к кислотам объясняется содержанием в почве частиц с
положительным зарядом: поглощенных оснований, электропо¬
ложительных коллоидов типа Fe(OH)3, А13+ в зонах разрывов
кристаллических решеток. Отрицательные заряды электроот¬
рицательных коллоидов создают буферность по отношению к
основаниям.
Окислительно-восстановительный потенциал (гН2). Почву
можно рассматривать как сложную окислительно-восстанови¬
тельную систему. Окислительные и восстановительные процес¬
сы в ней сопровождаются не только заменой кислорода и во¬
дорода, но и переходом электронов.
Реакция окисления может быть представлена так:
Н2-^2Н++2е.
Реакция восстановления выглядит следующим образом:
FeCl3+ H2->FeCl2+HCl.
В качестве индикатора восстановительных свойств среды
предлагается использовать давление молекулярного Н2; чем
оно выше, тем большими восстановительными свойствами бу¬
дет обладать среда. Нейтральность или равновесие между дав¬
лением 02 и Н2 наблюдается при гЯ2 около 27.
Измерение гН2 нельзя проводить в сухих или слабо увлаж¬
ненных почвах. Измерения осуществляются в водных суспен¬
зиях при предварительном удалении растворенного в воде кис¬
лорода током азота.
Коллоиды в почвах делятся на две группы— минеральные,
состоящие преимущественно из смеси различных глинистых
минералов и аморфных веществ, и органические, представлен¬
ные гумусовыми частицами. Все они относятся к дисперс¬
ным системам, которые по величине частиц подразделяются на
три группы:
1. Предколлоидные с диаметром частиц от 1 до 0,2 мк.
2 Коллоидные с диаметром частиц от 0,2 до 0,001 мк.
3 Молекулярные растворы с диаметром частиц
< 0,001 мкм.
В каждой коллоидной системе различаются дисперсная
фаза н дисперсионная среда. В почвах дисперсная фаза пред¬
86
ставлена твердьши частицами указанного выше состава, а
дисперсионная среда — почвенным раствором.
По характеру зарядов почвенные коллоиды делятся на две
большие группы:
1. Электроположительные, или базоиды. К ним относятся
гидраты окиси железа и алюминия. Они устойчивы в слабо¬
щелочной, диспергируются в кислой и коагулируют в щелоч¬
ной средах. Во влажно-тропических почвах часто находятся в
дисперсном состоянии и способны к обмену с анионами.
2. Электроотрицательные, или ацидоиды. Они преоблада¬
ют в почвах и состоят из глинистых минералов, комплексов
двух- и трехвалентного железа с кремнеземом и гумусовых
кислот. Все ацидоиды характеризуются свойствами слабых
кислот: диспергируется в щелочной и коагулируют в кислых
средах. Способны к поглощению и обмену катионов.
Некоторые коллоиды могут менять знак заряда: в кислой
среде они заряжены положительно, а в щелочной — отрица¬
тельно. Такие коллоиды относятся к амфолитоидным. Этими
свойствами обладают железо и алюминий. Их гидраты окис¬
лов в кислой среде диссоциируют по такому типу:
Fe(0H)3-^Fe3+^30H-
Оставшиеся во внутреннем слое менее подвижные ионы же¬
леза обусловливают положительный заряд частицы. В щелоч¬
ной среде гидрат окиси железа приобретает кислотные свойст¬
ва и диссоциирует иначе:
Н3 • Fe03->3H"-^Fe032“.
В потенциалопределяющем слое остается менее подвиж¬
ный ион Fe2033+, и частица приобретает отрицательный заряд.
По отношению к воде различают гидрофобные почвенные кол¬
лоиды, окруженные тонкой пленкой воды, и гидрофильные с
толстым слоем воды, что характерно для гумусовых кислот.
У глинистых частиц пленка большей частью тонкая, но может
быть толстой, что зависит от состава поглощенных катионов.
Коллоидные мицеллы 1 имеют два слоя зарядов. Первый
слой примыкает к ядру мицеллы и является замкнутым. Он
имеет отрицательный знак у электроотрицательных коллои¬
дов, например у частиц глинистых минералов. Второй слой
имеет противоположный знак и соответствует поглощенным
ионам; он не полностью заполнен и по мере удаления от цент¬
ра мицеллы становится более диффузным (рис. 18).
Внутренняя часть коллоидной мицеллы — ядро состоит из
аморфного или кристаллического вещества. На границе раз-
1 Мицеллой называется коллоидная частица вместе с внутренним и
внешним-слоями ионов.
87
г
Рис 18 Схема строения коллоидных мицелл (по Н И Горбунову, 1948)
коллоидной мицеллы, Б — гуминовой кислоты, В — кремнекисго!Ы, Г— гидроокиси железа в кислон среде
дела между твердой (ядро) и жидкой фазами располагается
слой молекул, способных к диссоциации,— двойной электри¬
ческий слой. В нем различают две части: одна состоит из не-
дисссщиированных молекул и примыкает к ядру, часто нахо¬
дясь с ним в химической связи; другая — из молекул, способ¬
ных к диссоциации. Ионы, остающиеся на поверхности ядра,
называются потенциалопределяющими ионами, или внутрен¬
ней обкладкой двойного электрического слоя. Ионы противо¬
положного знака, расположенные по периферии, образуют
внешнюю обкладку двойного электрического слоя, или слой
компенсирующих ионов.
Строение коллоидной мицеллы и мицеллы гуминовой кис¬
лоты отражает различия знаков заряда в потенциалопреде-
ляющих и компенсирующих слоях ионов (см.4рис. 18).
Физические особенности коллоидов
Коллоиды в почвак находятся в состоянии золя, т. е. взве-.
шенными в растворе. При осаждении из раствора они образу¬
ют студнеобразный осадок — гель. Переход коллоиДов из со¬
стояния золя в состояние геля называется коагуляцией, или
свертыванием, а переход из геля в золь — пептизацией. Явле¬
ния коагуляции и пептизации обусловлены изменением элект¬
рического потенциала коллоидных частиц и степенью их гид¬
ратации. Пептизация коллоидов происходит при повышении
потенциала и увеличении заряда частиц. При этом одноименно
заряженные частицы, отталкиваясь друг от друга, могут дол¬
гое время находиться в растворе, не изменяя своего физиче¬
ского состояния.
Состояние коллоидных частиц в форме золя может быть не¬
устойчивым в случае падения потенциала и снижения йли по¬
тери заряда, оно определяет переход их в гель. При высыхании
гель превращается в аморфный тонкий порошок. Изменения
потенциала коллоидных частиц обусловливаются степенью
диссоциации ионов в диффузном слое и его толщиной. Чем
больше отдиссоциировано ионов, тем больший потенциал
приобретает частица. Электрокинетический потенциал кол¬
лоидов равен нескольким милливольтам, и его изменения за¬
висят от состава ионов, адсорбированных на поверхности кол¬
лоидных частиц. /
Величины электрокинетического потенциала коллоидных
частиц, насыщенных различными катионами, следующие: Li —
74,9, Na — 69,0, К — 68,0; Са — 30,5; Ва — 22,5.
Таким образом, чем выше валентность катионов, тем ниже
электрокинетический потенциал, и чем больше их заряд, тем
труднее и на меньшее расстояние отдиссоциируются они от
90
коллоидной частицы. Из этого вытекает одно из правил, что
при насыщении коллоидов одновалентными ионами они на¬
ходятся преимущественно в состоянии золя, а двух- и трех¬
валентными — переходят в гель.
Все катионы по энергии их поглощения и коагулирующей
способности располагаются в определенный ряд, названный
лиотропным (К. К. Гедройц, 1933). В этом ряду ионы имеют
следующий возрастающий порядок: Li+<Na+<NH4+ <К+
<Mg2+ <Н+<Са2+ <Ba3+<Al3+<Fe3+. Как видно, энергия
поглощения ионов и их коагулирующая способность повыша¬
ются с увеличением валентности, а в группе ионов с одинако¬
вой валентностью—при увеличении атомного веса. Исключе¬
ние из этого правила составляет ион водорода. Будучи одно¬
валентным, он стоит между двухвалентными Mg2+ и Са2+.
Объясняется это тем, что Н+ имеет очень малую степень гид¬
ратации, с чем, по-видимому, и связаны его энергичное погло¬
щение и высокие коагулирующие свойства.
Таким образом, изменением состава поглощенных катио¬
нов (путем изменения состава и концентрации солей в диспер¬
сионной среде) коллоиды можно переводить из состояния зо¬
ля в состояние геля и обратно. Этот перевод связан с явлени¬
ем, которое называется коагуляцией, а момент наступления
ее — порогом коагуляции. Коагуляция определяется мини¬
мальной концентрацией солей в растворе, при которой начи¬
нается свертывание коллоида. /
Коагуляция коллоида может происходить при столкнове¬
нии разноименно заряжённых коллоидов, так как они, притя¬
гиваясь друг к другу, сворачиваются и образуют осадок, на¬
зываемый коагелем.
Обратный переход от геля в золь возможен при уменьше¬
нии концентрации солей в растворе. Легко переходящие из
геля в золь коллоиды относятся к обратимым коллоидам. Ес¬
ли же свернутые коллоиды вновь не пептизируются, они на¬
зываются необратимыми. Необратимость свойственна преиму-
щественнр гидрофобным коллоидам, насыщенным двух- и
трехвалентными катионами.
Катионный обмен в почвах
Типы поглотительной способности почв. Со свойствами
коллоидов связаны два типа поглощения, или адсорбции: фи¬
зический и физико-химический.
Автор учения о поглотительной способности почв К. К. Гед¬
ройц кроме указанных типов поглощения выделял еще меха¬
ническую, биологическую и химическую поглотительные спо¬
собности. В дальнейшем в этих видах поглощения стали раз¬
личать физическую и физико-химическую' природу. Изучение
91
их как особых типов поглощения не получило* дальнейшего
развития.
По нашему мнению, механическое и биологическое погло¬
щение следует выделять в самостоятельные виды в пределах
физического поглощения.
Механическое поглощение связано с порозностью почв и
способностью пор задерживать или пропускать глинистые и
коллоидные частицы. Механическое поглощение лежит в ос¬
нове учения о кальмотаже, или заилении песков глинистыми
частицами. Это явление в настоящее время, в связи с расту¬
щими возможностями орошения песчаных почв, приобретает
важное практическое значение. Лесоиваж в известной мере
можно рассматривать тоже как разновидность механического*
передвижения и поглощения коллоидных частиц.
Биологическое поглощение определяется способностью жи¬
вых организмов поглощать из растворов коллоидальные сое¬
динения и удерживать их.
Химическое поглощение протекает без участия коллоид¬
ных систем. Оно связано с реакциями в истинных растворах.
Примером их может быть следующее взаимодействие солей:
Na2S04 + CaCl2 = 2.NaCl + CaS04.
При этом CaS04 выпадает в нерастворимый кристалличе¬
ский осадок.
В основе физической поглотительной способности лежит
наличие в коллоидных системах большой свободной поверх¬
ностной энергии (анергия поверхностного натяжения). Вели¬
чина этой способности' зависит от площади поверхности: чем
сильнее раздроблены вещества, тем выше энергия поверхност¬
ного натяжения.
Так, при раздроблении почвы объемом 1 см3 до коллоид¬
ного состояния (<0,1 мкм) суммарная поверхность частиц
почвы возрастает от 6 см2 до 60 см2, а если раздробление до¬
вести до размера частиц <0,001 мкм, суммарная поверхность
возрастает до 6000 м2.
Свободная поверхностная энергия любой системы стремит¬
ся к наибольшему сокращению. Это осуществляется или ук¬
рупнением частиц, или понижение^ поверхностного натяже¬
ния путем поглощения поверхностью частиц некоторых ве¬
ществ. Вещества, понижающие поверхностное натяжение, на¬
зываются поверхностно-активными. К ним относятся спирты,
органические кислоты (в том числе и водно-растворимые гу¬
мусовые кислоты) и многие высокомолекулярные органиче¬
ские соединения.
Вещества, повышающие поверхностное натяжение, вызы¬
вают диспергацию — увеличение поверхности; коллоидные
часшцы’при этом испытывают отрицательную физическую ад¬
92
сорбцию. Положительная и отрицательная адсорбции имеют
большое значение в динамике ионов и их соединений, находя¬
щихся в почвенном [растворе.
Положительная адсорбция предохраняет от вымывания,
а отрицательная способствует сравнительно легкому вымыва¬
нию этих соединений. С этими же видами адсорбции связано
образование органоминеральных соединений, причем пленки
гумусовых веществ, покрывающих частицы минеральных кол¬
лоидов, могут изменять свойства последних — емкость погло¬
щения, способность к набуханию и т. д.
Многие искусственные структурообразующие вещества от¬
носятся к понижающим поверхностное натяжение. Они спо¬
собствуют укрупнению коллоидных частиц в микро- и макро¬
агрегаты,
Физико-химическая поглотительная способность опреде¬
ляется способностью коллоидных частиц с различным знаком
электрического заряда поглощать отдельные катионы и анио¬
ны (в отличие от поглощения целых молекул при физической
адсорбции). Как показано выше, проявление и интенсивность
физико-химической поглотительной способности зависят от
свойств коллоидов и взаимодействия их с катионами и анио¬
нами, находящимися в дисперсионной среде. Ниже подробно
рассматриваются основы физико-химического поглощения.
Определения и общие положения. Электроотрицательные
коллоиды в почве, представленные гумусовыми веществами и
илом, способны удерживать катионы Н, Al, Са, Mg, К, Na.
В меньших количествах поглощаются катионы NH4, Мп, Си,
Zn. Все эти катионы называются обменными, так какониспр-
собны обратимо обмениваться с катионами почвенного раство¬
ра. Между обменными ионами, входящими в состав поглощаю¬
щего комплекса, и ионами почвенного раствора устанавливается
кинетическое равновесие. Обмен между поглощенными иона¬
ми и ионами, находящимися в растворе, происходит непрерыв¬
но. Почвы с нейтральной и щелочной реакцией среды содер*
жат обменные основания; почвы с кислой реакцией — обмен¬
ные катионы Н и А1, которые могут замещаться катионами
Са, Mg и др.
Некоторые обменные катионы (К, NH4) могут при опреде¬
ленных условиях терять свои обменные свойства и переходить
в нерастворимое (необменное) состояние. Это явление, ве-
ipoHino, обуслп вается фиксацией их в межпакетных прост¬
ранствах глинистых минералов. Строение почвенных коллои¬
дов, способных обмену, важно.учитывать при улучшении ус¬
ловий питания ] чтений. Так, при внесении в почву какого-
либо катиона, с особного переходить в раствор, его концент¬
рация в диспер ионной среде возрастет и коллоидные части¬
цы будут стрел* ься к его поглощению. При этом интенсив¬
93
ность последнего с приближением к равновесию будет посто¬
янно замедляться.
Не все катиоды поглощаются с одинаковой интенсив¬
ностью. Поглощение зависит, как отмечалось ранее, от ва¬
лентности, степени гидратации и других причин. Гидратиро¬
ванные ионы (Na) поглощаются менее энергично, чем негид-
ратированные (К). Тяжелые, многовалентные ионы погло¬
щаются наиболее энергично (Mn, Си, Zn), они не замещаются
другими ионами и устойчивы к выносу.
Только в очень кислой среде содержание обменного и раст¬
воримого А1 возрастает, и он может вытеснить тяжелые йоны.
Количество поглощенных ионов зависит от общего содержа¬
ния коллоидов, соотношения органических и минеральных
коллоидов и реакции среды.
Поглотительная способность гумусовых коллоидов значи¬
тельно выше минеральных. Так, например, 100 г коллоидаль¬
ной гуминовой кислоты может поглотить до 350—450 мг экв
оснований, а смектит лишь 70—80 мг-экв/100 г. Содержание
коллоидов в почвах не превышает 20—30%, из них гумусовые
коллоиды составляют единицы процентов. Поэтому почвы об¬
ладают меньшей поглотительной способностью, чем чистые
коллоиды.
О поглощающем комплексе судят по нижеприведенным
константам.
Общая емкость обмена (Г), или емкость поглощения
почв,— максимальное количество оснований, которое • может
поглотить почва.
Сумма обменных катионов (S) — общее количество фак¬
тически поглощенных почвой обменных оснований (Са, Mg,
К, Na). Количество обменных ионов Н в поглощающем ком¬
плексе теоретически соответствует разности Т—S.
Степень насыщенности обменными основаниями (У) погло-
S.100
щающего комплекса вычисляется по формуле ——
Все константы этих величин выражаются в мг-экв/100 г.
При определении емкости поглощения почвы используется
1,0и раствор соли с достаточной буферностью, например
ацетат аммония, при ipH—7. В почве, насыщенной Са, обмен
идет по следующей схеме:
[ПК]Са2 + ацетат NH4^[nK]NH4 + ацетат Са.
# Однако емкость обмена не поддается точному измерению.
Она меняется в зависимости от вытесняющего катиона, кон¬
центрации раствора, величины pH обменного раствора (при
pH-8,2 емкость выше, чем при pH — 7). Большим постоян¬
ством характеризуется сумма обменных катионов.
94
Общая емкость поглощений и рендзин может достигать
40— 60 мг экв, темных слитных тропических почв — 60—
70 мг экв, а степень насыщенности—90—100%. Степень на¬
сыщенности подзолов не превышает 20%. В кислых феррал¬
литных почвах емкость поглощения минимальная (2—3 мг¬
экв), а в некоторых из них поглощающий комплекс оказы¬
ваете^ полностью разрушенным (латеритные панцири).
Реакция обмена при высокой влажности почв протекает с
большой скоростью. В опыте К. К. Гедройца при взаимодейст¬
вии почвы с 1 н раствором NH4C1 продолжительность взаимо¬
действия следующим образом сказалась на вытеснении Са2+:
Время взаимодействия 1 мин 2,5 мин 5 мин 30 дней
Вытеснено Са2+ 0,544 0,545 0;544 0,543
Таким образом, для полного вытеснения достаточно 1 мин.
При меньшей влажности (38%) реакция обмена между Са2+ —
Mg2+ и NH4C1 заканчивается лишь через 10 дней (Н. И. Гор¬
бунов, 1948).
Прочность связи обменных катионов с коллоидными ча¬
стицами обусловливается рядом свойств: валентностью катио¬
на, их атомным весом, степенью гидратации ионов и свойства¬
ми самих коллоидов. Так, пр'И кристаллическом строении кол¬
лоидных частиц (смектит) обменные катионы входят в меж-
плоскостные пространства кристаллической решетки и с тру¬
дом вытесняются из них.
Устойчивость поглощающего комплекса определяется со¬
ставом обменных оснований. Дисперсионное состояние кол¬
лоидной фракции при обработке почвы водой резко меняется
в зависимости от состава обменных оснований (К. К. Гед¬
ройц, 1933). Эти изменения были продемонстрированы им в
следующем опыте. Образец одной и т'ой же почвы обрабаты¬
вался растворами различных солей до полного вытеснения
всех обменных оснований, избыток солей отмывался водой.
Полученные образцы, насыщенные различными катиона¬
ми, помещались в цилиндры, заливались равным объемом во¬
ды и тщательно взбалтывались. Через определенные проме¬
жутки времени определялось содержание коллоидов в дис¬
персионной среде (табл. 9).
Таблица 9
Содержание коллоидов (г) в 10 см3 взвеси
(по К. К. Гедройцу,1933)
Время
стояния
взвеси
Na +
NIU+
К+
Са2+ +
Ва2++
Al3+
Fe3+
н+
24 ч
7 сут
7 мес
1,980
1,921
1,862
0,716
0,446
1,140
0,319
0,176
0,040
0,365
0,025
0,000
0,195
0,014 j
U,000
III'
,0,011 [0,000 0,000 .
0,001 jo,000 0,000 ,
0,000 ;о,4оо о,ооо
1 1 i
0,232
0,020
0,016
95
Исследованные катионы по их осаждающему действию
расположились в следующий ряд (в порядке возрастающего
влияния): Na, NH4, К, Mg, Са, Ва, Al, Fe. Этот ряд оказался
тем же, в каком названные катионы располагаются по их
коагулирующей способности и по энергии их вытеснения и
поглощения.
Этим подтверждено, что почвы, насыщенные трех- и двух¬
валентными катионами, обладают устойчивым поглощающим
комплексом; коллоиды в них находятся в виде водоустойчи¬
вых гелей, способных склеивать более крупные частицы и об¬
разовывать прочную структуру. Почвы, насыщенные однова¬
лентными катионами, особенно Na и Н, легко подвергаются
размывающему действию воды, а коллоиды во влажном со¬
стоянии находятся в состоянии золя.
Различия в строении и свойствах почв, обусловленные об¬
менными катионами, впервые были с большой подробностью
изучены К. К. Гедройцем. Ему принадлежит и первый опыт
классификации почв по составу обменных катионов.
Г л а в а VI
БИОХИМИЯ ПОЧВ
Органическое вещество — состав и преобразование
Органическая часть почвы может находиться в трех основ¬
ных состояниях, отличающихся степенью преобразованности
вещества:
1. Органические остатки, или опад (отмершие надземные
части растений и корни), сохраняющие первоначальную
форму.
2. Органическое вещество, состоящее на 80—95% 'из орга¬
нических остатков, в различной степени потерявших сйой
первоначальный вид и приобревших волсгкн'истую или слоева-
тую структуру. Образуют на поверхности почв горизонт под¬
стилки (Л0 »или 0 и 00) или торфа (Л, ).
3. Гумус — темные коллоидные вещества, пропитывающие
минеральную часть почвы и сообщающие ее верхним горизон¬
там более темный, вплоть до черного, цвет, постепенно осла¬
бевающий с глубиной.
Количество органических остатков (опада) колеблется от
0,5 до 25 т/га и зависит от формации и типа растительности,
развитости ее и ритмов отмирания отдельных частей. Коли¬
чество органического вещества на поверхности почв (под¬
96
стилки) изменяется от 0 до 60—65 т/га и зависит от количест¬
ва остатков и гидротермических условий их преобразования.
Содержание гумуса в горизонте А тропических почв колеб¬
лется от 0,2 до 5—8%. Запасы гумуса в метровом слое состав-
ляю'т (в т/га): в пустынях—от 20 до 100, в саваннах —
200—300, влажных лесах — до 400.
В почвах под естественной растительностью указанные со¬
стояния органической части взаимосвязаны в следующие эво¬
люционные ряды:
1. Опад-»-гумус — в условиях как недостаточного, так и
большого увлажнения и высоких температур.
2. Опад-»-подстилка-»-гумус — при недостаточном увлаж¬
нении и средних, реже высоких температурах.
3. Опад-»-торф—при высоком увлажнении, пониженных
температурах и сезонном или постоянном анаэробиозе.
Эволюция опада во всех рядах происходит под влиянием
преимущественно биохимических (микроорганизмы, живот¬
ные), а также химических и физических процессов. Роль пос¬
ледних возрастает от первого к третьему ряду.
Состав органической части. Биохимический состав органи¬
ческой части почвы зависит от стадий ее преобразования.
Органические остатки (опад) по химическому составу весьма
разнообразны. Большую их часть (до .75—90%) составляет
вода. В состав сухого вещества входят: углеводы, белки, лиг¬
нин, липиды, воски, смолы, дубильные вещества, органиче¬
ские кислоты и многие другие соединения. Соотношение пере¬
численных соединений в органических остатках различно.
В хвое и древесине много лигнина, смол, дубильных веществ
и мало белков, поэтому разложение их происходит медленно.
Остатки бобовых трав и листьев древесных пород богаты бел¬
ками, разлагаются быстро.
В органических остатках зольные элементы — Si, Fe, Al,
К, Са, Mg, Р, S и друлие составляют от 0,5 до 8—9%. Основ¬
ная часть их содержится в листьях и травах.
Органическое вещество подстилок и гумуса состоит из двух
групп соединений. В первую группу входят негумифицирован-
ные вещества, включающие те же соединения, что и органи¬
ческие остатки, и промежуточные продукты их разложения.
Они относятся к неспецифическим соединениям, аналогичным
всем соединениям растительного и животного происхождения.
Содержание этих неспецифичёских соединений уменьшается
с повышением степени гумификации. В подстилках их коли¬
чество может достигать 50—80%, а в гумусовых соединениях
не более 10—15%. Вторую группу представляют гумусовые
вещества. Они составляют главную и специфическую, т. е.
свойственную только почвам, часть органических соединений.
Почвенный гумус на 80—90% состоит из гумусовых веществ.
7 Зак. 1542-
97
По Л. Н. Александровой, они представляют собой систему вы¬
сокомолекулярных азотсодержащих органических соединений
циклического строения и кислотной природы. Кислотное
происхождение гумусовых веществ предопределяет их взаимо¬
действие с минеральной частью почвы и возможность закреп¬
ления в почве с различной прочностью.
Гетерогенность, т. е. содержание различных по степени гу¬
мификации компонентов,— характерная особенность состава
гумусовых веществ. Гетерогенностью обусловливается варьи¬
рование ряда свойств, что позволило рассматривать эту си¬
стему как состоящую из ряда фракций. В основу выделения
фракций положено относительно однородное типовое их
строение с различными составом и размером частиц, степеня¬
ми подвижности и ролью в почвообразовании. Значение рас¬
смотренных двух групп соединений гумусовых веществ в поч¬
вообразовании весьма велико, но в тропическохм почвообразо¬
вании оно еще недостаточно оценено.
Первая группа веществ участвует в процессах выветрива¬
ния горных пород и в разнообразных реакциях, обмена в поч¬
вах. Некоторые из веществ играют роль стимуляторов роста,
а другие — роль токсинов, замедляющих развитие растений.
Особое значение имеет продуцирование подстилками низкомо¬
лекулярных органических кислот; с некоторыми из них связа¬
но разрушение первичных и вторичных минералов в почвах: Со
второй группой веществ — специфическими почвенными гуму- ‘
совыми соединениями — связано плодородие почв. Гумусовые
вещества создают структуру и улучшают физические свойства
почв. Они обогащают почвы основаниями и питательными ве¬
ществами (Р, N). Гумусовые вещества, поглощая и закрепляя
растворимые минеральные вещества, замедляют их вымывание
из почв. Гумус, вследствие высоких адсорбционных свойств,
повышает поглотительную способность почв. Он участвует в
регулировании почвенной кислотности, снижая ее при опреде¬
ленных условиях в верхних горизонтах. Гумусовые, вещества
в тропических почвах замедляют растворение и вынос S1O2.
Они регулируют содержание минеральных и органоминераль¬
ных соединений, особенно железа.
Процесс гумусообразования. Под гумусообразованием по¬
нимается сложное биохимическое преобразование органиче¬
ских остатков, совершающееся в несколько этапов. Свежие
органические остатки, поступившие в почву или на почву, пре¬
образуются под воздействием почвенных микроорганизмов.
Среди населяющих почвы микроорганизмов выделяются сле¬
дующие основные группы: бактерии, актиномицеты, грибы, во¬
доросли и простейшие (Protozoa).
Микроорганизмы делятся на аэробные и анаэробные.
К аэробным относятся все грибы, преобладающая часть акти-
98
номицетов и многие бактерии. Для их жизнедеятельности не¬
обходим кислород. Эти микроорганизмы разрушают целлюло¬
зу, окисляют пектиновые вещества, жиры и углеводы. В ре¬
зультате деятельности некоторых бактерий появляется амми¬
ачный азот; он служит основой для нитрификации — т., е.
окисления аммиачных солей в азотную кислоту. Образующая¬
ся в почве азотная кислота соединяется с основаниями и дает
нитраты Са, Na, К, легко усваиваемые растениями. В то же
время они могут легко вымываться в глубокие горизонты поч¬
вы. Бактерии-нитрификаторы ассимилируют углерод из ат¬
мосферной углекислоты, они автотрофны по отношению к уг¬
лероду. Этот процесс называется хемосинтезом.
Другой важный процесс — окисление серы белковых тел —
осуществляется особыми серобактериями. В качестве проме¬
жуточного продукта образуется H2S03, которая переходит в
H2S04. Этот процесс называется сульфуризацией. Образую¬
щаяся серная кислота, соединяясь с основаниями, дает суль¬
фаты, частично поглощаемые растениями. Кроме'того, серная
кислота способствует переводу труднорастворимых фосфатов
л других солей в растворимые, что улучшает питание растений.
К этой же группе процессов относится перевод закисных
форм железа в окисные при участии железобактерий. Выде¬
ляющаяся при этом энергия используется железобактериями
на ассимиляцию углерода из С02 и синтез органических ве¬
ществ.
Группа анаэробных микроорганизмов развивается без дос¬
тупа кислорода воздуха. Необходимый для дыхания кислород
они отнимают от химических кислородсодержащих соедине¬
ний. К наиболее важным процессам, осуществляемым этими
микроорганизмами, относятся следующие: анаэробное разло¬
жение клетчатки, восстановление нитратов до азотистой кис¬
лоты и молекулярного азота (денитрификация) и образование
сероводорода в результате восстановления сульфатов (десуль-
фуризация). Анаэробы восстанавливают ряд соединений, при¬
чем этот процесс сопровождается не только потерей кислоро¬
да, но и изменением валентности элементов.
Анаэробное разложение приводит к образованию бескис¬
лородных соединений: Н, СН4, NH3, N, РН3, H2S. Они обога¬
щают почвенный воздух и улетучиваются в атмосферу. Про¬
цесс анаэробного преобразования, обусловливающего накоп¬
ление торфянистой массы и торфа, получил название гниения.
По отношению к пище микроорганизмы делятся на авто-
трофные, паратрофные и гетеротрофные (сапрофиты).
Автотрофные микроорганизмы не нуждаются в органиче¬
ских углероде и азоте. Они синтезируют их из воздуха и могут
накапливать таким путем до 20—50 кг азота на 1 га за веге¬
тационный период. Клубеньковые бактерии на корнях некото-
99
Общая схема процесса гумусообразования в почве (по И. В. Тюрину, JI. Н. Александровой, 1969)
100
ipbix растений за вегетационный период усваивают из атмос¬
феры до 50—400 кг азота на 1 га.
Паратрофные микрорганизмы питаются живым органиче¬
ским веществом (корнями, листьями). Это сравнительно не¬
большая группа микроорганизмов.
Гетеротрофные микроорганизмы питаются продуктами раз¬
ложения органического опада. Им принадлежит наибольшая
роль в гумусообразовании и минерализации органических ве¬
ществ. Превращение органических остатков в органическое
вещество микроорганизмы осуществляют путем выделения
особых соединений — ферментов, или энзимов, выполняющих
рбль ускорителей таких химических реакций, как гидролиз,
окисление, брожение, восстановление. Поэтому гумусообразо-
вание следует рассматривать, как совокупность процессов
минерализации и разложения органических остатков, синтеза
микробной плазмы и их гумификации.
Гумусообразование слагается из следующих частных про¬
цессов: а) минерализации, б) разложения, в) гумификации,
г) гниения. ^
Первые три процесса взаимосвязаны и протекают как од-
новременно^так и с преобладанием одного из них в зависимо¬
сти от условий среды.
Минерализация преобладает в тропических пустынных
условиях при высоких температурах и слабом увлажнении;
разложение — в умеренно теплых условиях при резкой смене
холодных и теплых сезонов, с повышенным увлажнением на
поверхности, способствующим накоплению в различной сте¬
пени разложенного органического вещества в виде подстил¬
ки; гумификация — в сухих условиях умеренно теплого пояса
и переменно-влажных и влажных условиях тропического поя¬
са; гниение — интрозональный процесс, происходящий в .резко
анаэробных условиях превращения органических остатков.
Состав гумуса. Гумус представляет собой водно-раствори¬
мые коллоидальные формы специфических гумусовых соеди¬
нений, связанных с минеральной частью почвы. Главную и
специфическую часть гумуса почвы составляют особые гуму¬
совые соединения (80—90% собственно гумуса).
По И. В. Тюрину, принято различать четыре лруппы гуму¬
совых веществ: 1) гумусовые вещества, связанные с восками
и смолами или битумами, или липиды (растворимые в спирто-
бензоле); 2) темноокрашенные гуминовые кислоты, вклю¬
чающие собственно гумусовые и ульминовые кислоты. К этой
же группе относятся и гиматомелановые кисло1гы — часть гу-
миновых кислот, растворимых в спирте; 3) фульвокислоты
(креновые и апокреновые кислоты Берцелиуса и Вильямса;;
4) гумины — лигнинооб)разные, наиболее прочно связанные с
101
минеральной частью гумусовые соединения, возможно пол¬
ностью не окисляющиеся «мокрыми» методами.
Гумусовые вещества, связанные с воскосмолами, извле¬
каются спиртом и бензолом. Изучены они очень слабо, а меж¬
ду тем их содержание в гумусе некоторых лесных почв может
служить важным диагностическим показателем. Следует по¬
лагать, что в древесных породах, богатых терпенами, смола¬
ми и восками, содержание гумусовых веществ, связанных с
ними, будет повышено. Это касается хвойных, эвкалиптовых,
камфорных и других пород. Кроме того* гумусовые вещества
этой группы, вероятно, могут иметь значение при палеопоч-
венных исследованиях. Их наличие может косвенно указывать
на состав пород гумусообразователей.
Гуминовые кислоты — высокомолекулярные, азотсодержа¬
щие, циклического строения соединения. Они растворимы в
слабых растворах щелочей, пирофосфате Na, фтористом Na,
аммиаке и др. Нерастворимы в воде и минеральных кислотах;
легко осаждаются водородом минеральных кислот и солями
двух- и трехвалентных катионов. Гумусовые кислоты имеют
темный цвет (от черного до темно-коричневого). Элементар¬
ный состав их варьирует в следующих пределах (в %): С—
56—62; Н—3—4,5; N — 3,5—4,5; О — 32—39; С : N — 14—19;
С : Н—10—22; О : Н—8—10,5.
Молекулы гуминовых кислот состоят из ядра, образованно¬
го из колец типа бензола, фурана, пирола и других; боковых
цепей углеводных, аминокислотных и других мостиков, обра¬
зуемых отдельными атомами (—О—, —N—) или атомарными
группировками (—NH—, —СН2—, —С—С—). Молекула гу¬
миновых кислот содержит несколько карбоксильных
(—СООН) и фенол гидроксильных (—ОН) групп, указываю¬
щих на кислородную природу этих соединений. Поэтому гу-
миновые кислоты легко взаимодействуют с минеральной
частью почвы. Они обладаю^ высокой емкостью поглощения.
Количество катионов, замещающих водород карбоксильных
и фенолгидроксильных групп, при нейтральной реакции дости¬
гает 250—500 мг*экв/100 г гуминовой кислоты. При кислой
реакции эта величина снижается, а при щелочной — возраста¬
ет до 600—700 мг-экв.
Свойства гуминовых кислот варьируют в зависимости от
типа почв. Гуминовые кислоты легко образуют соли гуматы с
аммонием, щелочными и щелочно-земельными металлами. Об¬
ладая резко различными свойствами, эти гуматы по-разному
влияют на почвообразование. Взаимодействуя с несиликатны¬
ми формами железа и алюминия, гуминовые кислоты образу¬
ют сложные железо- и алюмогуминовые комплексные соеди¬
нения. Их подвижность определяется составом обменных ка¬
тионов, насыщающих свободные функциональные группы, сте¬
102
пенью дегидратации самих соединений и относительным со¬
держанием алюминия и железа в них. Соединения, насыщен¬
ные Na, К или NH4, легко пептизируются водой и могут вы¬
мываться из почв, а содержание Са, наоборот, закрепляться.
Гуминовые кислоты и их соли прочно склеивают минеральные
частицы и образуют микро- и макроагрегаты.
Фульвокислоты имеют окраску от соломенно-желтой до
оранжевой. Эти кислоты растворимы в воде, минеральных
кислотах, растворах щелочей, аммиака, пирофосфата Na.
Водные растворы фульвокислот имеют pH — 2,6—2,8. Содер¬
жание отдельных элементов в них колеблется в следующих
пределах (в %): С — 40—52; H — 4—6; 0 — 40—48; N —2—
6; С : N — 20—30; С : Н — 8—10; О : H — 10—11. Общее коли¬
чество карйокислых и феногидроксильных групп в фульво-
кислотах достигает 700—800 мг-экв/100 г. Они легко расчле¬
няются на ряд фракций, отличающихся составом и свойства¬
ми. При взаимодействии с минеральной частью почвы обра¬
зуют разнообразные органоминеральные производные. С полу¬
торными кислотами дают растворимые и нерастворимые ком¬
плексные соли.
Фульвокислоты, обладая кислой реакцией и высокой раст¬
воримостью, энергично разрушают минералы почв. По мнению
Л. Н. Александровой (1980), разрушительное действие фуль-
воюислот зависит от количества гуминовых кислот в почве.
Чем меньше последних, тем сильнее действие фульвокислот.
Однако не всегда это подтверждается составом минеральной
части. Агрессивность фульвокислот предположительна. Педро
(1971) показал, что соединения подобного рода не вызывают
накопления кварца как показателя разрушения минеральной
части. Возможно, что свободные фульвокислоты в почвах от¬
сутствуют. Необходима дальнейшая экспериментальная про¬
верка свойств фульвокислот и их взаимодействий с мине¬
ральной частью почв.
Гумины — соединения, близкие к'гуминовым кислотам, но
не извлекающиеся щелочными растворами. Потеря способно¬
сти к растворению объясняется прочностью связи с минераль¬
ной частью, особенно при обогащенности ее минералами смек-
титовой лруппы. Часто к гуминам относят не растворимые в
щелочах фракции торфа или подстилок. Такая интерпретация
неверна. Есть основания рассматривать гумины, скорее всего,
как наиболее «старую» группу гумусовых соединений. В неко¬
торых случаях они характеризуют не современные, а более
древние стадии почвообразования, отличающиеся от совре¬
менных.
Соотношение между гуминовыми кислотами и фульвокис-
лстами в почвах разных типов различно и определяется усло¬
виями почвообразования. Отношения гуминовых кислот к
103
фульвокислотам положены в основу выделения типов гу>гуса и
классификации почв по ним (С. В. Зонн, 1962). По величине
отношения Сгк : СфК выделяются следующие типы гумуса:
>3— гуминово-гуминный; 1—3 — гуминовый; 1—0,6 — фуль-
ватно-гуминовый; 0,6—0,3 — гуминово-фульватный; <0,3 —
фульватный. ^
Каждый из них характерен для определенных типов почв:
гуминовый и гуминово-гуминный — для темных слитых тропи¬
ческих (vertisol); гуминовый — для черноземов и рендзин;
фульватно-гуминовый — для бурых лесных и средиземномор¬
ских terra rossa; гуминово-фульватный — для бурых лессиви-
рованных и псевдоподзолистых, красных ферраллитных;
фульватный — для желтых аллитных и подзолистых.
Фракционный состав гуминовых кислот
; и фульвокислот
Гуминовые фульвокислоты обладют различной подвиж¬
ностью, степенью конденсирования ядра молекулы и связями
с химическими элементами. Эти особенности положены в ос¬
нову их разделения на фракции. И. В. Тюрин (1951) выделил
трй фракции гуминовых и фульвокислот: 1) свободные и рых¬
лосвязанные с полуторными окислами Fe и Al, слабополиме-
ризованные; 2) связанные с Са; 3) прочно связанные с Fe и
А1.
Все эти фракции для краткости обозначаются цифрами 1,
2, 3. Кроме того, в груцпе фульвокислот выделена еще фрак¬
ция 1а — свободных, наиболее подвижных и агрессивных по
отношению к минеральной части почв.
Дюшофур (1970) гуминовые кислоты подразделяет на две
фракции: бурые кислоты, соответствующие фракции 1 по Тю¬
рину, и серые кислоты, объединяющие фракции 2 и 3. Одно из
важных, по Дюшофуру, различий между ними заключается в
том, что бурые кислоты при электрофорезе на бумаге мигри¬
руют к аноду, серые — слабо или совсем не мигрируют.
Разделение гуминовых кислот и фульвокислот на фракции
позволяет уточнять типы гумуса по их связям с теми или ины¬
ми катионами. Выделяются такие самостоятельные фракции,
как гуминовые кислоты и фульвокислоты, связанные в комп¬
лексные соединения с Fe и А1 (экстрагируемые пирофосфатом
Na); суммарные количества тех же кислот, связанных с Fe и
А1 (по Францмейеру); растворимые в пирофосфат-дитионите.
В современных исследованиях гумуса все больше исполь¬
зуют для его выделения пирофосфат Na, а также калия, как
соединения, в наименьшей степени ^изменяющие природу и
свойства гумусовых веществ. Сопоставление группового и
фракционного состава гумуса (табл. 10) показывает, что во
104
многих почвах тропиков преобладают гуминовые кислоты, что
указывает на интенсивную гумификацию органических ве¬
ществ. При отношении ClK :Сфк<1 преобладают фульвокисло-
ты, связанные с Fe. Наиболее фульватным составом гумуса
характеризуются желтые аллитные почвы с преобладанием в
их составе А1. Черные слитые почвы (vertisol) выделяются
двумя типами гумуса: гуматно-кальциево-гуминным, свойст¬
венным почвам, прошедшим стадию избыточного увлажнения,
и гуматно-кальциевым, когда эти почвы эволюционно связаны
с тропическими рендзинами.
В целом состав гумуса тропических почв существенно отли¬
чается от состава гумуса почв умеренно теплого пояса.
В тропическом почвообразовании роль гумусовых веществ
довольно значительна. И. А. Денисов (1971) указывал, что в
тропических горных районах проникновение гумуса по профи¬
лю почв достигает 250—300 см, в щебнистых почвах — до
350—400 см, а в среднем — до глубины 125—150 см. По его
мнению, граница распространения гумуса определяется зоной
пептизирующего действия корневой системы растений и гуму¬
са на минеральные коллоиды почвообразующей породы.
Минерализация гумусовых веществ
Минерализация гумуса происходит преимущественно био¬
химическим путем. Главными агентами минерализации гуму¬
са выступают гетеротрофные микроорганизмы, питающиеся
им.
В естественных условиях запасы гумуса относительно по¬
стоянны, а в некоторых случаях могут и увеличиваться (при
замене травянистой на лесную растительность, в степях и са¬
ваннах). При сельскохозяйственном освоении почв, как прави¬
ло, происходят потери гумуса, особенно если они не воспол¬
няются внесением органических удобрений.
Гумусовые вещества разлагаются автохтонной микрофло¬
рой, для которой они представляют единственный источник
энергетического материала. Лабораторными опытами установ¬
лено, что все гумусовые вещества в процессе разложения под¬
вергаются минерализации. С наибольшей скоростью она про¬
текает в условиях, близких к оптимальным для жизнедеятель¬
ности микроорганизмов.
Гумусовые кислоты, по Л. Н. Александровой, минерали¬
зуются хмедленнее, но все же при благоприятных условиях
ежегодно может минерализоваться до 10% их общего коли¬
чества. Фульвокислоты минерализуются более интенсивно —
до 33% от общего количества в год. Избыточное увлажнение
снижает минерализацию всех групп гумусовых веществ вслед¬
ствие недостаточной аэрации, необходимой для жизнедеятель-
105
Групповой и фракционный
Климатические
условия и район
Почва
Глу¬
бина,
см
Собш*
% от
поч¬
вы
От общего органического
фракции гуминовых
‘ кислот
сумма
Переменно¬
влажные, Куба
(С. В. Зонн)
Муссонные,
Индия (С. В.
Зонн)
Муссонные,
Центральная
Бирма (У Мья)
Переменно¬
влажные, Куба
(С. В. Зонн)
Муссонные,
Бирма (У Мья)
Муссонные,
Китай
(С. В. Зонн)
Потоянно
влажные, Аф¬
рика *
(И. А. Денисов)
Хорошо увлаж¬
ненные, Африка
(И. А. Денисов)
Засушливые,
Африка
(И. А. Денисов)
Сильно за¬
сушливые, Аф¬
рика
(И. А. Денисов)
Коричневая
бескарбонатная
Черная слитая
бескарбонатная
Черная слитая
карбонатная
Красная каль¬
циевая феррал-
литная
Красная фе-
раллитная кис¬
лая
Мангровая
Ферраллитная
Аллитная
Ферраллитная
Черная сли¬
тая монтморил-
лонитовая
1—10
2,25
кет
3,97
25,79
25,76
11-20
1,78
»
3,93
19,9
12,92
3-16
0,91
•>
20,8
4,4
25,2
30—40
0,63
»
10,0
4,2
23,7
0—10
1,72
0,6
64,0
2,1
66,8
40—50
1,62
1,0
65,4
1.9
68,4
1—10
2,62 •
од
8,0
7,6
15,7
35—75
0,88
9,0
2,2
7,9
19,3
0—12
4,14
17,5
11,3
4,6
33,4
49—60
1,86
12,1
10,5
4,7
?7,8
1 — 10
6,73
не опр
>ед.
36,4
-
44
3
8
Г,Я
18
0
7
25
14
0
7
21
8
0
2
Ю
I2
19
Ю
71
24
17
17
58
37
64
14
86
1
73
12
87
* Для почв Африки содержание гуминовых и фульвокислот дано в про¬
почвы (числитель — верхняя часть профиля, знаменатель — нижняя).
Таблица 10
состав гумуса п<?чв тропиков
углерода почвы, %
фракции фульвокислот
Гуми-
ны
•в*
О
ы
о
Тип гумуса
1
1а
2
3
сумма
не опр
5,16
25,79
2,77
33,72
36,52
0,81
Фульватно-гуминовый
ед.
железистый
п
0,43
14,04
4,49
18,46
68,12
0,67
щ
не
7,7
1,7
9,4
65,4
2,60
Г уминово-кальциевын
опред.
•
W
8,5
1,6
10,1
66,2
2,30
о
п
7,1
1,2
11,9
21,3
5,60
Г уминово-гумино-каль-
циевый
п
п
5,4
1,0
10,2
21,4
6,70
4,9
18,3
5,3
28,6
56,6
0,55
Фульватно-гуминовый
кальциевый
»
9,1
14,8
4,5
28,4
52,2
0,68
9,3
14,5
9,9
2,0
35,7
30,9
0,93
Фульватно-гуминовый
железистый
13,4
20,5
8,3
2,9
45,3
26,9
0,61
22 А
не
не
не
22,0
41,6
1,60
Гуминовый
опред.
опред.
опред. •
•
15
• не
29
не
44
*6
1,25
Фульватно-гуминово-
36
опред.
37
опред.
73
70
0,34
железистый
28
я
50
78
38
0,2
Фульватный
33
57
‘.0
95
0,2
12
19
24
46
2,4
Гуминовый кальциевьп
19
22
»
41
Т)
1,4
'4‘
19
8
12
39
7,3
ГуМиново-гумино-каль-
4
<s
12
35
7,2
циевый
центах от их суммы, гуминов —в процентах от общего органического углерода
107
ности аэробных микроорганизмов. Влияние гранулометриче¬
ского состава сказывается в том, что в суглинистых и глини¬
стых почвах минерализация идет медленней, чем в песчаных.
Положительная роль процесса минерализации заключает¬
ся в том, что из гумусовых соединений освобождаются значи¬
тельные количества питательных веществ. Особенно важное
значение имеет минерализация органических форм азота и
перевод их в доступные растениям формы.
Роль гумуса в почвообразовании
и питании растений
Гумус, как отмечалось выше, не только является составной
частью почвы, но и определяет зарождение и развитие почвы
как самостоятельного природного тела. С гумусом связано
формирование профиля почвы во всех природных зонах. Ха¬
рактер этого влияния определяется составом и свойствами гу¬
мусовых веществ.
При преобладании в гумусе гуминовых кислот или гуми-
нов почвы приобретают хорошо выраженный гумусовый про¬
филь различной мощности (от 5 см до 1,5—2 м), с постепен¬
ным уменьшением содержания гумуса с глубиной. При пре¬
валировании фульвокислот цвет почвы больше зависит от поч¬
вообразующей породы. В тропических почвах влияние гумусо¬
вых веществ сказывается на большей оструктуренности верх¬
ние горизонтов и насыщенности их почвенными микро- и мак¬
роорганизмами. Преобладание гумусовых соединений фуль-
ватного типа в богатых железом и алюминием тропических
почвах не обусловливает интенсивного обеднения почв пита¬
тельными веществами, поскольку все тропические почвы со¬
держат их мало вследствие специфики и длительности разви¬
тия почв. Фульвокислоты обусловливают лишь некоторую
подвижность ила, а также Fe, перемещающегося в виде FeO.
При резких сменах увлажнения в почвах на различных глу¬
бинах могут образовываться конкреционные формы Fe с со¬
держанием гумуса до 0,5—1 %.
Гумусовые вещества непосредственно не потребляются рас¬
тениями, поэтому они не могут относиться к категории пита¬
тельных веществ. Вместе с тем гумус является хотя и косвен¬
ным, но весьма важным элементом плодородия. В гумусе на¬
капливаются и долго сохраняются все основные питательные
вещества, необходимые растениям и микроорганизмам. По
существу, гумус не только накапливает, но и предохраняет их
от быстрого выщелачивания в глубокие горизонты или от пе¬
рехода в газообразном виде в атмосферу (С02, NH3 и др.).
Наконец, гумус содержит и некоторые стимуляторы роста рас¬
тений.
108
Потребление питательных веществ из гумуса растениями
происходит постепенно, по мере его минерализации. Освобож¬
дающиеся зольные элементы в той или иной степени вновь 'ис¬
пользуются растениями и микроорганизмами. Так осуществля¬
ется биологический круговорот зольных элементов и азота
(см.главу X).
Явления круговорота свойственны и органической части,
так как в процессе ее минерализации образуются большие ко¬
личества С02, углерод которой усваивают растения. Образую¬
щиеся при разложении низкомолекулярные продукты (орга¬
нические кислоты, фенолы, аминокислоты) участвуют в преоб¬
разовании минеральной части почв и в создании комплексных
хелатных соединений. Из этих последних растения могут ис¬
пользовать макро- и микроэлементы. Остающаяся часть хе-
латов перемещается по профилю и частично выносится за его
пределы. Поэтому при сельскохозяйственном освоении почв
необходимо прежде всего уметь повышать и регулировать не
только содержание, но и качественный состав гумуса.
Внедрение земледелия и механизированной обработки
поставило перед тропическим сельским хозяйством ряд но¬
вых проблем. Первая из них — усиление процессов минерали¬
зации органических остатков гумуса. Так, в Сенегале
(И. А. Денисов, 1971) после двухлетней обработки саванных
почв был значительно распылен пахотный слой и потеряно до
30% органического вещества, или до 60% гумуса и до
10% азота, что привело к резкому снижению урожаев.
Пополнение запасов гумуса в почвах тропиков должно учи¬
тывать особенности условий и скорость разложения органиче¬
ских остатков. В почвы тропиков более целесообразно вносить
различные компосты. Весьма эффективно запахивание зеле¬
ной массы как удобрения. В Африке для этих целей использо¬
вались: мышей (Setaria splendida), накапливающий в своей
массе до 831 кг/га азота и 861 кг/га калия, и слоновая трава
(Pennisetum purpureum), дающая до 775 кг/га азота, до
970 кг/га калия, 186 кг/га кальция и 108 кг/га магния в дос¬
таточно влажных условиях (И. А. Денисов, 1971).
Известкование как мероприятие, направленное на пониже¬
ние кислотности, в тропических условиях не дало положитель¬
ного эффекта. Внесение же Са, как недостающего элемента
питания, давало положительные результаты. Влияние Са на
гумусонакопление в тропиках часто отрицательное, так как
он усиливает минерализацию. Особенности гумусонакопления
в тропиках обязывают особенно тщательно изучать условия и
скорость минерализации органических остатков и их превра¬
щения в гумусовые вещества. Только зная их, можно разра¬
батывать комплекс эффективных мероприятий по повышению
плодородия тропических почв.
109
Глава VII
ЭЛЕМЕНТАРНЫЕ ПРОЦЕССЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Сущность почвообразования
В тропических и субтропических областях мощность пород,
измененных выветриванием, может достигать 10 м и более
при однородности минерального состава. Поэтому часто труд¬
но отделить собственно почву от коры выветривания (совре¬
менной и древней), так как образование последней тесно свя¬
зано с почвообразованием.
Почвообразование — это сложный, многогранный в своих
проявлениях, непрерывный во времени природный процесс, ох¬
ватывающий все стороны преобразования рыхлых пород в
особые природные тела — почвы с характерными для них при¬
знаками, строением, составом и свойствами. Почвообразова¬
тельный процесс включает не только физические, химические
и биологические явления превращения пород, но и многие
частные или элементарные процессы этого превращения. Под
последними мы так же, как и И. П. Герасимов и М. А. Глазов-
ская (1960), понимаем процессы, преобразующие минераль¬
ную массу почвообразующих пород в дифференцированные по
составу и свойствам горизонты, характерные для различных
стадий почвообразовательного процесса и отражающие сово¬
купность явлений, обусловливающих эволюцию почв.
Развитие почвообразовательного процесса определяется
рядом противоположных, различных по своей природе и одно¬
временно протекающих явлений. В своей основе они обуслов¬
лены жизнедеятельностью организмов, которая, в свою оче¬
редь, регулируется гидротермическими условиями. Живые ор¬
ганизмы (бактерии, грибы, растения, животные) воспроизво¬
дят органическую массу и выделяют различные органические
соединения. Отмирающие части живых организмов и их вы¬
деления, поступая в поверхностный слой земли, служат не
только источником энергии для почвообразования, но и мате¬
риалом для синтеза новых специфических почвенных органи¬
ческих и органоминеральных соединений. Образование пос¬
ледних связано с деятельностью населяющих почвы макро- и
микроорганизмов. Они принимают главное участие в образо¬
вании и определяют характер наиболее специфической части
почвы — гумусовых веществ или соединений.
Растениям и продуктам их жизнедеятельности, образую¬
щимся из их отмирающих частей, гумусовым соединениям
принадлежит ведущая роль в почвообразовании. Она опреде¬
ляется тем, что при воздействии живых организмов происхо¬
дит усиление процессов разложения горных пород и слагаю¬
щих их минералов. Одновременно идет образование глинис¬
110
тых минералов и различных по степени подвижности мине¬
ральных и органоминеральных соединений.
Живые организмы оказывают влияние на аккумуляцию,
закрепление зольных, органоминеральных и различных- мине¬
ральных продуктов выветривания и почвообразования, на их
вертикальное и горизонтальное перераспределение. Они мо¬
гут активизировать или, наоборот, тормозить биологический
круговорот. Последний характеризует не только сопряжен¬
ность взаимодействия живых организмов с минеральной
частью, но и направленность этих взаимодействий, что приво¬
дит к различному выражению почвообразовательного про¬
цесса.
Несмотря на многообразие элементарных процессов почво¬
образования (ЭПП), все они могут быть разделены на три
основные группы, обусловливающие аккумуляцию, превраще¬
ние и перемещение веществ. Степень и интенсивность разви¬
тия отдельных явлений, слагающих, эти группы ЭПП в их со¬
вокупности, находятся в тесной зависимости от внешних ус¬
ловий. Из них наибольшее значение имеют величина и харак¬
тер сезонного распределения поступающих на поверхность
почвы тепла и влаги.
Тепло и влага являются не только источниками энергии, но
и стимуляторами всех сложных и многообразных взаимодей¬
ствий живых организмов с минеральной массой. Эти взаимо¬
действия подчинены одному общему правилу, по которому
усиление действия одного из них неизбежно ведет к ослабле¬
нию ряда других. Этим и определяется существование и дей¬
ствие различных по своей природе ЭПП, формирующих те или
иные генетические типы почв. Вместе с тем ЭПП и почвообра¬
зование в целом неразрывно связаны с проявлением многооб¬
разных форм живых организмов. ЭПП, слагающие процесс
почвообразования, как отмечалось-выше, протекают одновре¬
менно и взаимно влияют друг на друга. При этом всегда со¬
вокупность явлений или процессов, совершающихся в одном
почвенном горизонте, влияет на совокупность явлений, совер¬
шающихся в другом. Иными словами, все явления и процес¬
сы находятся во взаимодействии и взаимосвязи, что и приво¬
дит к расчленению первоначальных толщ пород на генетиче¬
ские почвенные горизонты. Закономерные сочетания их обра¬
зуют генетический профиль почв.
Генетический профиль своим строением и свойствами от¬
ражает ведущие и сопутствующие ему элементарные процес¬
сы почвообразования. Поэтому для того, чтобы правильно
диагностировать почвы, необходимо прежде всего знать сущ¬
ность основных элементарных процессов и отражение их в
признаках и свойствах почв.
Ниже дана краткая характеристика тех процессов, которые
11!
достаточно ярко проявляются в тропических и субтропиче¬
ских поясах.
Формирование основных генетических типов почв происхо¬
дит, как правило, под воздействием ведущего и сопутствую¬
щих ему ЭПП. Их совместное взаимодействие обусловливает
формирование в почвах определенных диагностических при¬
знаков и свойств, по которым они и могут подразделяться на
классификационно-таксономические единицы различных ран¬
гов. Дальнейшему изучению ЭПП и их роли в почвообразова¬
нии придается большое значение. Дюшофур обосновал выде¬
ление процесса «лессиве», Мюккенхаузен выявил роль сезон¬
ного поверхностного переувлажнения в формировании псевдо-
оглеения, С. В. Зонном выделен и описан процесс ферритиза-
ции.
Однако до сих пор нельзя считать, что установлено все
природное разнообразие элементарных процессов почвообра¬
зования, особенно в тропиках. Несомненно, по мере углубле¬
ния наших знаний о тропических почвах будут выделяться и
обосновываться новые элементарные процессы и уточняться
их систематическое положение.
Все известные для этих почв ЭПП объединяются в следую¬
щие четыре главные группы *:
1. Превращение минеральной части горных пород: а) пер¬
вичное почвообразование, б) сиаллитизация, в) аллитизация,
г) ферритизация.
2. Превращение и аккумуляция минеральных соединений:
а) засоление, б) корообразование, в) слитообразование,
г) латеритизация, д) мергелейакопление.
3. Превращение и выщелачивание минеральных и гумусо¬
вых соединений: а) рассоление, б) лессивирование, в) псевдо-
оподзоливание, г) подзолообразование, д) глееобразование.
4. Накопление и преобразование органического вещества:
а) гумусонакопление, б) торфояакопление.
Процессы превращения минеральной массы
Первичное почвообразование
Первичное почвообразование начинается с поселения на
обнаженных породах микроорганизмов, не нуждающихся в
органическом веществе. Такие микроорганизмы способны пи¬
таться путем синтеза углекислоты и азота из атмосферы.
К ним относятся зеленые, сине-зеленые, диатомовые водоросли
и обитающие с ними в симбиозе азотфиксирующиее микроор-
1 Б. Г. Розанов (1983) выделяет гораздо большее количество ЭПП,
часто повторяющихся или близких по своей сути.
112
ганизмы. Наряду с прототрофными обитают и разнообразные
гетеротрофные микроорганизмы — бактерии, микобактерии,
грибы; актиномицеты. Они начинают разлагать первичные ми¬
нералы путем выделения при жизни и после отмирания раз¬
личных ферментов и кислот. При этом происходит образова¬
ние не только вторичных глинистых минералов, но и органо¬
минеральных и гумусовых соединений. Эти группы микроор¬
ганизмов производят первичное преобразование горных по¬
род — их дезинтеграцию и создание более подвижных и усво¬
яемых для растений питательных веществ.
Микроорганизмы подготавливают субстрат для поселения
лишайников и мхов, воздействие которых на горные породы
более энергично. Гифы лишайников и мхов проникают в поро¬
ду «и нарушают ее плотное сложение по плоскостям спайности
и микротрещинам. Органическая масса мхов и лишайников
очень интенсивно гумифицируется поселяющимися в ней мик¬
роорганизмами и насекомыми. В результате на поверхности
породы и в ее трещинах начинают образовываться мелкозем
и гумусовые вещества. В выделенном из такого мелкозема иле
обнаруживается ряд глинистых минералов: монтмориллонит,
иллит, гидрослюды «и др. Под влиянием этих процессов выхо¬
дящая на поверхность массивно-кристаллическая порода раз¬
рыхляется, обогащается глинистой и гумусовой частями, т. е.
начинает приобретать состав и свойства, которые характерны
для почвы. На начальных стадиях почвообразования эти час¬
ти представлены незначительно и в рыхлой массе содержатся
унаследованные от породы первичные минералы. Тем не ме¬
нее отличные от породы качества образующейся почвенной
массы проявляются достаточно четко.
На этих стадиях пока не формируется ясно выраженный
почвенный профиль, но уже появляются фрагменты горизонта
А1 переходящего непосредственно в разрыхленную породу (го¬
ризонт CD).
Во влажно-тропических областях процесс первичного поч¬
вообразования протекает весьма интенсивно. Это определяется
высокими температурами пород в течение всего года и более ин¬
тенсивным разлагающим и растворяющим действием влаги
атмосферных осадков. Здесь, как правило, процесс начинает¬
ся с оглинепия, растворения и выщелачивания из выветриваю-
н|ейся породы щелочных оснований, кремнезема и в некото¬
рых случаях — железа или алюминия. При этом происходит
формирование литомаржа («гнилого камня»), т. е. такого сос¬
тояния породы, когда она, не теряя своей структуры, перехо¬
дит в рыхлое глинистое образование с выщелоченными из нее
томи или иными продуктами выветривания. В подобных ус¬
ловиях эта стадия почвообразования кратковременная; она
совмещается со стадией разрыхления и растворения породы.
8 Зак. 1542
113
Поэтому в тропиках весьма часто, если не всегда, мохово-ли¬
шайниковая стадия совмещена со стадией заселения породы
высшими растениями и началом образования почвенного про¬
филя.
Возможно, что здесь в начальный период взаимодействия
породы с атмосферой выветривание, особенно химическое,
как бы опережает процесс почвообразования. В таких усло¬
виях и переотложение рыхлого материала происходит более
интенсивно и в основном двумя путями: а) смывом частиц раз¬
личного размера, б) растворением и последующим выпадени¬
ем из раствора химических осадков.
Образование осадочных отложений в тропиках проявляет¬
ся с наибольшей интенсивностью и приводит к формированию
различных кор, особенно железистых панцирей, и местами мощ¬
ных толщ современных мергелистых отложений. Вследствие
интенсивного развития денудационных процессов во влажных
тропиках гораздо шире представлено начальное, а не первич¬
ное почвообразование.
Под начальным почвообразованием предлагается пони¬
мать почвообразование на обнаженных смывом рыхлых корах
выветривания или на мелкоземистых осадочных породах. На
таких субстратах сразу поселяются высшие растения, вклю¬
чая и древесные, и под их влиянием формируется профиль в
надводных и мелководных условиях.
Одним из примеров начального почвообразования являет¬
ся формирование мангровых почв под мангровой раститель¬
ностью, которая поселяется на илах и преобразует их еще в
стадии подводного существования.
Не менее специфично и почвообразование на молодых оса¬
дочных, большей частью кварцево-аллитных песчаных нано¬
сах, перекрывающих водонепроницаемые породы и в особен¬
ности латеритные панцири и коры. Здесь начальное почвооб¬
разование происходит в условиях переменного аэробно¬
анаэробного режимов (затопление в период дождей), что при¬
водит к потере такими почвами значительной части железа.
Наконец, при интенсивном растворении известняков и выносе
продуктов растворения карстовыми водами в депрессии или
к побережьям водоемов происходит выпадение преимущест¬
венно мучнистого СаСОз и Fe203.
При выпадении углекислого кальция образуются мергели¬
стые слабозасоленные осадки. На них почвообразование на¬
чинается непосредственно с гумусонакопления сначала в
анаэробных, а затем, при понижении грунтовых вод,— в
аэробных условиях.
В целом тропики отличаются большим многообразием про¬
явления первичиых и начальных стадий почвообразования,
обусловленных биоклиматическими особенностями.
114
Сиаллитизация
Сиаллитизация— процесс более глубокого разложения ми¬
неральной массы. Для стадии сиаллитизации характерна по¬
теря значительной части щелочных «и щелочно-земельных ос¬
нований, а также части кремнезема из алюмосиликатов. При
этом происходит увеличение содержания в выветривающейся
толще пылеватых и илистых частиц. Это приводит к повыше¬
нию глинистости почвообразующей толщи. Оглинение может
захватывать как всю выветривающуюся толщу, так и отдель¬
ные ее части, что зависит от конкретных гидротермических
условий почвообразования.
Для сиаллитного процесса характерно образование илли-
та, нонтронита, монтмориллонита и в меньшей степени каоли¬
нита. Преобразование первичных минералов в глинистые на¬
чинается с образования на поверхности их зерен чешуек гли¬
нистых минералов. Эта стадия носит название пелитизации.
Заканчивается она полным превращением зерен первичных
минералов в глинистую массу (псевдоморфозом глинистых ми¬
нералов по первичным минералам). Превращение одних ми¬
нералов в другие совершается при усиливающемся воздейст¬
вии продуктов жизнедеятельности и разложения высших рас¬
тений и микроорганизмов.
Молекулярные отношения S1O2: R2O3 и Si02: А1303 мине¬
ральной части >3—4. При этом в почвообразующей породе
эти отношения более широки, чем в почвенной толще. Подоб¬
ное явление связано с тем, что часть кремнекислоты, освобож¬
дающейся при разложении первичных минералов, в слабоще¬
лочной среде переходит в почвенный раствор и выносится из
почвенной толщи.
Проявления процесса сиаллитизации описанным путем
наблюдаются и в тропическом поясе. Здесь этот процесс раз¬
вивается в горных условиях (на высотах более 3000 м над
уровнем моря), где по сравнению с более пониженными тер¬
риториями преобразование почвообразующих пород идет мед¬
леннее. Сиаллитизация проявляется при положительных, но
не очень высоких температурах почвенной массы, а почвенные
растворы имеют большей частью нейтральную или слабо¬
щелочную реакцию (pH 6,0—.7,5).
Процесс сиаллитизации в тропиках может происходить и
на полностью смытых поверхностях, когда обнажаются корен¬
ные твердые породы и на них начинается новый цикл выветри¬
вания и почвообразования. В таких условиях стадия первич¬
ного почвообразования совмещается со стадией сиаллитизации
и длительность ее существования определяется степенью ув¬
лажнения, а не термическим режимом. Чем суше условия, тем
дольше она сохраняется, а чем влажнее, тем она быстрее сме¬
няется процессом аллитизации.
115
Характерные признаки сиаллитизации можно проследить
под микроскопом и выяснить природу ^ушнообразования. Гли¬
нистая плазма может образовываться на месте, тогда она
обычно приобретает форму чешуек, выстилающих почвенные
поры. Если чешуи сохраняют свою форму по всему профилю и
в отдельных горизонтах, то это указывает на.отсутствие пере¬
мещения глинистого вещества. Если наблюдается изменение
формы ила и, в частности, выстилание им пор в виде натеч¬
ных форм, то это указывает на их «течение» — передвижение,
характерное для процесса лессивирования. Наконец, накопле¬
ние ила только в средней части профиля и резкое уменьшение
его содержания в.верхней толще при относительном увеличе¬
нии в ней кремнезема связано с разрушением ила в верхней
толще и вторичной коагуляцией его продуктов на глубинах,
где происходит смена кислой реакции на нейтральную или
слабощелочную.'
Трем типам горизонтов соответствуют и три типа текстур¬
ной дифференциации почвенных профилей: а) метаморфиче¬
ский, б) лессивированный, в) иллювиальный.
Сущность процесса сиаллитизации заключается не только
в оглинивании, но и в изменении химического состава почвен¬
ной массы. Она теряет значительную часть щелочных и ще¬
лочно-земельных оснований, небольшую часть кремнезема и
относительно обогащается окислами железа и алюминия. По¬
этому в составе глинистых минералов преобладают нонтро-%
•нит, иллит, монтмориллонит. Каолинит содержится в неболь¬
ших количествах.
Аллитизация *
Аллитизация — процесс цаиболее глубокого преобразова¬
ния минеральной части. Для этого ЭПП характерен распад не
только первичных, но и вторичных алюмо- и феррисиликатов,
а также специфический процесс образования минеральных я
органоминеральных соединений. Процесс аллитизации проте¬
кает во влажных и жарких климатах, при сумме осадков за
год более 600—700 мм, причем основная масса их приходит¬
ся на один или два влажных сезона !. Следовательно* аллити¬
зация связана с прямым влиянием тепла и влаги, а также с
наиболее энергичным и непрерывным воздействием живых ор¬
ганизмов на почвообразующие породы.
Аллитный ЭПП отличается полным разложением первич¬
ных минералов, за исключением кварца. Образование глини¬
стых минералов ограничено вследствие выноса за пределы
’ При меньшей сумме осадков и равномерном распределении их по се¬
зонам года преобладает сиаллитный процесс преобразования минеральной
маес^..
116
аллипизщрованной толщи преобладающей части всех окислов,
за исключением окислов А1 и Fe. Поэтому из вторичных высо¬
кодисперсных минералов образуются преимущественно као¬
линит — AI2[SiaOs] (OH)4i галлуазит — Al2-[Si2C>5(OH)4-
•2Н20; гетит — Fe203 • Н20; бемит—(АЮ-ОН); гиббсит —
(А120з • ЗН20).
Значительная часть железа находится в свободном состоя¬
нии в виде окислов и гидратов окислов. Происходит ли разло¬
жение каолинита и других алюминийсодержащих минералов
до свободных окислов A1, остается неясным. ; .
Глубина проникновения аллитного преобразования пород
может достигать нескольких десятков метров. Глинообразо-
вание в аллитных толщах ограничено вследствие недостатка
резервов для него. Кроме того, высокая клеящая способность
гидратов окислов железа способствует прочному микроагре¬
гированию почвенной массы. Поэтому часто в аллитной тол¬
ще преобладает так называемая псевдопесчаная фракция.
Гранулометрический состав таких толщ определяется каоли-
нитовыми минералами, в них чаще преобладает фракция пы¬
ли, чем глины (И. А. Денисов, 1971 и др.).
Наиболее ярко процесс аллитизации протекает в автоморф-
ных условиях увлажнения, т. е. при отсутствии застойного из¬
бытка воды. При этом слой наибольшей аллитизации сменяет¬
ся слоем литомаржа, а последний переходит в неизмененную
породу. При притоке и застое вод процесс типичной аллити¬
зации может сменяться аллитно-глеевым и латеритным ЭПП.
Для аллитной массы характерно преобладание А1203 и
FC2O3 над Si02, чем и определяются узкие (<2) молекуляр¬
ные отношения Si02 : R203 и Si02: А1203.
При аллитизации не происходит превалирующего над
А1203 накопления Fe203. Содержание Fe203 всегда меньше
А1203 или эти окислы могут находиться в равных количествах.
Мы выделяем собственно аллитное преобразование с преоб¬
ладанием А1203 и ферраллитное — при несколько большем со¬
держании Fe203, чем при аллитном ЭПП.
Несмотря на различное содержание железа, аллитный ма¬
териал имеет ярко-красную или кирпичйо-красную окраску,
обусловленную преобладанием сильно- и слабоокристаллизо-
ванных соединений железа. При обводнении этих форм соеди¬
нений железа и переходе в гидраты окислов железа почвы
приобретают желтые тона окраски. Таким образом; окраска
аллитных почв в первом приближении может указывать на
формирование почв в условиях разных гидротермических ре¬
жимов.
В тропиках и субтропиках формирование почв часто про¬
исходит на переотложенных и обогащенных при переотложе-
нии породах, содержащих до 90—97% кварца (пески и песча¬
117
ные почвы). Поэтому молекулярные отношения Si02: R2O3 в
таких почвах могут быть >5—10. В илистой фракции, наобо¬
рот, А1 и Fe преобладают над Si02 и молекулярные отношения
в ней снижаются до 1,5—2, указывая на ее типичный аллит-
ный состав. При этом кварц является инертным «балластом»
почвенной массы, он маскирует проявление соответствующих
элементарных процессов и почвообразования в целом.
Наконец, при аллитном ЭПП характерно содержание же¬
леза в окисном и гидроокисном (коллоидальном) состоянии.
Окислы железа, как известно, обладают амфотерной приро¬
дой: в слабощелочной среде они заряжены отрицательно, а в
кислой — положительно. В последнем случае они не облада¬
ют способностью поглощать катионы, и емкость поглощения
почв, содержащих такие коллоиды, падает до 2—3 мг*экв/100г
почвы, а иногда и ниже. Они приобретают способность
поглощать анионы, особенно РО4. Трехвалентный анион Р04
весьма энергично поглощается коллоидными гидратами окис¬
лов железа, образуя нерастворимые или труднорастворимые
и почти недоступные растениям фосфаты железа. Насыщен¬
ные анионом РО4 коллоиды железа коагулируют необратимо,
превращаясь также в псевдопески или в еще более крупные
оолитового типа конкреции.
Таким образом, процесс аллитизации характеризуется
следующими основными чертами:
1. Разложение почти всех первичных минералов, вынос про¬
дуктов их разложения и относительное накопление в почвен¬
ной толще алюминия и железа.
2. Преобладание вторичных железистых и алюминиевых
минералов, а частично свободных окислов железа и, возмож¬
но, алюминия.
3. Уменьшение молекулярных отношений Si02: R2O3 и
Si02: AI2O3 до <2,0—2,5. По соотношению А1203 и Fe203 вы¬
деляются собственно аллитный и ферраллитный ЭПП.
4. Амфотерная природа части соединений железа. В кис¬
лой среде эта часть заряжена положительно и способна по¬
глощать анионы.
Ферритизация
Ферритизаций — процесс, приводящий к образованию весь¬
ма обогащенной коллоидальными соединениями железа рых¬
лой массы. Напомним, что содержание железа в такой массе
может достигать 60—70%, что впервые установили Беннто
Аллисон на Кубе, а затем Роджерс в*Пуэрто-Рико. Такие коры
известны также в Бразилии и в других странах. Ферритизация
связана с выветриванием ультраосновных пород типа серпен¬
тинов и им подобных. Так как в них ЭЮг полностью связана
118
с минералами и свободный кварц почта отсутствует, то в про¬
цессе выветривания и почвообразования из таких пород в пер¬
вую очередь удаляется MgO, содержание которого в них ко¬
леблется от 22 до 41%. Затем выносятся все остальные окис¬
лы и "в почвенной массе накапливается, главным образом, же¬
лезо в виде вторичных железистых минералов и свободных
окислов. Молекулярные отношения в такой массе составляют:
SI02 : R?03—< I; Si02: Fe203 — <0,5—1,0; a Si02: A1203—
7—18:
Столь высокие отношения Si02: A1203 обусловлены перво¬
начальным малым (0,7—7,5%) содержанием А1203 и более
высоким Si02 (33,4—40,6%) в породе. Вследствие незначи¬
тельного содержания в породе А1203 коалинизация в их про¬
дуктах выветривания почти отсутствует. Характерный про¬
цесс накоплени-я железа подчеркивается крайне низкими мо¬
лекулярными отношениями Si02: Fe203.
Вынос большинства высвобождающихся окислов усилива¬
ется рыхлостью почвенной массы, ее промыванием в дождли¬
вые сезоны, а также хорошо выраженной микроструктур¬
ностью, обусловленной большим содержанием свободных окис¬
лов железа. В такой массе образуется небольшое количество
железистых кбнкреций и совершенно отсутствуют более мощ¬
ные скопления отвердевших железистых образований лате-
р'итного типа.
Почвенная м*асса при этом ЭПП в верхней толще имеет
яркую малиново-красную, а в глубоких горизонтах — желто¬
охристую окраску. Это связано с разной интенсивностью вы¬
ветривания и выноса его продуктов. В частности, охристость
связана с гидратированностью окислов железа, а также со¬
держанием нонтронита. Образование ферритной массы проис¬
ходит в условиях слабокислой и нейтральной среды; измене¬
ния ее обусловлены сезонностью увлажнения и различной ин¬
тенсивностью передвижения влаги.
Возможно и передвижение коллоидной железистой массы
на различные глубины, что подтверждается натечными фор¬
мами и нахождением относительно большего количества же¬
леза в виде свободных окислов, вероятно, с положительным
знаком заряда. На это указывает и низкая емкость поглоще¬
ния всей почвенной массы (не более 3—5 мг-экв/100 г). Рых¬
лость («пушистость») отложений, особенно на оголенных от
растительного покрова участках, вызывает усиленную плоско¬
стную и линейную, денудацию и дефляцию.
Таким образом, процесс ферритизации характеризуется
следующими основными чертами:
1. Приуроченностью развития только к ультраосновным
породам, обогащенным железом и магнием (типа серлентени-
та и др.) и почти не содержащим свободного кварца.
119
2. Накоплением железа в виде вторичных свободных окис¬
лов железа, незначительным количеством железистых кон¬
креций и выносом всех остальных окислов.
3. Отсутствием плотных железистых образований (лате-
ритных или кирасовых слоев), рыхлостью и высокой водопро¬
ницаемостью почвенной массы, что приводит к некоторому
перераспределению глинистого вещества и обусловливает ин¬
тенсивные денудационные и золово-эрозионные процессы.
4. Малой емкостью поглощения, слабокислой и нейтраль¬
ной реакцией, связанной с наличием положительно заряжен¬
ных свободных окислов и шдроокислов железа.
Процессы с преобладанием превращений
и аккумуляций минеральных и гумусовых соединений
Объединяемые этой группой элементарные почвенные про¬
цессы связаны с привносом и аккумуляцией минеральных и
гумусовых соединений. Привнос совершается как по вертика¬
ли, при участии капиллярно поднимающихся засоленных грун¬
товых вод, так и по горизонтали — при стоковом (горизон¬
тальном) передвижении почвенно-грунтовых вод. В этой груп¬
пе рассматриваются процессы засоления, корообразования,
слитообразования, латеризации и мергеленакопления.
Засоление
Засоление (или соленакопление) в почвах связано не
столько с особенностями формирования минеральной и орга¬
нической частей, сколько с аккумуляцией водно-растворимых
солей. Основной источник водно-растворимых солей — горные
породы. Из. них соли высвобождаются при выветривании, а
затем растворяются водами атмосферных осадков и вместе с
рими поступают в грунтовые, речные, озерные и морские воды.
Воды рек, как правило, содержат незначительные количества
солей. Но в местах разгрузки,, там, где замедляется их тече¬
ние и усиливается испарение, происходит постоянная концент¬
рация водно-растворимых солей и даже выпадение их в виде
кристаллов, друз, конкреций, слоев и кор. Соленость морских
и океанических вод также связана с накоплением солей, по¬
ступающих с суши. Поэтому большинство морских отложений
при выходе на поверхность оказываются в той или иной сте¬
пени засоленными. Особенно сильное засоление их наблю¬
дается в аридных и экстрааридных тропических и субтропи¬
ческих областях. Во влажных и переменно-влажных областях
засоление проявляется значительно слабее вследствие выще¬
лачивания солей атмосферными осадками.
По происхождению различаются континентальное и мор¬
120
ское соленакопление. Первое обусловлено концентрацией со¬
лей, освобождающихся при выветривании пород в различного
рода депрессиях и бессточцых впадинах. Второе связано с
концентрацией солей в породах морского осадочного проис¬
хождения как в прошлом, так и в настоящем.
Соленакопление в тропиках и субтропиках выражено в об¬
ластях, где испаряемость превышает выпадающие осадки.
В таких случаях почвы или не промываются, или промывают¬
ся от легкорастворимых хлористых и серно-кислых солей
только в дождливые сезоны, а в сухие происходит реставра¬
ция засоления.
Накопление солей и их распределение в почвах зависят от
глубины залегания, степени и типа засоления грунтовых вод.
Особенно значительное накопление легкораство^имых солей
происходит в депрессиях рельефа или на равнинах со слабым
оттоком грунтовых вод. Оно ярко выражено на приморских
низменностях, где засоленные грунтовые воды подпираются
морскими водами или морские воды во время приливов за¬
топляют часть суши. Чем ближе к поверхности залегают
грунтовые воды, тем интенсивнее происходит засоление поч¬
венных толщ.
Рассмотрим некоторые особенности ЭПП засоления при
различном режиме грунтовых *и поверхностных вод.
При близком залегании засоленных грунтовых вод (при
котором возможен капиллярный подъем воды до поверхности
почвы — в среднем на глубине 2—3 м) они испаряются, осо¬
бенно в сухие сезоны, и содержащиеся в них соли выпадают
из растворов в свойственной им кристаллической форме. При
непрерывном поступлении воды снизу в верхней толще почвы
на поверхности происходит накопление солей в количествах,
достигающих 15—20% от веса почвенной массы. Выкристал¬
лизовывающиеся соли заполняют все поры, раздвигают поч¬
венные отдельности и рыхлят поверхность почвы, образуя
«пухлый» слой, или, наоборот, несколько уплотняют его при
накоплении сильно гигроскопических солей (СаС12 и MgCl2).
Если грунтовые воды не достигают поверхности, то скопле¬
ние водно-растворимых солей происходит па той глубине, до
которой они поднимаются й где, следовательно, происходит
наиболее интенсивное внутрипочвенное испарение влаги. Если
грунтовые воды находятся не глубоко и периодически могут
достигать поверхности, а солевые горизонты выявляются на
некоторой глубине от поверхности, то их положение может
указывать на глубину промывания солей в дождливые сезо¬
ны.
Особыми типами ЭПП в тропических условиях являются
маршевое и мангровое засоления, развивающиеся в примор¬
ской полосе. Первое связано с подпором грунтовых вод мор¬
121
скими и отражает состав солен, поступающих с грунтовыми
водами. Второе обусловлено приливами и отливами морских к
океанических вод и отражает состав морских солей и особен¬
но выделяется накоплением магниевых и натриевых солей'
Влияние океанических и морсшх вод на засоление сказы¬
вается и через воздушный перенос солей, поднимаемых ветром
с брызгами воды. Такое засоление называется импульвериза-
ционным; перенос солей таким путем может происходить на
расстояние 100—200 км.от их источника.
В почвах находятся главным образом следующие соли:
Карбонаты ЫаоСОз MgC03 СаСОз
Бикарбонаты ККС03 Мд(НСОз)г Са(НС03)г
Сульфаты Na2SC>4 MgSO< CaS04
Хлориды NaCl MgCl2 CaCU
Нитраты NaNOa СаиМОзЬ
Растворимость солей уменьшается в представленных ря¬
дах слева направо, а в пределах каждой группы солей она
увеличивается сверху вниз. Однако в тропических условиях,
где грунтовые воды имеют постоянную и более высокую тем¬
пературу, а почвы нагреваются до 28—30°С, закономерности
миграции и накопления легкорастворимых солей в почвах су¬
щественно изменяются. Если в умеренном поясе в зонах ко¬
нечного испарения растворов происходит накопление хлори¬
дов натрия с последовательной сменой аккумуляции по тако¬
му ряду: щелочные сульфаты — щелочно-земельные сульфа¬
ты — карбонаты щелочных земель — карбонаты щелочей, то
в тропических условиях последовательность смены аккуму¬
ляции солей изменяется так: сода — щелочные сульфаты —
хлориды натрия — сульфаты магния и железа — сульфаты
кальция — карбонаты щелочных земель. При этом в каждой
стадии аккумуляции солей может находиться сода.
В тропиках содовое засоление распространено значитель¬
но шире, чем в умеренных широтах. Однако вредное действие
соды на растения здесь проявляется слабее, чем в умеренном
поясе, где она проявляется, как наиболее токсичная соль.
Объясняется это тем, что сода не выпадает из растворов, на¬
сыщенных хлоридами и сульфатами, и концентрация ее в поч¬
венных растворах у корневых волосков не достигает критиче¬
ских величин.
Пустынное порообразование
Пустынное корообразование, как самостоятельный ЭПП,
может быть связано с грунтовыми водами и их засоленностью,
но может развиваться и независимо от них. К наиболее ти¬
пичным формам пустынного корообразования относятся: кар-
122
бонатно-кремнеземистое, карбонатно-гипсовое, гипсовое, глиг
иистое, кремниевое. Каждая из них характеризуется формиро¬
вавшем кор как на поверхности, так и на некоторой глубине.
Если коры перекрыты мелкоземом, то он имеет вторичное зо-
ловое или аллювиально-делювиальное происхождение. Мощ¬
ность известково-гипсовых и гипсовых кор колеблется от 20—
50 до 50—100 см.
Происхождение их далеко не выяснено. В. А Ковд’а счита¬
ет их древними образованиями (конец третичного — начало
четвертичного периода), связанными с аллювнально-пролю-
В1*альнымн, дельтовыми или приустьевыми отложениями, где
эти коры образовались за счет «выпота» солей из грунтовых
вод. Весьма характерны такие'гипсовые образования: в Саха¬
ре — «гипсовые розы», в Каракумах — «ласточкины хвосты»
и др.
Дифференциация кор на гипсовые и карбонатные, возмож¬
но, связана с различной степенью растворимости солей. При
увеличении содержания СаСОз наблюдается уменьшение со¬
держания CaSC>4, и наоборот. Такие коры бесплодны, на них
произрастают редкие травы, возможность их освоения при*
орошении остается неясной.
Такыровые коры (глинистые) характеризуются аккумуля¬
цией глинистого материала из пролювиальных и делювиаль¬
ных потоков, формирующихся в возвышенных районах и по¬
ступающих на равнины. Отлагаемый потоками тонкий илис¬
тый материал дает начало образованию такыровых поверх¬
ностей. Это ровные, как стол, обширные равнины. В сухом со¬
стоянии поверхность кор растрескивается на полигональные
отдельное™, а во влажном (после ливней) они разбухают
и заплывают. Некоторое время на них застаиваются воды
преимущественно щелочного- (содового) состава (величина
pH доходит до 9—10). Такие глинистые образования имеют
смектитово-бейделитовый состав, содержат подвижный крем¬
незем и незначительное количество продуктов минерализации
высшей растительности.
Кремнеземные коры образуются в условиях полной или
частичной бессточности, при которых происходит накопление
хлоридных и сульфатных солей, а также кремнезема, прино¬
симого из окружающих пространств щелочными водами. Ок-
ремнение и образование пелита из вторичных соединений
кремнезема отмечено в пустыне Калахари (Южная Африка),
в Западной и Северной Африке (Ливия) и других местах.
В таких корах может содержаться до 40% аморфной кремне-
кислоты (В. А. Ковда, 1954). К подобным образованиям, ве¬
роятно, относится и ожелезнение поверхности в некоторых
пустынях (пустынный загар), связанное с появлением тонких
123
железистых налетов, вызванных, возможно, деятельностью
железобактерий.
Слптообразовате (вертисолеобразование)
Слитообраэование (как самостоятельный ЭПП) широко
распространено в тропиках и субтропиках. Слитогенез прояв¬
ляется в следующих чертах и свойствах: а) в сильном огли-
нении всего профиля; б) в темной окраске, не согласующейся
с содержанием гумуса (1—3%), в) в пластичности и вязкости
почвенной массы во влажном состоянии и в плотности, трещи¬
новатости и глыбистости — в сухом состоянии, г) в передвиже¬
нии ила и образовании натечных форм «глины» в средней час¬
ти профиля, большей частью с образованием косых плоскостей
скольжения,
Передвижение глины происходит несмотря на то, что поч¬
венная масса насыщена Са и Mg и содержит карбонаты в ви¬
де конкреций. Характерно преобладание в составе глинистых
минералов монтмориллонита наряду с содержанием каолини¬
та -и даже галлуазита. С накоплением монтмориллонита свя¬
зывается оглиненность, набухаемость во влажном состоянии
и сжатие, трещиноватость — в сухом состоянии.
Основная неясность слитогенеза заключается в условиях
его проявления. Большинство авторов (И. П. Герасимов, Si-,
rr/onson, Sheffer, Oaks, Torp, Mohr, Van-Baren, Dudal и др.)
связывали слитообразование с элювиальными автоморфными
условиями увлажнения и формированием на корах выветри¬
вания траппов, базальтов, гранитов, гнейсов, известняков и
других пород. В дальнейшем слитогенез стали дифференциро¬
вать по развитию на повышенных территориях,и в депрессиях.
Большинство исследователей считали, что слитогенез сопря¬
жен с сиаллитно-смектитовой корой выветривания. Еще более
сложной и неясной остается причина черной окраски и несо¬
ответствие ее содержанию гумуса. Многие высказывали пред¬
положение, что цвет обусловлен не гумусом, а окраской монт¬
мориллонита.
Исследования слитогенеза за последние годы (С. В. Зон и,
В. Котхекара, Е. П. Гусенков и др.) показали широкое »разви-
тие слитогенеза в гидроморфных, а не в элювиально-авто-
морфных условиях. Там, где слитогенез считался элювиаль¬
ным, он оказался в большинстве, случаев современным и ла-
леогидроморфным; проявление слитогенеза в элювиальных ус¬
ловиях остается неясным.
Слитогенез — процесс, связанный с привносом Mg как с
твердым (глинистым), так и с жидким стоком, поступающим
из аллитных и ферритных кор выветривания. Слитые почвы
большей частью оказываются пространственно связанными с
124 .
почвами ферраллитного и особенно ферритного типа. Часто
они входят в состав единых мезо- и макрокатен. Наиболее ве¬
роятно слитая масса приобретала и приобретает сиаллитность
в результате преобразования каолинизированных (аллитных)
толщ при их взаимодействии с водами, насыщенными Mg и
содержащими Si02.
В равной мере есть основания полагать, что интенсивное
гумусообразование происходило в подводную фазу слитогене-
за; С осушением в слитой массе сохранились преимуществен¬
но гуминоподобные вещества, а остальные подвергались ин¬
тенсивной минерализации. Для слитогенеза характерно высо¬
кое содержание гуминов и гуминовых кислот. Возможно, что
слитость есть в какой-то степени и результат воздействия
фульватных кислот, преобладавших в фазу выхода отложений
из подводного состояния. Наличие в слитой массе карбонатов
и сульфатов наиболее вероятно связано с их накоплением в
фазу осушения, а частично и с приносом со стороны. Особен¬
ности проявления слитогенеза буДут более подробно освещены
при рассмотрении почв, формирующихся под воздействием
этого процесса.
Таким образом, главными особенностями слитогенеза яв¬
ляются:
1. Высокая дисперсность глинистой массы, с чем связано
оглинение всего профиля с проявлением передвижения «гли¬
ны» по косым плоскостям, в большинстве случаев в гидро-
морфных условиях их образования.
2. Слитогенез в элювиально-автоморфных условиях если
и проявляется, то в очень ограниченных масштабах.
3. Проявление слитогенеза в тропических и субтропиче¬
ских условиях многообразно и в большинстве случаев связа¬
но с отложениями сиаллитного состава.
Латеритизация
Процесс латеритизации наиболее ярко проявляется только
в тропических условиях, где возможно превращение некоторых
форм железа в современную геологическую породу. Сущность
процесса латеритизации сводится к новообразованиям желе¬
за в виде железисто-кварцевых конкреций. Они накапливают¬
ся на различной глубине от поверхности почвы, ^бразуя кон¬
креционный слой, а затем новыми поступлениями железа
связываются (цементируются) в сплошные слои-панцири раз¬
ной мощности. Латериты образуются 4 и из глинисто;песчаной
породы при накоплении в. ней большого количества * железа.
Необратимое отвердение их наступает при'обнажении и обез-
• воживании.
Латеритизацию следует рассматривать как почвенно-гео¬
125
логический процесс, в результате которого из круговорота ве¬
ществ выбывает и превращается в глмнисто-железисто-каоли-
нитовую горную породу большая часть несиликатного железа.
Для латеритообразования необходимы следующие усло¬
вия:- а) дополнительный приток железистых вод (боковой или
вертикальный); б) смена реакции среды на пути движения
железистых вод (с кислой на щелочную) или при резко выра¬
женных сменах окисления—восстановления; в) часто грубый
крупнопесчанистый или гравелистый гранулометрический со¬
став и смена его по профилю (от легкого к тяжелому), чем
обусловливается усиление бокового передвижения вод и ос¬
лабление вертикальной миграции их по профилю.
Для образования латеритов необходимо постоянное 'или
сезонное избыточное увлажнение. ЭПП латеритообразования
может проявляться на различной глубине от поверхности —
чаще всего на глубине интенсивного бокового притока воды.
В надлатеритной толще, большей частью песчанистой, разви¬
вается псевдоподзолистый процесс вследствие обеднения ее
железом при сезонно застойном режиме вод и обогащении
каолинитом.
Смены реакции среды или почвенно-биохимические барье¬
ры в природе могут быть как горизонтальными, так и верти¬
кальными. Горизонтальная смена обусловливается стыком
кислых грунтовых вод, движущихся» от более повышенных к
более пониженным территориям с подпорными щелочными во¬
дами (морскими, озерными и даже речными). Такой стык
большей частью приурочен к бровкам современных и древних
террас и террасовым уступам. Поэтому литериты приурочены
преимущественно, к этим частям горизонтального профиля су¬
ши (рис. 19)
Рис. 19. Схематический профиль залегания латеритных слосз
различного возраста:
/ — современное латеритообразование (конкреции); II—III — латерить>
среднечетвертичные, IV — нижнечетвертичные; V — древние (третичные?
Изменения реакции среды по вертикали могут обусловли¬
ваться сменой бескарбонатных слоев карбонатными, горизон-
126
тов с кислой реакцией слабовыветрившимися продуктами ос¬
новных пород со щелочной реакцией и, наконец, резкой сменой
песков глинами. Во всех этих случаях на контактах образуют¬
ся или типичные латеритные слои, или сильно сцементирован-
З1ые железом породы. При смене песков глинами, создающими
водоупор, также возникают благоприятные условия, для
осаждения железа. В местных понижениях, куда происходит
дополнительный приток поверхностных вод и верховодки, обо¬
гащенных железом, также могут образовываться латеритные
слои.
Механизм стадийности образования латеритов остается
далеко не выясненным. Наши наблюдения позволяют наме¬
тить следующие основные стадии формирования латерита:
1) образование сгустков и натечных форм железа; 2) образо¬
вание конкреций путем наращивания слоев железа вокруг от¬
дельных минеральных (преимущественно кварцевых) частиц
и сегрегация железа в конкреции путем «склеивания» или це¬
ментации отдельных мелких конкреций и соединений кварце¬
вых зерен железом; 3) цементация железистых конкреций в
мощные слои и блоки с захватом кварцево-песчанистого мате¬
риала в каверны между конкрециями; 4) цементация железом
обломков пород в глыбы, блоки путем наращивания пленок
железа на них и затем «склеивания» их в единую монолитную
как бы оплавленную массу, что превращает латерит в панцирь
(кирасу).
Латериты чаще образуются в кварцево-песчанистых и ре¬
же е глинистых или суглинистых толщах. Возраст латеритов
может быть от современного до третичного периодов и даже
старше. Разновозрастность латеритов сказывается на их мощ¬
ности, степени «оплавленности», твердости и других свойствах.
Они могут выходить на поверхность при эродировании надла-
теритной толщи и образовывать мощные плотные коры —
панцири (кирасы). Латериты могут быть и на различной
глубине в мягком состоянии, что типично для постоянно
влажных условий. При обнаружении таких слоев и их высы¬
хании они отвердевают и превращаются в типичные панцири
(кирасы).
Мергелеобразование
ЭПП современного мергелеобразования в условиях тро¬
пиков и субтропиков связан с растворением известняков и
развитием карстовых явлений. В местах разгрузки и выклини¬
вания подземного стока карстовых (грунтовых) вод в сухие
сезоны происходит концентрация солей кальция и выпадение
их из растворов в виде мергелистых отложений. Накопление
современных мергелей наблюдается как в подводном, так и в
надводном состоянии, особенно в местах стыка вод материко¬
127
вых с морскими или солеными озерными. В таких условиях
коагуляция м выпадение Са в виде Са(НСОз)г и СаСОз про¬
исходят в результате различного химического обмена с солями
морского и континентального происхождения. При этом час¬
тично образуется и выпадает CaS04, однако его накопление
в таких условиях не столь велико.
С процессом мергелеобразования связан процесс гумусо-
накопления, так как на карбонатном субстрате осуществляют¬
ся интенсивная коагуляция растворимых органических ве¬
ществ и их накопление на поверхности мергелей. Особенно
быстро современное мергелеобразование происходит на ост¬
ровах, сложенных известняками (Куба, Гаити, Ямайка и др.).
Здесь зоны мергелеобразования достигают ширины от одного
до нескольких километров ки приурочены к мелководным час¬
тям Карибского моря и Атлантического океана.
После выхода на поверхность современные мергели устой¬
чивы против растворения. Первоначально они содержат водно-
растворимые хлористые и серно-кислые соли, затем после дре-
нйрования и осушения эти соли выщелачиваются и мергелис¬
тые толщи быстро заселяются травянистыми растениями. Осо¬
бенно интенсивно этот процесс идет при искусственном осу¬
шении. •
Элементарные почвенные процессы
с преобладанием превращений
и лессивироваиия минеральных
и гумусовых соединений
К этой группе относятся такие элементарные процессы,
как рассоление и связанные с ним процессы солонцеобразо-
вания и осолодения, лессивирование, псевдооподзолнвание,
псевдооглеение и подзолообразование.
Все эти ЭПП развиваются при передвижении почвенной
влаги сверху вниз. Это передвижение может быть сквозным
или охватывающим только чверхние части почвенного профи¬
ля. В последнем случае формируется боковой отток избыточ¬
ных вод. Влияние просачивающихся почвенных растворов
сверху вниз многообразно и зависит от состава почвенной
массы и качества почвенных вод, участвующих в этом явле¬
нии. Этим обусловливается существенные различия объеди¬
няемых в указанную группу ЭПП.
Рассоление почв и связанные с ним ЭПП
В результате рассоления или вымывания из почвенной
массы водно-растворимых солей, в зависимости от их соста¬
ва, могут возникать два процесса: солонцовый и осолодения.
128
Солонцовый процесс развивается при постепенном рассо¬
лении почвенной толщи, в которой соли натрия (NaCl, Na2S04,
Na2C03) преобладают над другими солями. Натрий, как из¬
вестно, пептизирует почвенную массу и повышает содержание
коллоидов. Пептизация начинается в стадии солончаков при
вымывании из них солей Na. Избыток солей Na и других ка¬
тионов обусловливает обратимую коагуляцию коллоидов. При
понижении уровня грунтовых вод или при искусственном про¬
мывании избыток солей удаляется, в поглощающий комплекс
начинает внедряться Na, вытесняя из него часть Са и Mg.
Обмен идет по следующей схеме:
[ПК] • Са, Mg+4NaCl = [nK]4Na + CaCl2+MgCl2.
Хлористые Са и Mg как легкорастворимые слои удаляются
вместе с почвенными растборами.
При высыхании почв, насыщенных обменным Na, происхо¬
дит коагуляция коллоидов и переход их в гели (гумусовые ве¬
щества, гидраты окислов Si, Fe, А1). При очередном увлажне¬
нии таких почв коллоиды почв гидратируют и переходят в
золи. Почвы, насыщенные обменным Na, обычно имеют ще¬
лочную реакцию, обусловленную обменными реакциями пог¬
лощенного натрия с углекислыми солями по схеме:
[ПК] • 2Na + Н2С03= [ПК] -2H + Na2C03 или
[ПК] • 2Na + Са (НС03) 2= [ПК] • Са+2NaHC03.
В дальнейшем двууглекислые соли Na подвергаются гид¬
ролитическому расщеплению с образованием сильной щелочи
по следующей схеме:
NaHC03+НОН=NaOH + Н20+С02.
В таких случаях pH почвенного раствора может повышать¬
ся до 8—9 При высокой щелочности происходит не только
растворение ряда соединений и образование гуматов Na,
кремнистого Na, но и разрушение коллоидных мицелл. При
нисходящих токах почвенные растворы вымывают как коллои¬
ды, насыщенные Na, так и продукты их разрушения.
Вымывание тех и других происходит до глубины скопления
ьодпо-растворимых солей. Коллоиды и продукты распада ми¬
нералов, соприкасаясь с солями карбонатов или хлоридов и
сульфатов Na, Mg и Са, коагулируют и выпадают из раство¬
ров. Коагуляция происходит в результате частичного обмена
Na на Са и падения потенциала коллоидных частиц с обмен¬
ным Na. Передвижение коллоидов и коагуляция их на неболь¬
шой глубине приводит к дифференциации почвенного профиля
с образованием трёх четко выраженных горизонтов: аккуму¬
лятивно-элювиального, элювиального (осолоделого) и иллю¬
виального (солонцового).
9 Зак 1542
129
Аккумулятивно-элювиальный горизонт (А\) обеднен кол¬
лоидами; оставшаяся часть их в результате биологических
воздействий насыщена преимущественно Са и содержи! боль¬
ше гумуса, чем все нижележащие горизонты.
Элювиальный (осолоделый) горизонт (Л2) наиболее обед¬
нен илом и коллоидами. В нем преобладает относительное на¬
копление кварца за счет вымывания в нижележащие горизон¬
ты кальция, магния, железа, алюминия, гумусовых соединений.
Иллювиальный (солонцовый) горизонт (В) обогащен илом
и коллоидами, насыщенными поглощенным Na (до 25% от
емкости поглощения). В сухом состоянии он всегда очень
плотный и разбит на столбчатые или глыбистые структурные
отдельности вертикальными трещинами. Они образуются в ре¬
зультате потери коллоидами гидратных оболочек. Вс влаж¬
ном состоянии иллювиальный горизонт набухает вследствие
восстановления гидратных оболочек и снижения водопрони¬
цаемости.
Ниже горизонта В располагаются горизонты с повышен¬
ным содержанием солей и с известной дифференциацией их
по глубине. Ближе всего к поверхности залегают карбонаты,
ниже—гипс и еще ниже — хлориды и сульфаты. Часто все
они совмещены, и различия заключаются только в количест¬
венном соотношении.
Процесс осолодения сменяет солонцовый ЭПП после того,
как произойдет максимальное насыщение поглощающего
комплекса Na и вымывание водно-растворимых солей. Про¬
исходящий застой атмосферных вод на поверхности способст¬
вует деградации солонцовых почв.
Солонцовый горизонт постепенно разрушается и в нем сни¬
жается содержание поглощенного натрия. Одновременно уве¬
личивается мощность горизонтов А\ и А2 и улучшаются усло¬
вия роста естественной растительности вследствие усиления
биологического обмена и аккумуляции гумуса. Его увеличение
способствует постепенному накоплению коллоидной части в
этом горизонте.
Таким образом, процесс осолодения — это процесс эволю¬
ции солонцов через солоди в почвы нормального ряда. В этом
улучшении большая роль принадлежит биологическому фак¬
тору— диатомовым организмам и водорослям, особенно в су¬
хих тропических и субтропических областях. Живые организ¬
мы способствуют частичному замещению натрия на водород
и выносу натрия в более глубокие горизонты. Накапливаю¬
щийся в верхних горизонтах кремнезем (в различных формах)
обогащается гумусовыми веществами, что улучшает свойства
и плодородие солодей, которые являются стадией разрушения
солонцов. Бывают случаи осолодения почв без предваритель¬
но
ной солонцовой стадии. Солонцовый процесс и осолодеиие в
тропиках выражены достаточно ярко, но локально.
Лессивирование и псевдооподзоливание
В природе при отсутствии в почве солей происходят про¬
цессы перемещения ила или «глины». Такие перемещения
наблюдаются в различных по мощности толщах и обусловле¬
ны изменениями реакции почвенных растворов по профилю
почв.
Смена щелочной реакции, обусловленной соединениями
Са и Mg, на кислую может вызвать большую подвижность
ила вследствие его пептизации. В этих условиях ил под дейст¬
вием нисходящих растворов может передвигаться по трещи¬
нам, ходам корней и крупным капиллярам, пока последние не
заполнятся им. Такое передвижение может совершаться до
глубины, на которой происходит смена • реакции почвенного
раствора, например кислой на щелочную, что и вызывает коа¬
гуляцию ила.
Передвижение ила может прекратиться с накоплением его
на некоторой глубине, когда он заполнит все поры. При этом
происходит текстурная дифференциация профиля. Верхняя
его часть будет обеднена илом, а нижняя — обогащена, вслед¬
ствие чего в последней водно-физические свойства, особенно
водопроницаемость, ухудшаются. В результате передвижения
ила на гранях структурных отдельностей появляются глянце¬
витые покрытия, состоящие из осажденного ила.
Явления перемещения ила были отмечены русскими почво¬
ведами еще во времена В. В. Докучаева, и процесс, при кото¬
ром происходит перемещение, был назван выщелачиванием, в
отличие от вымывания или промывания водно-растворимых
солей. Однако в дальнейшем строгое разграничение между
этими двумя понятиями стерлось, и выщелачивание стали по¬
нимать гораздо шире, включая в него и процессы вымывания
солей и перемещения ила.
В 20-е годы вопрос о выщелачивании ила стал предметом
изучения французских почвоведов Дюшофура и Обера. Они
подтвердили самостоятельность процесса перемещения ила и
назвали его процессом lessive или lessivag, что в переводе на
русский язык означает «выщелачивание». Почвы, в-которых
происходит такой процесс, Дюшофур и Обер выделили в са¬
мостоятельный тип — sol lessive. Так возник новый термин и
был выделен новый процесс, проявление которого стало обна¬
руживаться в почвах Западной Европы и в субтропических и
тропических областях Африки.
Существование двух терминов — «выщелачивание» и «лес-
сиваж», характеризующих одно и то же явление — передви¬
131
жение ила, создает трудности и разночтения в понимании этих
процессов. Они усложняются еще существованием процесса
рассоления, под которым понимается процесс растворения со¬
лей и их выноса за пределы почвенного профиля.
Нами приняты следующие определения этих явлений:
1. Вымывание—растворение водой легкорастворимых со¬
лей и вынос их на различные глубины почвы или в грунтовые
воды.
2. Выщелачивание — растворение углекислых солей Са и
Mg и вынос их при отсутствии передвижения ила.
3. Лессиваж — передвижение ила, наиболее ярко Прояв¬
ляющееся в бескарбонатной толще почв.
Исходя из сказанного, ЭПП выщелачивания и лессивиро-
ваиия могут сочетаться и проявляться как сопутствующие в
почвах, развивающихся под воздействием других процессов.
Выщелачивание в наиболее интенсивной форме развивается
при начальной карбонатност'и почвенной массы, не затраги¬
вающей ее илистую часть. Этот процесс выражен в субтропи¬
ках и тропиках с муссонным климатом или с четко выражен¬
ными сухим зимним и влажным летним сезонами. Лессивиро-
вание, или лессиваж, по интенсивности проявления имеет три
стадии.
Первая стадия — слабое обеднение илом верхних 20—40 см
почвы и некоторое обогащение им толщи от 20 до 40—80 см
(глубины даны применительно к почвам тропиков). При этом
происходит слабое осветление верхней толщи. В микрошлифах
ясно прослеживается увеличение ориентированной глины до
глубины наибольшего промачивания почв. Однако профиль
таких почв еще слабо текстурно дифференцирован. Сущест¬
венных сдвигов в изменении водопроницаемости в обеих тол¬
щах не происходит, нет в них и признаков оглеения.
Эта стадия выщелачивания характеризуется небольшим от¬
носительным накоплением в верхней толще Si02, а в нижеле¬
жащей — Fe203. Распределение алюминия остается более или
менее равномерным. Передвижение ила происходит без его
разрушения.
Начальная стадия лессивирования не изменяет или слабо
изменяет основной процесс почвообразования, на который оно
налагается. Наиболее ясно эта стадия отражается распреде¬
лением иесиликатных форм соединений железа, количество
которых повышается с глубиной.
Вторая стадия — более интенсивного лессивирования —
выражается в ясной текстурной дифференциации почвенного
профиля. Эта дифференциация обусловливается не только
дальнейшим выносом ила из верхней толщи и накоплением его
в нижележащей, но и сезонным 'переувлажнением верхней
-132
толщи вследствие замедления фильтрации влаги осадков че¬
рез оглиненную толщу.
Происходящий в верхней толще временный застой влаги
приводит к развитию сезонного анаэробиозиса и связанного с
ним превращения Fe203 в FeO. В этой последней форме желе¬
зо частично ‘выносится в нижнюю толщу, а большей частью в
наступающий вслед за влажным сухой сезон подвергается
сегрегации в мелкие примазки и конкреции. Большинство кон¬
креций отлагается преимущественно в зоне контакта утяже¬
ленной и облегченной толщ.
Верхняя толща в нижней своей части осветляется и в дро-
фил§ ясно выступает горизонт, напоминающий подзолистый.
Обогащение его Si02 связано только с выносом железа. Все
остальные окислы, особенно в иле, остаются на месте, что не
типично для подзолистого процесса.
Со второй стадией связано начало наложения поверхност¬
ного (сезонного) «висячего» оглеения. Оно усиливает вынос не
только ила, но и железа в закисной форме. Как отмечалось
ранее, такой характер оглеения, когда нижняя часть профиля
не имеет его признаков, а в верхней они прослеживаются до¬
вольно ясно, получило название псевдооглеения. Проявление
в верхней толще осветления, обусловленного лессивировани-
ем и псевдооглеением, более целесообразно рассматривать
как процесс псевдооподзоливания (И. П. Герасимов, 1959;
С. В. Зонн, 1959).
Таким образом, псевдооподзоливание представляет собой
процесс выноса или сегрегации несиликатного железа и лес-
сивирование ила без разрушения составляющих его глинистых
минералов в условиях сезонного поверхностного оглеения.
Псевдооподзоливание налагается на основные сиаллитный,
аллитный и другие процессы, обусловливая многообразие
форм их проявлений.
Третья стадия характеризуется максимальным выносом
ила из верхней толщи и относительным накоплением в ней
AI2O3 в виде каолинита и Si02 кварца при значительной поте¬
ре гумуса. Почва при этом утрачивает признаки и свойства,
характерные для исходного почвообразования. На этой cja-
дии предельно выражены текстурная и химическая дифферен¬
циация профиля. Она может быть обусловлена двумя причи¬
нами: выносом ила или двучленностью почвообразующих на¬
носов.
Двучленность наносов довольно широко распространена
в тропических условиях, особенно на подгорных равнинах и
приморских низменностях. В почвах на этих наносах слабо
выражена аккумуляция гумуса и слабо развит горизонт А3;
для них типичен мощный осветленно-оглеенный элювиально-
каолинизированный или кварцево-каолинизированный гори¬
133
зонт, содержащий значительное количество железистых при¬
мазок, ясно оглеенный (голубовато-сизый) и резко обеднен¬
ный илом (горизонт Ailfg).
К контакту двух толщ приурочен слой с крупными желе¬
зисто-кварцевыми конкрециями. С глубиной он сменяется го¬
ризонтом Btf, сильно ожелезненным, часто с сеткой белесова¬
тых каолинизированных жил. Конкреций значительно меньше.
Для данной стадии характерна псевдооглеево-псевдооподзо-
ленная природа.
Псевдоогдеение и псевдооподзоливание начинают настоль¬
ко преобладать и определять такие специфические изменения
в составе и свойствах почвенной массы, что подобные почвы
выделяются в особый тип почвообразования — псевдоглей или
псевдоподзол, формирующийся на аллитных и кварцево-ал-
литных продуктах выветривания. Подобный тип почвообразо¬
вания часто относят к подзолистому субтропическому и тро¬
пическому, что. не соответствует природе подзолообразования
и не подтверждается составом и свойствами этих почв.
Накопление в почвах, формирующихся при участии ука¬
занных процессов, конкреционно-железистого слоя подтверж¬
дает их связь с латеритообразованием. Накопление кварцево-
я:слезистых конкреций является признаком начала современ-
t с лзтерито- и кирасообразования.
Подзолообразование
ЭПП подзолообразования впервые выявлен в умеренном
или бореальном поясе Европы, Восточной Азии и северной
части Американского континента (США, Канада). В недале¬
ком прошлом его проявление связывалось с прямым воздей¬
ствием леса на почвообразующую породу.
Лесу приписывалось создание такой обстановки, при ко¬
торой под его пологом, благодаря медленному разложению
опада — подстилки, создается кислая реакция. В таких усло¬
виях грибная микрофлора является одним из главных агентов
ее разложения. Из подстилки образуются кислые, преимуще¬
ственно фульватные соединения. Воздействуя на минеральную
часть почвы, эта соединения разлагают ее и способствуют в
условиях промывного водного режима выносу продуктов раз¬
ложения в более глубокие горизонты. В верхних же горизон¬
тах накапливается преимущественно первичный кварц и «вто¬
ричный кремнезем».
Главными «факторами» развития подзолообразования ра¬
нее считались: -
1. Накопление на поверхности поч!в отмирающих раститель¬
ных остатков и их медленное разложение, с чем связано обра¬
зование мзщной подстилки (грубогумусной или оторфован-
ной). —
134
2. Образование преимущественно водно-растворимых и
подвижных ненасыщенных агрессивных фульвокислот и от¬
части свободных гуминовых кислот.
3„ Бедность минералогического состава почвообразующих
парод.
4. Промывной водный режим (т. е. преобладание поступле¬
ние влаги над ее эвапотранспирацией), обеспечивающий вы¬
нос из почвы растворимых продуктов почвообразования.
В настоящее время считается, что различие качественных и
количественных сочетаний вышеперечисленных факторов оп¬
ределяет разнообразие фарм и степеней проявления подзоли¬
стого процесса. В общих чертах суть подзолообразования сво¬
дится к созданию в верхних горизонтах почвы кислой среды
под влиянием постоянно поступающих кислых продуктов раз¬
ложения подстилок, состоящих преимущественно из агрессив¬
ных органических соединений типа фульвокислот.
Взаимодействия их с минеральной частью способствуют
раство|рению и выносу оснований (Са, Mg, Al, Fe). При этом
в коллоидной части адсорбируется водород, подкисляющий
почвы, а в раствор переходят и образуются фульваты и от¬
части гуматы Са, Mg, Fe, А1. Они частично осаждаются на не¬
которой глубине от поверхности, давая начало образованию
иллювиального горизонта, а частью выносятся за пределы
почвенного профиля.
В горизонтах вытеснения оснований и внедрения в погло¬
щающий комплекс Н происходит накопление кварца, что ха¬
рактерно для почв элювиально-подзолистого ряда. В резуль¬
тате происходит элювиально-иллювиальная дифференциация
почвенного профиля со следующим характерным строением и
сочетанием генетических горизонтов: непосредственно под
подстилкой (горизонт А0Аi) при легком гранулометрическом
составе почвы образуется белесый элювиальный горизонт А2.
Он обеднен органическими и минеральными коллоидами, поч¬
ти бесструктурен и имеет характерное слоеватое сложение.
Под горйзонтом А2 резко выделяется характерный красно-
вато-бурый, плотный, нередко трещиноватый иллювиальный
горизонт В призмовидно-комковатой структуры. Природа его
связана с осаждением в ней большей части вымываемых из
элювиальной толщи продуктов разрушения коллоидов. Неред¬
ко в этом горизонте происходит сегрегация железа в стяжении
и конкреции. При песчанистом гранулометрическом составе
железо может накапливаться в виде ортазандовых, псевдо-
фибровых и орштейновых прослоек.
Установлено, что подзолообразование связано преиму¬
щественно с хвойными лесами, замедленным разложением
опада и преобладанием накопления грубогумусной подстилки.
Кроме того, влияние растительности на почвообразование в
135
одних и тех же климатических условиях существенно зависит
от богатства почвообразующих пород, типа их выветривания,
а также от характера и скорости разложения опада — под¬
стилок.
В недалеком прошлом господствовала тенденция перено¬
сить также представление* о связи подзолообразования с лес¬
ной растительностью на субтропический и тропический пояса
и выделять особые фации субтропического (В. А. Ковда,
1946), а также тропического подзолообразования. Однако с
расширением и углублением исследований почв в этих поясах
представление о широком развитии в них подзолообразования
стало изменяться.
Факторы, установленные в умеренной зоне, не только не
адекватны, но и существенно отличны от факторов почвообра¬
зования в субтропическом и тропическом поясах. Так, под по¬
логом субтропических и тропических поясов отмирающие ор¬
ганические остатки не образуют подстилки вследствие уско¬
ренной минерализации в течение года. Почвообразующие по¬
роды обогащены железом и алюминием, а кремнезем из них в
значительной степени вынесен. Условия фильтрации благо¬
приятны, и явление застоя вод наблюдается редко. Поэтому
здесь процесс подзолообразования сменяется процессом алли-
тизации. Для этого процесса характерно избирательное выще¬
лачивание кремнезема, в то время как подзолистому свойст¬
венно избирательное выщелачивание полуторных окислов же¬
леза и алюминия и относительное накопление кварца.
Подзолообразование в субтропиках и тропиках ограниче¬
но и большей частью приурочено к высокогорным областям,
где условия более благоприятны для накопления подстилки и
образования больших количеств кислых органических ве¬
ществ, разрушающих минеральную часть почвы. Кроме того,
можно предполагать, что подзолообразование там связано с
сиаллитной стадией выветривания пород.
Глееобразование
Глеевый ЭПП определяется переувлажнением почвенной
массы грунтовыми водами, когда вода заполняет все капил¬
ляры, а периодическое поверхностное переувлажнение (в
дождливые сезоны) способствует заполнению водой и части
некапиллярных ходов. Особенно «интенсивно глеевый процесс
развивается при близком залегании и застойном характере
грунтовых вод. При понижении уровня грунтовых вод процесс
сглсения ослабевает и сохраняется в пределах толщи с наи¬
более интенсивным капиллярным промачиванием почвенной
массы. .
Оглеение развивается при затрудненном доступе кислрро-
136
да, когда в почвенной массе создаются анаэробные условия.
При этом происходит смена бактериальной флоры и развитие
вйдов, которые для дыхания используют кислород, связанный
в минеральных и органических соединениях. Прекращение до¬
ступа кислорода вызывает процесс восстановления, т. е. пере¬
вода ряда окисных соединений (больше всего железа) в за-
кисные (Fe203-^Fe0). Внешние признаки проявления этого
процесса — сизая или синяя (а иногда от зеленоватой до олив¬
ковой) окраска всего почвенного профиля или его отдельных
горизонтов, которая связана с закисными (восстановленными)
формами железа. К этим горизонтам приурочены также мел¬
кие и крупные ржавые охристые пятна железа. Часто замет¬
ны по трещинам и ходам корней белесовато-ржавые верти¬
кальные «языки». По ним проникает воздух, и здесь создают¬
ся местные зоны окисления. При постоянном обогащении
грунтовых или поверхностных вод кислородом процесс огле¬
ения не развивается.
В субтропиках и тропиках глеевый процесс связан с повы¬
шенной температурой почвенной массы и самих грунтовых
вод, а также с различной степенью их минерализации. Поэто¬
му глеевый процесс сопровождается не только восстановлени¬
ем минеральных соединений и гниением органических, но и яв¬
лениями разложения и вторичного образования глинистых ми¬
нералов.
Оглеенные горизонты более иловато-глинистые по сравне¬
нию с водоносными горизонтами. Эта особенность обусловле¬
на интенсивной диспергацией минеральной толщи. Глеевый
процесс может быть определяющим и сопутствующим или под¬
чиненным, например, в засоленных и других почвах.
Процессы накопления
и преобразования органического вещества
В эту группу объединены ЭПП гумусонакопления и торфо-
образования.
* Г ум усонакоПление
Длительное время при изучении процесса почвообразова¬
ния в тропиках и субтропиках на органическую часть почв
обращалось мало внимания. Считалось, что в них происходит
почти полная минерализация органических остатков и что поч¬
вы в этих условиях имеют преимущественно минеральный со¬
став. В настоящее время положение существенно изменилось.
Выявлен ряд почв, в которых гумусонакопление имеет важное
значение. Кроме того, во многих тропических и субтропиче¬
ских почвах, несмотря на низкое содержание гумусовых ве-
137
ществ (1—4%), они все же оказывают заметное влияние на
состав и свойства почв.
Образование гумуса и гумусовых горизонтов — характер¬
ные показатели почвообразования. Но только при определен¬
ных условиях и уровне гумусонакопления оно оказывается оп¬
ределяющим в преобразовании минеральной части почв и в
улучшении их физических свойств. К числу таких условий от¬
носятся: ежегодное поступление органических остатков на по¬
верхность и в верхние горизонты почв в количестве, достаточ¬
ном для образования гумусовых веществ, с необходимым со¬
держанием зольных элементов; высокое содержание основа¬
ний в минеральной части почв и в еще большей степени — уг¬
лекислого кальция в виде оглиненной (мергелистой) массы;
достаточно благоприятный климатический режим для разло¬
жения органических остатков и образования гумуса.
Считалось, что такие условия в субтропиках и особенно в
пропиках почти не создаются. Однако они все же существуют
на довольно значительных площадях, особенно в регионах с
сухим периодом до 4—6 мес и при карбонатности или высо¬
кой насыщенности обменным кальцием почвообразующих по¬
род. Заметное гумусонакопление происходит и на сиаллитных
или сиаллитно-карбонатных и сульфатных породах. Гумусо-
иакопление связано не только с травянистой, но и с кустар¬
никово-древесной растительностью, произраставшей в докуль-
турный период. В настоящее время поддерживание повышен¬
ного содержания гумуса происходит преимущественно за счет
корневых остатков культурных растений.
Нейтральная или щелочная реакция почвообразующих по¬
род способствует коагуляции всех подвижных продуктов раз¬
ложения органических остатков и поглощению их минераль¬
ными коллоидами верхних, особенно надкарбонатных гори¬
зонтов. В свою очередь разложение органических остатков
происходит при более интенсивном воздействии бактериальной
флоры, чем в кислой среде ферраллитных и других почв.
Накоплению гумусовых соединений преимущественно гу-
миново-кислотного состава способствует и Значительно боль¬
шее, чем в умеренных условиях, оглинение толщи интенсивно¬
го гумусонакопления. Оно связано с большей диспергацией
минеральной части во влажные периоды. Происходящее в та¬
ких условиях, а также и при сезонном переувлажнении гуму¬
сонакопление охватывает поверхностную толщу мощностью
от 20—30 до 70—80 см. Уменьшение содержания гумуса с глу¬
биной происходит резко, что связано с резким переходом ма¬
локарбонатных горизонтов в слои карбонатных мергелей,
песчаников и сланцев.
В тропиках большое значение в гумусонакоплении приоб¬
ретает карбонатность пород и степень их оглиненности. Так,
138
на плотных трещиновых третичных и кристаллических изве¬
стняках гумусонакопление ослаблено вследствие 4 быстрого
растворения и выноса карбонатов кальция. Только на рыхлых
оглиненных мергелях и пропитанных карбонатами глинистых
песчаниках и сланцах, обладающих меньшей водопроницае¬
мостью, происходит интенсивное гумусонакопление. С ним
связано оструктуривание почв в автоморфных и даже в гидро¬
формных (постоянных «или сезонных) условиях.
Гумусообразование сопровождается более интенсивным
растворением и выщелачиванием свободных карбонатов. Это¬
му способствует образующаяся при разложении органических
остатков углекислота. Значительная часть ее поглощается
почвенной влагой (в дождевой сезон), вследствие чего она бо¬
лее интенсивно растворяет углекислый кальций и переводит
его в бикарбонат кальция. Бикарбонат кальция в большей сво¬
ей части во влажные сезоны вымывается из гумусовых гори¬
зонтов.
Значительное гумусонакопление может происходит и в
почвах долин рек тропической зоны, когда они формируются
на богатых обменным кальцием отложениях.
Во многих аллитных и ферраллитных почвах гумусовые
вещества играют важную роль в образовании органоминзраль-
ных соединений, с которыми связываются различия в накопле¬
нии несиликатных цли свободных форм железа.
Т орфообразование
Торфообразование — ЭПП нарастания на поверхности ор¬
ганических остатков растений; они не разлагаются, а подвер¬
гаются медленному гниению, и только в сухие периоды наря¬
ду с гниением отмечается и кратковременное их разложение.
Поэтому торфяная почва часто переслаивается перегнойной
мажущейся массой. Мощность торфяных толщ в условиях
тропиков и субтропиков может колебаться от 0,5 до 5—10 м.
Чем меньше мощность торфяной толщи, тем она более разло¬
жена. Торфонакопление в тропиках приурочено к глубоким
депрессиям, речным долинам и приморским низменностям.
Торфонакопление протекает при избытке как поверхност¬
ных, так и грунтовых вод. Чем интенсивней переувлажнение
и длительнее затопление поверхности, тем ЭПП торфонакоп-
ления протекает энергичней.
В процессе гниения образуется ряд недоокисленных соеди¬
нений преимущественно в газообразной форме (метан, серо¬
водород, аммиак), способствующих восстановлению мине¬
ральных соединений, подстилающих торфяную массу пород,
и проявлению оглеения. Следствием анаэробного процесса и
оглеения является частое образование в торфяниках вивиани¬
139
та Fe3(P04)2*8H20, в составе которого скапливается высво¬
бождающаяся из органических остатков фосфорная кислота.
Процесс тор фон а коплен ия сопровождается замедлением
биологического круговорота веществ и .консервацией зольных
элементов, находящихся в растительных остатках. Поэтому
в торфах повышается потенциальное плодородие. Торфяники
рассматриваются как особые органические почвы, формирую¬
щиеся на органогенной (торф) почвообразующей породе Ес¬
ли мощность торфянистой массы не более 50—70 см и она раз¬
вивается на глеевой минеральной основе, то такие образова¬
ния относятся кторфяно:глеевым.
К особенностям тропического торфонакопления относится
отсутствие четкого разграничения торфяников по условиям
питания на верховые сфагновые, переходные и низинные, на
которые они подразделяются в других поясах. К верховым от¬
носятся торфяники, образующиеся на водоразделах и питаю¬
щиеся только водами атмосферных осадков, а к низинным —
питающиеся грунтовыми водами, богатыми минеральными
соединениями. в
В тропическом и субтропическом поясах преобладает тор¬
фонакопление, ближе стоящее к низинному типу. Оно часто
происходит в условиях щелочной среды (особенно в сухой пе¬
риод), связанной с появлением соды, вероятно, образующейся
на месте и поступающей с грунтовыми водами. В торфяниках
на контакте с минеральной массой часто наблюдаются квар-
цево-железистые конкреции, такие же, к&к при латеритообра-
зовании. Их происхождение некоторые исследователи (Maig-
nein, 1966 и др.) связывают с приносом с повышенных терри¬
торий. Другие ученые (И. А. Денисов, С. В. Зонн, 1971) склон¬
ны допускать образование их на месте за счет осаждения под¬
вижных форм железа в щелочной среде.
Торфонакопление в приморских понижениях обычно начи¬
нается по мелководьям и затем выходит на поверхность не
только вследствие отступания вод, но и за счет накопления
торфа сверху. Торфонакопление сопровождается развитием
неблагоприятных свойств и процессов, исключающих произ¬
растание на таких почвах культурных растений.
Ч асть II
ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ РАЗВИТИЯ ПОЧВ
Образование почв неразрывно связано с взаимодействия¬
ми живых организмов с материнскими породами, солнечной
энергией 1 и влагой атмосферы. Они являются материальны¬
ми участниками создания почв. Живые организмы служат ис¬
точником различных метаболитов и прежде всего органиче¬
ского вещества, гумусовых соединений и их производных. Жи¬
вые организмы не только обеспечивают почву органической
частью, но и активно участвуют в непосредственном преобра¬
зовании минеральной части почв.
Материнские породы служат минеральным остовом почвы,
а атмосфера влияет своими энергетическими и водными ресур¬
сами, которые дают необходимое тепло и влагу. Жизнь расте¬
ний и животных находится в прямой зависимости от клима¬
тических условий и больше всего от снабжения теплом и вла¬
гой, которые растения получают как непосредственно из ат¬
мосферы, так и из почвы. К перечисленным создателям почв
относится и рельеф. Однако его роль сводится к частичному
перераспределению веществ и энергии вышеперечисленных
материальных участников почвообразования. И наконец, су¬
ществует еще одно условие, от которого зависит почвообразо¬
вание,— это возраст страны или возраст каждой конкретной
территории, на которой развиваются почвы.
Таким образом, выявляются следующие участники почво¬
образования: живые организмы, материнские или почвообра¬
зующие породы, атмосфера с ее климатом, рельеф и возраст
страны. Именно эти компоненты В. В. Докучаев относил к
агентам-почвообразователям, или к факторам почвообразова¬
ния. Он писал: «...Все эти агенты-почвообразователи, в сущ¬
ности, совершенно равнозначащие величины и принимают
равноправное участие в образовании нормальной почвы...
Следовательно, чтобы изучать почву — эту функцию, резуль¬
тат совокупной деятельности вышеупомянутых почвообразо-
вателей, необходимо исследовать и все вышеуказанные почво-
образователи!» 2. Это учение вошло в науку о почвах, как уче¬
1 См. Докучаев В В К учению о зонах природы Горизонтальные
и вертикальные почвенные зоны Избр. соч М, Сельхозгиз, 1954, с. 423.
2 Та м .t\ е
141
ние о факторах почвообразования. Оно составляет одну из
неразрывных частей общих представлений В. В. Докучаева о
почве как самостоятельном природном теле и компоненте
каждого ландшафта.
В. В. Докучаев не разделял факторы почвообразования на
материально и нематериально участвующие в нем. Он считал
все факторы совершенно равнозначными, принимающими:
«равноправное» участие в образовании почв, однако не давал
абсолютного равноправия каждому фактору в процессе почво¬
образования. В. В. Докучаев лишь подчеркивал, что образо¬
вание и географическое распределение почв немыслимо без
участия всех перечисленных факторов. Проявление же каж¬
дого из них, как неоднократно отмечал->В. В. Докучаев, может
существенно меняться: «В одном случае мог играть наиболее
выдающуюся роль один фактор, в другом — другой; е одном
явлении их жизни и особенностей почв рельефнее высказыва¬
ется один почвообразователь, в другом — другой, но, несом¬
ненно, они все действовали и участвовали в образовании почв,
следовательно, все они и должны быть приняты во внимание».1.
То, что все докучаевские факторы должны приниматься
во внимание, бесспорно, hq они не в
образовании почв. Три из них живые организмы, материн¬
ские породы и климатические ресурсы являются, как отмеча¬
лось выше, материальными, обладающими различного рода
энергией и вещественным составом. Их взаимодействия к при¬
водят к образованию почвы как особого тела, лежащего на
границе живого и мертвого (биокосное тело). Поэтому только
живые организмы, материнские породы и климатические ре¬
сурсы могут рассматриваться как активные факторы почвооб¬
разования.
Рельеф не является материальным участником почвообра¬
зования. Изменение форм рельефа обусловливает лишь раз¬
личия во взаимодействиях факторов. Он влияет на перерас¬
пределение веществ и энергии вышеуказанных материальных
факторов почвообразования. Такое участие рельефа в почво¬
образовании можно рассматривать скорее как обязательное
условие, а не как фактор почвообразования. Поэтому рельеф,
хотя и является постоянным участником почвообразования, но
не определяет, а только изменяет частные процессы формиро¬
вания почв. Таким образом, формирование почв определяется
взаимодействием живых организмов и климатических агентов
с горными породами, пространственные изменения которых за¬
висят от рельефа земной поверхности.
Время /или возраст) также не равнозначно первым трем
1 Докучаев В. В. Ответ на возражения А. И. Воейкова. М., Сель-
хозгиз, соч., 1939, т. II, с. 318.
142
факторам. Время это также условие, определяющее ту или
иную выраженность процесса почвообразования. Время, как
указывает И. П. Герасимов, «...это непрерывное развитие,
постоянное изменение в свойствах почв, без которого они, как
и все другие тела природы, не мыслимы...» 1.
Особое место в формировании и жизни почв занимает хо¬
зяйственная деятельность человека. Она направлена на ос¬
воение и преобразование почв, интенсивность которых зависит
от уровня развития техники, а так как техническая вооружен¬
ность определяется социально-экономическими условиями об¬
щества, то и влияние человека на почвы может быть различ¬
ным.
В странах субтропического и тропического поясов эти
влияния находились в зависимости от зТЙнтересованности ко¬
лониальных стран в развитии отдельных отраслей тропиче¬
ского земледелия. Так, например, на Кубе, все преобразова¬
ния природы и почв были направлены на получение высоких
урожаев сахарного, тростника и табака, а в Египте все было
подчинено выращиванию хлопчатника.
Примером весьма слабого воздействия человека на почвы
являются страны, где преобладало экстенсивное скотоводство
(Сомали, Мали, Судан и др.)* Вместе с тем следует подчерк¬
нуть, что агротехническое воздействие на почвы, какой* бы ин¬
тенсивности оно ни достигло, не может изменить природного
процесса почвообразования в целом. Агротехника изменяет
отдельные свойства почв, преимущественно в обрабатываемой
толще, что не сказывается на изменении направления и ха¬
рактера почвообразования.
Этот вывод действителен для тех случаев, когда примене¬
ние того или иного агротехнического комплекса не приводит
к нарушениям во взаимодействиях природных факторов поч¬
вообразования. Так, например, если обработка приводит к
усилению водной или ветровой эрозии, то почвы не только те¬
ряют свое плодородие, но могут быть полностью снесены
вплоть до почвообразующей породы. Кроме того, в условиях
тропиков обработка или, вернее, освоение некоторых площа¬
дей может приводить к усилению новообразований в почвах,
особенно типа латеритных кор и кирас. В этом случае изме¬
нения обусловливаются известными нарушениями природных
факторов почвообразования и прежде всего сменой естествен¬
ной (преимущественно лесной) растительности на культур¬
ную. При этом могут происходить коренные изменения в вод¬
ном режиме почв. С ним в наибольшей степени и связано
усиление новообразований железа.
1 Герасимов И. П., Глазовская М. А. Основы почвоведения
и география почв. М.. 1960, с. 165.
143
Наиболее кардинальные изменения в почвообразование
вносят коренные мелиорации (орошение и осушение), а так¬
же химические воздействия. С ними связаны сравнительно
быстрые и существенные превращения 'почв одного типа в
другой, например, солончаков в различные гидромсирфные не-
засоленные почвы 'или солонцов (при гипсовании) в почвы
нормального ряда.
При осушении болот образуются торфяно- и торфянисто-
глеевые почвы и т. д. Но если не учитываются природные фак¬
торы почвообразования, то коренные мелиорации могут при¬
вести и к усилению процессов, ухудшающих плодородие почв.
Например, неправильное орошение может способствовать
развитию вторичного засоления, а переосушениел болот при¬
вести к недостатку влаги, сильной минерализации органичес¬
кого вещества и, как следствие, к понижению урожаев кормо¬
вых и продовольственных культур. Следовательно, преобра¬
зование почв человеком может быть успешным только при
учете всех факторов и условий почвообразования.
Глава VIII
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ
Понятие «горная порода» в приложении к почвообразова¬
нию весьма широкое. Оно охватывает не только кристалли¬
ческие и плотные осадочные, но и рыхлые породы, вне зависи¬
мости от их происхождения и состава (химического, грануло¬
метрического). Все горные породы, из которых образуются
почвы, в почвоведении называются почвообразующими или
материнскими. Такое понятие было введено еще В. В. Доку¬
чаевым, чтобы подчеркнуть огромное значение горных пород
в образовании почв.
Ранее указывалось, что горные породы, а также продукты
их выветривания и переотложения служат той минеральной
основой, на которую в почвах приходится до 80—97% всей
почвенной массы. Поэтому почвы в той или иной степени нас¬
ледуют от минеральной части породы минералогический и хи¬
мический состав. Если такого наследования не выявляется,
т. е. почва обладает одним минералогическим, химическим и
гранулометрическим составом, а порода — другим, то такая
порода должна рассматриваться как подстилающая почву.
Отнесением той или иной породы к подстилающей подчерки¬
вается, что генетической связи ме&ду нею и почвенной тол¬
щей нет. Разграничение пород на почвообразующие и почво¬
подстилающие имеет значение для выяснения минералогиче-
144
скот и химического состава почв и правильного толкования
их генезиса
Очень часто эти два понятия смешивают, и поэтому генезис
ряда тропических почв до сих пор остается спорным и неяс¬
ным. В качестве одного из примеров приведем современные
представления о связи черных слитых почв — вертисолей (ре-
гуров) с почвообразующими породами в Индии. Большинст¬
во исследователей образование этих почв связывают с разви¬
тием их на эффузивных породах и особенно на траппах.
Если не все слитые почвы, по крайней мере преобладающая
их часть, развиты на различных переотложенных рыхлых по¬
родах, подстилаемых траппами и другими горными породами.
Такое уточнение имеет существенно важное значение для вы¬
яснения генезиса почв и в особенности их слитости.
Роль почвообразующих пород в почвообразовании имеет
различные аспекты, но главные из них — это, во-первых, влия¬
ние разнообразных по происхождению, петрографическому и
минералогическому составу пород на образование вторичных
глинистых минералов и химический состав почв; во-вторых,
отражение свойств и строения горных пород в морфологиче¬
ских и физических свойствах почв — в их мощности, сложе¬
нии, гранулометрическом составе.
Во влажно-тропических условиях при глубоком преобра¬
зовании различных по составу и свойствам горных пород мо¬
гут образовываться однородные, обогащенные каолинитом
продукты выветривания, которые подвергаются различным
современным элементарным процессам почвообразования.
Поэтому в условиях влажных тропиков не всегда легко уста¬
навливается генетическая связь пород с корами выветривания
и почвами.
Породы по их роли в почвообразовании подразделяются на
три главные группы: массивно-кристаллические (магматиче¬
ского и метаморфического происхождения), плотные осадоч¬
ные породы и рыхлые осадочные наносы. Последние по проис¬
хождению подразделяются на делювиальные, пролювиальные,
аллювиальные, эоловые и др.
Почвообразование
на массивно-кристаллических породах
Массивно-кристаллические породы выходят на поверх¬
ность на значительных площадях. Представлены они тремя
главными группами пород: магматическими интрузивными,
вулканическими эффузивными и метаморфическими.
1 Косвенное влияние подстилающих пород на почвы сказывается че¬
рез изменение водопроницаемости, усиление заболачивания и т. д.
10 Зак. 1542
145
Под действием атмосферных, биологических и других
агентов выветривания эти породы становятся неустойчивыми.
Особенно интенсивным и относительно быстрым изменениям
они подвергаются во влажно-тропическом климате..Здесь хи¬
мические преобразования приводят к потере части окислов
(вымывание), а оставшиеся преобразуются во вторичные ми¬
нералы или свободные окислы.
Граниты и гнейсы преобразуются чаще всего в каолинит,
в связи с чем в продуктах выветривания этих пород накапли¬
вается преимущественно А1203. Кроме каолинита образуется, и
некоторое количество лимонита. Характерно, что граниты и
гнейсы дают от 32 до 53% кварца. Он обогащает продукты вы¬
ветривания и почвы песчаными фракциями. При выветрива¬
нии базальтов и андезитов больше всего накапливается А120з
и Fe203, что определяет образование наряду с каолинитом и
гиббсита. Продукты выветривания роговообманковых слан¬
цев также обогащаются А1203 и Fe203, что способствует на¬
коплению каолинита и гетита. И наконец, в продуктах вывет¬
ривания серпентинитов накапливается в основном железо в
виде гетита и свободных окислов.
Установлено, что лри выветривании интрузивных пород
(граниты, гнейсы) накапливаются преимущественно кварц и
каолинит; из эффузивных основных пород (базальты, андези¬
ты), образуются в наибольших количествах каолинит, лимонит
и гетит, из ультраосновных (серпентин) — гематит и гетит.
Из массивно-кристаллических пород могут образовываться
как мощные коры выветривания, так и непосредственно почвы
различной мощности. При образовании почв на современных
продуктах выветривания массивно-кристаллических пород их
мощность зависит от климатических условий и интенсивности
проявления эрозионных процессов.
Зависимость от климатических условий выражается в том,
что чем длительнее сухой сезон, тем меньше мощность вывет¬
рившейся толщи пород К О нарастанием сухости физическое
выветривание усиливается, а химическое — затухает. В силу
этого продукты выветривания приобретают большую каме¬
нистость, а в экстрааридных условиях — и песчанистость за
счет дезинтеграции пород путем сепарации при эоловом пе¬
реносе. В результате такие продукты выветривания характе¬
ризуются преобладанием кварцевых частиц, которые цементи¬
руются железом или кремнекислотой, образуя пустынные же¬
лезистые и кремнеземистые коры.
Кроме того, в пустынных условиях происходит накопление
водно-растворимых солей (CaC03, CaS04, Na2C03 и др.), так
1 Встречающиеся в саваннах или аридных областях мощные коры вы¬
ветривания большей частью образовались не в современных, а в прошлых
влажно-тропических условиях.
146
как выпадающих атмосферных осадков там мало и они не
растворяют и не вымывают эти соли. Для тропических стран
с аридным климатом характерно накопление в почвах соды
(ЫагСОз), отмечаемое многими исследователями почв Судана,
Сомали и других стран.
Зависимость выветривания пород от климатических усло¬
вий определяется по молекулярным отношениям S1O2: R2O3 и
S1O2: AI2O3 в илистой фракции почв. Этими отношениями мо¬
гут устанавливаться типы выветривания, соответствующие
процессам сиаллитизации и аллитизации (табл. 11).
Т а б л и ц.р, 11
Зависимость молекулярных отношений Si02 : А1203
в глинистой фракции от атмосферного увлажнения
(по И. А. Денисову, 1962)
Страна
Сумма годо¬
вых осадков,
мм
S1O2 * AI2O3
(в среднем)
Продолжительность
сухого сезона,f мес
Судан
Ь25
3,65
11
Гана
625—1250
2,39,
8
Конго
1260—2000
2,07
3
Гвинея
2000
1,55
4
При годовых осадках до 625 мм и сухом сезоне до 1Гмес
преобладает сиаллитный тип выветривания, а при более
обильных осадках и сухом сезоне, продолжающемся 8 мес и
меньше,— аллитный.
В тропических условиях, где осадки выпадают преиму¬
щественно в виде интенсивных ливней, явления смыва и Пере¬
носа продуктов выветривания проявляются очень сильно и на
больших площадях, особенно они развиваются на площадях
сельскохозяйственного пользования, где условия для смыва
значительно благоприятней, чем под естественной и особенно
древесной растительностью.
Смыв часто приводит к полному удалению мелкоземистых
(рыхлых) древних кор выветривания и более молодых про¬
дуктов разложения пород. При атом происходит обнажение
торных пород, на которых начинается новый цикл выветрива¬
ния и почвообразования. В таких случаях возможно кратко¬
временное существование сиаллитной стадии, быстро сменяе¬
мой во влажных условиях маломощной аллитной толщей.
В зависимости от хмощности и степени выраженности кор вы¬
ветривания на них могут сохраняться «древние» почвы, имею¬
щие большой возраст, и маломощные — «молодые». В послед¬
них наблюдается более четкая связь с почвообразующими по¬
родами, чем в первых.
147
Почвообразование
на плотных осадочных породах
В образовании осадочных пород, помимо продуктов разру¬
шения массивно-кристаллических пород, принимают, участие
химические и биологические осадки (в морях, озерах и на су¬
ше), а также продукты вулканических извержений. Все они
или перемешаны, или имеют слоистый характер. В дальней¬
шем эти породы подверглись сингенетическим и диагенетиче-
ским преобразованиям в плотные осадочные породы.
На осадочных породах также образуются коры выветрива¬
ния. Они испытывают те же климатические влияния и подвер¬
гаются таким же эрозионным процессам, какие были установ¬
лены для почвообразования на массивно-кристаллических по¬
родах. Вместе с тем влияние осадочных пород на почвообра¬
зование имеет свои специфические черты и формы проявления.
В осадочных породах в отличие от кристаллических сохра¬
няются только наиболее устойчивые минералы, например,
кварц и некоторые другие. Они переходят и в почвообразую-
щую толщу, но играют роль балласта (особенно кварц), т. е.
не участвуют в активном почвообразовании.
Преобладающая часть глинистых минералов в толщах оса¬
дочных пород образовалась в условиях, близких к тем, в ко¬
торых происходит почвообразование в умеренных, а также
тропических и субтропических аридных областях. Почвы, об¬
разующиеся на осадочных породах, в этих областях наследу¬
ют от последних гранулометрический н минералогический со¬
став и не подвергаются дальнейшим сильным преобразова¬
ниям. В них происходит лишь разрушение оставшихся первич¬
ных (и частично вторичных) минералов.
В условиях же гумидных субтропиков и тропиков из оса¬
дочных толщ в первую очередь выносятся легкорастворимые
соли, затем углекислые Са и Mg, после чего они вступают в
стадию оглинения, а затем аллитизации — накопления полу¬
торных окислов А1 и Fe. Например, при выветривании песча¬
ников происходит обеднение их глиной вследствие ее выноса.
Осадочные породы, так же как и массивно-кристаллические,
переходят под влиянием процесса аллитизации в каолинизи-
рованные или ожелезненные продукты с накоплением каоли¬
нита, гиббсита и гетита.
В экстрааридных тропических и субтропических условиях
при выветривании осадочных пород происходит перераспре¬
деление водно-растворимых и карбонатных солей — накопле¬
ние их в депрессиях рельефа в результате частичного вымыва¬
ния из почв повышений и равнин. Здесь почвы в наибольшей
степени наследуют состав почвообразующих осадочных по¬
род
148
В аридных областях к карбонатным и засоленным породам
приурочено проявление солончакового и солонцового процес¬
сов.
Почвообразование
на рыхлых породах (наносах)
Основная масса рыхлых наносов образовалась путем пере-
отложения и сноса продуктов выветривания различных пород
и древних кор выветривания. Этот материал пр»и переносе и
переотложении во влажно-тропических условиях обедняется
солевыми и другими компонентами и часто обогащается же¬
лезистыми конкрециями и обломками латеритного материала.
В сухих условиях, наоборот, к этим наносам примешиваются
различные химические осадки, а также солевые новообразо¬
вания — СаСОз, CaS04 и др.
Рыхлые наносы приурочены к склонам и различным отри¬
цательным (пониженным) формам рельефа (впадины, доли¬
ны рек, склоны гор, вади и др.)* Мощность таких наносов ко¬
леблется от десятков метров до десятков сантиметров. Наносы
в той или иной степени отражают свойства плотных осадоч¬
ных пород, поскольку они все или большая их часть образо¬
вались в результате сноса различными путями рыхлого мате¬
риала этих пород. Большое разнообразие наносов определяет¬
ся различиями их гранулометрического состава, степенью и
характером засоления, составом и распределением новообра¬
зований.
Все рыхлые наносы отражают в своем составе и свойствах
процессы выветривания и почвообразования, характерные для
областей их накопления. В них, так же как и в почвах, прояв¬
ляются такие элементарные процессы, как сиаллитизация, ал¬
литизация, мзргелеобразование и др.
Особого внимания заслуживают лёссовые отложения
(включая и лёсс), формирующиеся в аридных климатических
условиях. Они отличаются высокой пылеватостью, карбонат-
ностью всей массы и карбонатными новообразованиями в виде
конкреций, стяжений и т. д.
Почвообразующие породы оказывают большое и разнооб¬
разное влияние на процессы почвообразования. Вместе с тем
классифицировать почвы только по составу и свойствам по¬
род, как это делали в додокучаевский агрогеологический пе¬
риод, нельзя. В настоящее время вновь высказываются сооб¬
ражения о том, что плодородие почв в определенных условиях
(в засушливых »и жарких областях) можно создавать и регу¬
лировать путем бесперебойного обеспечения культурных рас¬
тений влагой (орошение) и внесением минеральных удобре¬
ний. Нам представляется, что во всех случаях роль биологи¬
149
ческих факторов, несомненно, велика и не может не учиты¬
ваться щр«и рассмотрении основного свойства почв—плодоро¬
дия.
Г л а в а IX
СООТНОШЕНИЕ ПРОЦЕССОВ ВЫВЕТРИВАНИЯ
И ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ТРОПИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ
Понятие о корах выветривания
Во многих тропических странах мощность мелкоземистой
толщи, состоящей из частиц размером < 1 мм, достигает 5—
10 м и более. Строение таких толщ может резко отличаться по
гранулометрическому составу отдельных ее частей (слоев) и
наличию на различных глубинах латеритных или в той или
иной степени каолинизированных слоев. Наиболее характер¬
ны три типа строения толщ мелкоземистых кор выветривания
(рис. 20).
К первому типу относятся толщи, однородные по проис¬
хождению. Они постепенно переходят от рыхлого мелкоземи-
стого материала в более уплотненную, сохранившую структу¬
ру исходной породы, но режущуюся ножом оглиненную мас¬
су. Такая толща носит название литомаржа. Глубже она пе¬
реходит в неизменную исходную горную породу.
Ко второму типу принадлежат толщи, состоящие из двух
четко выраженных слоев. Верхний, относительно однородный
по гранулометрическому составу, с содержанием на различ¬
ных глубинах железистых или железисто-кварцевых конкре¬
ций, иногда делится на два слоя — верхний, более или менее
однородный, и нижний — пронизанный крупными осветлен¬
ными жилами каолинизированного материала (пятнистая зо¬
на). Второй слой резко выделяется преобладающей красной
или желтой окраской.
Нижний слой представлен твердой породой, генетически не
связанной с первой. В таких случаях мелкоземистая толща по
отношению к породе является более молодой и механически
на нее наложенной.
Третий тип строения наиболее сложный. В нем мелкозе¬
мистая толща представлена слоями различного состава и мо¬
жет включать слои или блоки латерита, отбеленные слои као-
линитового состава, которые часто переслаиваются красно-
бурыми, более богатыми железом слоями. Мощность таких
толщ составляет более 10 м. Они могут переходить в литомар-
жевую зону, связанную с коренными породами, но чаще ока¬
150
зываются переотложенными и генетически не связанными с
нижележащими породами. Образование таких мелкоземистых
толщ обусловлено не только переотложением рыхлого мате¬
риала, но и воздействием на него, после переотложения, грун¬
товых вод. С обогащенными железом толщами связано обра¬
зование латеритных прослоев, а с обедненными — относитель¬
ное обогащение каолинизированным материалом.
Д
I
Ш
Условные oSoiHave/wp:
ЕД
Рис. 20 Типы строения кор выветривания
А — элювиальной, Б — двучленной с латеритом, В — много
членной переотложенной,
1 — активный почвенный слой, 2 — рыхлая элювиальная кора
выверивания, 3 — песчаная почва (а) и порода (б), 4 — слой
латерита, 5 — рыхлая и'орода (литомарж), 6 — неизменная по¬
рода, 7 — суглинок, I—IV — слои
Все три типа отложений представляют собой коры вывет¬
ривания. Под ними принято понимать поверхностные толщи
пород литосферы, измененные в результате взаимодействия
их с атмосферой, гидросферой и биосферой.
151
Эти взаимодействия по своей природе могут быть биохими¬
ческими и физико-химическими. Результатом их является по¬
теря исходными породами свободной энергии и увеличение ее
во вновь образующихся мелкоземисто-коллоидальныхпродук-
тах (вторичных глинистых минералах).
Понятие «кора выветривания»—геологическое, но прочно
вошедшее и в почвоведение. Коры выветривания представля¬
ют собой и почвообразующие породы, и продукт почвообразо¬
вания, так как почвенные растворы, просачиваясь на значи¬
тельную глубину, влияют на характер и интенсивность вывет¬
ривания пород из ранее образовавшихся кор выветривания.
Коры выветривания могут образовываться самостоятельно,
когда, например, наряду с просачивающимися почвенными
растворами на горные породы воздействуют грунтовые воды и
превращают их в коры выветривания. Грунтовые воды являют¬
ся не только растворителями, но источниками катионов и
анионов, участвующих в реакциях обмена между ними и по¬
родами, с чем связано появление глинистых минералов в тол¬
ще коры выветривания. Образующиеся таким путем коры вы¬
ветривания по составу глинистых минералов могут не отли¬
чаться от верхней почвенной толщи, что крайне усложняет оп¬
ределение границ между собственно почвообразующими тол¬
щами и корами выветривания. Трудность заключается еще и
в том, что% часто происходит совмещение почвообразующей
толщи и коры выветривания. Это наблюдается не только в
аридных и экстрааридных (пустынных), но и во влажных суб¬
тропических и тропических областях с резко выраженными су¬
хими и влажными сезонами.
Если в аридных и экстрааридных областях совмещение,
кор выветривания с почвообразующей толщей обусловлено
преимущественно медленностью протекания обоих процессов,
то во влажных условиях такие явления* связаны большей
частью с процессами денудации, т. е. со сносом разными пу¬
тями древних кор выветривания. На обнажающихся горных
породах происходит образование молодых кор выветривания
с одновременным наложением на них почвообразования.
Таким образом, во многих случаях разделение мелкозе-
мистой толщи на собственно почву и кору выветривания
весьма затруднено, а часто и невозможно. Это связано, преж¬
де всего, с тем, что существенных различий между процессами
почвообразования и образованием кор выветривания нет.
Больше того, И. И. Гинзбург, В. П. Петров (1967) и другие
исследователи считают коры выветривания продуктами древ¬
него почвообразования. Тем не менее все же при больших
мощностях кор выветривания, наблюдающихся во многих об¬
ластях субтропического и тропического поясов, возникает не¬
152
обходимость разделения собственно почвенной толщи и ко¬
ры выветривания.
Критерии выделения почв
и кор выветривания
Многие коры выветривания рассматриваются как продукты
древнего почвообразования. Следовательно, в их образовании
большая роль принадлежала живым организмам и особенно
растениям. Поэтому верхние толщи кор выветривания всегда
биологически более активны, чем нижние. Эти различия и. поз¬
волили Дюшофуру и И. П. Герасимову подразделять мощные
коры выветривания на отдельные толщи:
а) верхнюю, находящуюся под воздействием растительно¬
сти, особенно ее корней, биологически активную толщу, или
толщу почвообразования;
б) нижнюю, биологически слабоактивную, собственно кору
выветривания, куда могут поступать некоторые продукты об¬
мена из верхней толщи и, главным образом, почвенный раст¬
вор с различной реакцией. Эта толща в той или иной степени
может отражать прошлые условия образования (пестрая
зона).
Такое разделение позволяет, хотя и условно, определить
мощность толщи, в которой вне зависимости от времени обра¬
зования коры выветривания происходит дальнейшее активное
преобразование минеральной массы под воздействием биоло¬
гических процессов. Это определяется как непосредственной
деятельностью живых организмов (растений), так и влиянием
разнообразных метаболитических продуктов их жизнедея¬
тельности. Влияние метаболитов может быть различным и в
наибольшей степени связанным с объемом растворов, участ¬
вующих в выщелачивании продуктов выветривания и почво¬
образования.
При обилии атмосферных осадков почвенные растворы
имеют низкую величину pH и высокое содержание гидроли¬
зующихся силикатов. Это приводит на первых стадиях их
преобразования к щелочным значениям pH, в результате чего
происходит накопление А1203 и Fe203 за счет растворения и
выноса Si02.
При малом количестве осадков и превышении годичного
испарения над их выпадением для растворения и выноса не¬
достаточно Si02, А1203 и Fe203, щелочей и щелочных земель,
даже при высоких значения pH. Поэтому продукты такого вы¬
ветривания силикатов представлены соединениями щелочей,
щелочных земель, А1203, Si02, входящих в состав смектитов, ил-
лита и цеолитов.
При умеренных осадках происходит вынос большей части
153
щелочей и щелочных земель, а Н-ионы накапливаются вслед¬
ствие диссоциации Н2С03. Поэтому величина pH почвенных
растворов достаточно низкая, что способствует накоплению
А1203 и Si02 и образованию каолинита.
Роль живых организмов
в образовании кор выветривания
Величины pH кор выветривания определяются не только
климатическими условиями и объемом поступающих на по¬
верхность дождевых вод. Реакция среды в немалой степени
зависит от живых организмов, особенно растений и образуе¬
мых ими органических веществ. Одной из причин, вызываю¬
щих уменьшение pH, является
взаимодействие корешков рас¬
тений с выветривающейся мас¬
сой или почвой (рис. 21).
Корешки растений несут на
своей поверхности отрицатель¬
ные заряды и окружены в поч¬
вах ионной средой, которая во
время роста растений может
состоять из Н- или Al-ионов,
Корешки растений обменива¬
ют свои Н- или Al-ионы на ка¬
тионы питательных элементов
(К, Са, Mg и др.). Наряду с
обменом Н- и Al-ионов на Са,
Mg, К и другие корешки воз¬
действуют на силикатные час¬
тицы и восстанавливают рав¬
новесие потребленных катио¬
нов.
Перенос катионов через
коллоидальные мостики между корнями и неизмененными по¬
родами и минералами (рис. 22) называется контактным обме¬
ном. Обмен между корнями и почвой через коллоиды более
или менее обратимый. Известно, например, что растения, про¬
израстающие на почве, обедненной Са или другими катиона¬
ми, будут отдавать некоторое их количество обратно в почву.
Растения являются и источниками органических соедине¬
ний, участвующих в образовании комплексных соединений.
Эти последние существенно влияют на выветривание минера¬
лов. Не меньшее значение приобретает и катионный обмен.
Диализ глин и эффект Доннана также наблюдается при
процессах выветривания и почвообразования. В основе диали¬
за лежит явление диффузии, т. е. достижения равновесных ус¬
Рис. 21. Корешок растения, не¬
сущий отрицательные заряды и
окруженный «атмосферой» ка-
•тионов
154
ловий между глинистыми минералами почв и растворами, их
омывающими. Подобный процесс можно представить следую¬
щим образом (рис. 23): К-содержащий глинистый минерал
погружен, например, в дождевую воду; К из этого минерала
Рис. 22. Движение катионов в результате контактного
обмена между соседними коллоидными частицами (по
Келлеру и Фредериксону, 1958):
/ — корешок, окруженный Н-ионами, 2 — глинистый коллоид,
3 — минеральный обломок; а — глинистый минерал, б — Н-ион,
в — М-катион (М — Са, Mg, Кит. д.); г — «колеблющийся
объем» коллоида 2 катионов
Рис. 23. Увеличенная коллоидная частица К-содержащего
глинистого минерала до и после попадания в пресноводный
бассейн. Некоторое количество К диффундирует из минера¬
ла^ — в минерал. Концентрация ионов, участвующих в
диффузии: С — первцчная, X — продиффундировавшее ко¬
личество, Y — объем воды, участвующий в процессе.
диффундирует в воду, а Н и ОН из диссоциированной воды —
в коллоидный минерал. Не без участия растений и образуемых
ими органических веществ происходят и такие процессы, как
окисление, карбонатизация,гидратация и др.
155
Таким образом, одним из важных факторов образования
глинистых минералов и почв являются живые организмы и
особенно растения. Они изменяют состав вод и минеральной
массы, сообщая им новые качества. Поэтому при изучении, со¬
става и свойств кор выветривания в тропических и субтропиче¬
ских областях следует уделять особое внимание биологическим
факторам и не считать, что их роль здесь минимальная.
Типы кор выветривания
Выше, было показано, чтq формирование кор выветрива¬
ния находится в зависимости от климатических, петрографо¬
минералогических и биологических факторов. Такое представ¬
ление подкрепляется большим количеством наблюдений и
фактов, накопленных геохимией и почвоведением. .Закономер¬
ности, установленные крупнейшим исследователем в области
изучения кор выветривания и почв академиком Б. Б. Полыно-
вым, сводились к тому, что:
во-первых, процессы выветривания во всех климатических
зонах протекают в одном и том же*направлении и характери¬
зуются одними и теми же стадиями: обломочной, известкови-
стой, сиаллитной и аллитной;
во-вторых, состав пород, из которых образуются коры вы¬
ветривания, имеет значение только на первых стадиях вывет¬
ривания, а затем его влияние сглаживается;
в-третьих, климат определяет лишь скорость и интенсив¬
ность процессов выветривания, но не изменяет его общую
направленность.
Этими положениями Б. Б. По'лынов как бы ограничивает
роль пород и климата в корообразовании. Но далее он ука¬
зывает, что выведенные им закономерности не могут быть
универсальными, потому что они устанавливают только зави¬
симость от геоморфологических условий. Он считал, что «...дей¬
ствительное же современное распределение продуктов вывет¬
ривания, как и сами продукты, значительно сложнее и обус¬
ловливается в той или иной степени и климатическими, и ис¬
торико-геологическими моментами» \
Учение Б. Б. Полынова о корах выветривания скорее топо¬
логическое, описывающее перераспределение и миграцию про¬
дуктов выветривания, обусловленные геоморфологическими
факторами. Роль последних в разных климатических режимах
может проявляться по-разному, что и приводит* к формирова¬
нию различных типов кор выветривания. Можно утверждать,
что типы кор выветривания зависят не только от химического
состава пород, но и от их строения и структуры.
1 Пол ынов Б. Б. Кора выветривания. М.; Л., 1934, с. 15.
156
? Во влажно-тропическом климате (с сухим сезоном 4—
5 мес) на всех породах образуются не только аллитные коры
выветривания. Так, на Кубе и ряде других островов Карибско-
го моря при одном и том же водном и термическом режиме
развиваются как аллитные, так и сиаллитные и даже карбо¬
натные коры выветривания. Такое разнообразие кор выветри¬
вания указывает на сложность их образования. Оно обуслов¬
ливается составом пород и формой поверхностей, процессами
дефляции и даже различиями в сложении пород при одном и
том же химическом составе. Так, например, на меловых изве¬
стняках, богатых кремнеземом, образуются красноцветные
кислые (аллитные) коры выветривания, на третичных кавер¬
нозных и трещиноватых известняках формируются красно¬
цветные нейтральные или слабощелочные сиаллитные коры
выветривания, а на третичных мергелистых рыхлых отложе¬
ниях, наоборот,— карбонатные (некрасноцветные) коры.
Только на них происходит интенсивное гумусонакопление.
В то же время может иметь место и сиаллитизация переот-
ложенного аллитного материала. Чаще всего она происходит
под воздействием вод, обогащенных Mg и Si, с чем связано
формирование слитосиаллитных (карбонатно-сульфатных)
кор выветривания. Накопление сульфатов, хлоридов и карбо¬
натов в тропических условиях в большей степени связано с
морскими, а не с континентальными аккумуляциями. Послед¬
ние в тропических условиях могут сохраниться только в бес¬
сточных котловинах типа озера Виктория (Кения).
При всем разнообразии кор выветривания тропиков и суб¬
тропиков они в общем подчиняются закономерностям форми¬
рования, установленным Б. Б. Полыновым и уточненным
И. И. Гинзбургом.
' Выделенные нами три основных типа кор выветривания
имеют следующее сопряжение с выделяемыми Б. Б. Полыно¬
вым циклами выветривания:
1. Элювиальная — соответствует ортоэлювиальному циклу.
2. Делювиальная — близка к параэлювиальному циклу.
3. Смешанные — представляют продукты двух предыду¬
щих типов и соответствуют неоэлювиальному циклу.
Такое разделение кор выветривания основано на учете ус¬
ловий их образования. Каждый из перечисленных типов и цик¬
лов выветривания состоит из последовательно сменяемых во
времени и пространстве фаз выветривания: а) обломочной,
б) обызвесткованной, в) сиаллитной, г) аллитной. Схема рас¬
пределения различных отложений (по Б. Б. Полынову) пока¬
зана на рис. 24.
Следует отметить, что в аридном климате преобладают
первые две фазы, а во влажных тропиках и субтропиках —
алллтиая и отчасти оиаллитная фазы, в то время как первые
157
две фазы приобретают подчиненное значение. Однако это
«идеальные» схемы, от которых в тропических условиях суще¬
ствует множество отклонений.
Рис. 24. Схема распределения в конце первичного цикла выветривания кон¬
тинентальных и морских отложении (по Б. Б. Полынову, 1934):
1 — аллитный элювий; 2 — сиаллитная (алофзиозая) аккумуляция; 3 — карбонатная
аккумуляция; 4 — хлоридно-сульфатная аккумуляция; 5 — отложения береговой
зоны; 6 — терригенные илы; 7 — пелагические илы; 8 — глубоководный красный ил;
9 — массив первичной изверженной породы
Коры выветривания могут классифицироваться и в соот¬
ветствии с составом вторичных глинистых минералов, по кото¬
рым выделяются следующие главные группы типов кор:
1) галлуазит-гиббситовые, 2) каолинитовые, 3) гидрослюди¬
стые, 4) гидрослюдисто-гидрохлоритовые, 5) монтмор.иллони-
товые и др.
В элювиальной группе (ортоэлювий) формирование кор
выветривания с преобладанием тех или иных глинистых ми¬
нералов тесно связано с составом пород и климатическими ус¬
ловиями. Породы разного состава даю,т различные сочетания
глинистых минералов и отличаются^друг от друга числом и
мощностью зон преобладания тех или иных глинистых мине¬
ралов.
Классификации кор выветривания могут быть основаны и
на их химическом составе, особенно на молекулярных отноше¬
ниях. К сиаллитному типу выветривания относятся продукты
выветривания, лишенные хлоридов, сульфатов, большей части
158
карбонатов Са и Mg и частично SiC>2. Для них характерно от¬
носительное, по сравнению с исходной породой, накопление по¬
луторных окислов А1 и Fe при достаточно высоком содержа¬
нии Si02. Значительная часть алюмосиликатов переходит в
каолиновые соединения. Поэтому такие коры выветривания ха¬
рактеризуются накоплением иллита, бейделита и каолинита.
Кроме того, в них возможно образование аллофанов. Однако
последние в условиях элювия мало устойчивы и подвергаются
лессивированию, а иногда и выносу за пределы толщи, в кото¬
рой они образуются. Состав переотложенных кор выветрива¬
ния более сложный. В них сохраняются глинистые минералы,
образованные как в элювиальных условиях, так и в результа¬
те процессов, происходивших после переотложения.
В качестве особого подтипа выделяются аккумулятивные
слитосиаллитные коры выветривания тропиков. Они могут
образовываться в неоэлювиальных условиях, при аккумуля¬
ции Mg, который может вытеснять из каолинитовых минера¬
лов водород и обусловливать переход последних в минералы
групп смектитов. Смектизация может происходить и в мор¬
ских мелководьях, где воды более богаты магнезиальными
солями.
Сиаллитизация допустима как в карбонатной, так и бес-
карбонатной средах. В первом случае коры выветривания ще¬
лочные, а во втором — кислые. Среди кислых сиаллитных кор
выделяются собственно сиаллитные и феррсиаллитные. Раз¬
личаются они по степени аккумуляции железа преимущест¬
венно в виде свободных форм соединений, привносимых вода¬
ми. Для феррсиаллитных кор характерны суженные отноше¬
ния Si02 к Fe203.
Для аллитных кор из глинистых минералов наиболее ха¬
рактерны гиббсит, галлуазит, гематит, каолинит, а также сво¬
бодные окислы железа и алюминия. Последние подвергаются
выносу или перераспределению под влиянием лессивирования;
железо часто переходит в различные конкреционные формы и
кирасы, выбывая из общего круговорота.
Аллитные коры выветривания имеют красную и желтую
окраску и поэтому часто называются латеритными. Однако
мы не используем подобную номенклатуру и выделяем боль¬
шую группу аллитных кор выветривания, в своем распростра¬
нении приуроченных к тропическому и субтропическому поя¬
сам. Верхний предел молекулярных отношений Si02 к R203 и
Si02 к А1203 < 2,5.
Аллитная группа кор выветривания подразделяется на:
1. Аллитные — при содержании А1203, резко превышающем
FC2O3 в илистой фракции.
2. Ферраллитные — при преобладании в той же фракции
А12О0 над Fe203.
159
Химический состав (%) ила (<0,001 мм) главнейших кор выветривания
(по С. В. Зонну, 1967, 1968)
св
сг
я
ч
\о
а
Н
5 <i>
§&
nwO
VJ cs
c75<
OO
7Z, 04
CO Оч
О
см
*
о
CM
СЗ
*
о
X I
3
с
s
н
t=c
о
С
со
со
со
стГ
со
со
о
со
1>
со"
Ю
сч
СП
со"
<м
со
а,
а> с
ж о
со
О
сп
5,91
нет
»
МпО
нет
«
0,33
О
ЬХ)
£
2,36
2,40
3,17
CaO
1ЛИТНЫС
6,00
1,41
0,90
СО
О
<5*
Цч
Си a j
8,81
13,37
16,14
со
О
сц
<
18,94
27,15
14,86
ео
О
с?
27,75
40,52
31,00
<м
„ о
сл
54,00
52,80
58,49
со
VO
«
я
к
я
S
Л «
** £
э
•V g
S I
1 i
я а
ft л S
я fe;
•в-
<и
3
я
н
я
1=5
4
са
я
а
CL
сх,
а>
е
см со
со <N
1П
—• со
а>
o'
ю
о
оо
<м
о"
05
o'
а> я
Я о
_н Н
3! а>
я
о
—. о
-rf
3
я
н
я
4
ч
<
о
05
о"
S3
05
ев
VO
3
я
н
я
4
ч
<
О)
3
я
н
я
4
ч
са
О-
сх
<х>
3
я
н
я
е е
160
3. Фзрритные — при содержании Fe203 больше, чем Si02 и
А120з как в коре в целом, так и в ее илистой фракции.
Аллитные коры формируются только в нейтральных и кис¬
лых условиях среды.
Таблица 13
Валовой состав (%) песчаной коры выветривания и ила из нее
(по С. В. Зоину, 1968)
Образец
Молекулярные
отношения
еч
О
сЯ
СО
О
CN
IX
О
гм
с
СО
О
Цн
О
03
и
О
ы>
£
м «•
оо
TZ* <м
со (X
• • СО
О ^
(Л<
• • со
«о
9 8
СЛР-
Кора в целом
Ил (<0,001 мм)
94,06
43,28
4,88
2,27
3,96
43,26
0,92
9,01
0,21
0,33
0,15
0,28
34,7
1,50
40,1
1,70
260,87
12,7 *
Для определения сущности почвообразования особенно
важно разделение указанных групп кор выветривания по со¬
ставу глинистых минералов на:
1. Сиаллитные: а) каолинитовые (кислые), б) иллитовые
(кислые и нейтральные), в) гидрослюдисто-хлоритовые (ней¬
тральные), г) смектатовые (щелочные слитосиаллитные).
2. Аллитные: а) галлуазит-гиббситовые (кислые), б) као-
линитово-галлуазитовые (кислые), в) лимонитовые (нейтраль¬
ные) , г) гетитовые (нейтральные).
Общее представление о химическом составе выделенных
кор выветривания дают показатели, приводимые в табл. 12. .
Как отмечалось выше, при классификации кор выветрива¬
ния по химическому составу следует базироваться на данных
валового содержания Si02, А1203, Fe203> в иле (частицы
<0,002—<0,001), а не в почве в целом (частицы < 1 мм).
Особенно это необходимо для неоэлювиальных песчаных кор
выветривания. На это наглядно указывают анализы песчаной
коры выветривания западной части Кубы (табл. 13).
Содержание БЮг в коре в целом достигает 94,06%, а в иле
из нее только 43,28%. Поэтому и молекулярные отношения
характеризуют кору в целом как сиаллитную. Эти же отноше¬
ния по илу указывают на ее кварц-аллитную природу. При
большом содержании кварца можно сделать грубую ошибку
при отнесении кор выветривания к той или иной пруппе. Вот
почему следует использовать для этого состав ила.
II Зак. 1542
161
ГлаваХ
БИОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
К биологическим факторам относятся все живые организ¬
мы: микроорганизмы, низшие и высшие растения, животные,
обитающие не только в почве, но и в надземном ярусе расти¬
тельности. Роль каждой из перечисленных групп организмов
в почвообразовании различна и дифференцирована. Интен¬
сивность воздействия организмов определяется не только их
физиологическими особенностями, но и климатическими усло¬
виями. Существуют зависимости и обратного порядка, т. е.
влияние состава и свойств кор выветривания и почв на жизне¬
деятельность растений и микроорганизмов.
Можно различать прямое и косвенное влияние живых ор¬
ганизмов на почвообразование. Прямое влияние связано с по¬
стоянством местообитания микроорганизмов, растений я мно¬
гих почвенных животных. В таких случаях воздействие каж¬
дого из них ограничивается определенным участком и объемом
почвы.
Косвенное влияние заключается в том, что живые организ¬
мы, перемещаясь с места на место, переносятся и переотлага-
ют продукты своей жизнедеятельности. Это относится, глав¬
ным образом, к животным, обитающим как в надземном яру¬
се (птицы и насекомые), так и отчасти в подземном (живу¬
щие в почвах). Потребляя растительную массу в одном месте,
они отлагают продукты переработки (экскременты) — в дру¬
гом. В таких случаях наибольшее значение для почвообразо¬
вания приобретает не столько численность животных, сколько
количество оставляемых ими на единицу площади продуктов
переработки. Естественно, что и сами отмирающие животные
также имеют значение в накоплении гумуса, но о степени
этого влияния мы знаем очень мало.
Подобное косвенное влияние, по всей вероятности, прояв¬
лялось в прошлом на обширных территориях тропического
пояса. Сейчас такое влияние еще сказывается в африканских
заповедниках, где на ограниченной площади сконцентрирова¬
но большое количество животных.
Особенности воздействия биологических факторов
на почвообразование
Особенностью всех живых организмов является способ¬
ность воспроизводить органическое вещество. Такое воспроиз¬
водство органического вещества в тропическом и в части суб¬
тропического поясов происходит непрерывно и ослабляется
лишь в сухие периоды. Живые организмы при жизни выделя¬
162
ют его в виде различных растворимых соединений, а при от¬
мирании в формах различных метаболитов.
Таким образом, роль живых организмов в образовании и
развитии почв опромна и заключается:
а) в обогащении почвообразующих пород растворимыми
органическими соединениями и отмирающими органическими
остатками; с ними связано преобразование почвообразующих
пород в почвы;
б) в ускорении переработки поступающих в почву органи¬
ческих веществ;
в) в создании и накоплении гумусовых веществ;
г) в создании и поддержании естественного плодородия
почв за счет постоянного выделения высшими растениями хи¬
мических соединений.„
Главенствующая роль среди всех биологических факторов
принадлежит растительности, включая микрофлору. Она яв¬
ляется основным воспроизводителем органических веществ и
определяет круговорот зольных элементов и азота.
Почвообитающие животные способствуют ускорению пере¬
работки органических остатков, улучшению физических
свойств почв, а также в известной степени мелиорации почв
вследствие переноса почвенной массы из нижних в верхние
горизонты. Кроме того, животные подготавливают пищу для
многих микроорганизмов. Последние производят как бы окон¬
чательное преобразование органического вещества в гумус, а
также и в другие метаболиты — различные энзимы, ростовые
вещества и т. п.
Растительность и ее роль
в обогащении почв органическим веществом
Растительность — основной поставщик органических остат¬
ков. Они поступают в почвы в сезонных и годовых циклах от¬
мирания отдельных частей растений (листьев, хвои, ветвей,
семян, плодов, корней) и в результате периодического (веко¬
вого) отмирания (преимущественно деревьев).
Вместе с тем величины сезонного и годового отмирания ор¬
ганических остатков зависят от общего воспроизводства орга¬
нической массы или биологической продуктивности раститель¬
ности. Чем выше биологическая производительность и годич¬
ный прирост органической массы, тем больше ежегодный опад
органических остатков, поступающих в почвы.
Валовой запас надземной растительной массы в умерен¬
ном поясе увеличивается в направлении от тундр и пустынь к
лесной зоне (рис. 25). В лесах валовой запас надземной массы
163
варьирует от 900 до 2600 ц/га, в то время как в тундрах и сте¬
пях он не выше 12—13 ц/га.
2600
2100
32,
т
т
73
70
!Ll2 Ю 5 7 'Лгл Подзоны
Тундры
Леса
Сmenu Пустыни
Рис 25 Валовой запас (ц/га) надземной
растительной массы плакорных зональных
растительных сообществ Европейской </§стч
СССР и Советской Средней Азйи
Годичный прирост надземной растительности в лесах изме¬
ряется 30—56 ц/га, а в тундрах, степях и пустынях колеблет¬
ся от 4 до 15 ц/га. Эти данные не отражают величины подзем¬
ной органической йассы. Продуцирование подземной органи¬
ческой массы, как правило, увеличивается с повышением су¬
хости почвы, и по отношению к надземной массе наибольшие
запасы ее выявляются в пустынях и степях. Так, в степях ко¬
личество корневой органической массы достигает 200 ц/га, или
84% всей биомассы, а в пустынях колеблется от 35 до
73 ц/га, что составляет 76—87% общей биомассы (Л. Е. Ро¬
дин, Н. И. Базилевич, 1965). Данных по тропическим и суб¬
тропическим типам растительности мало и достоверность их
невысокая. Тем не менее их рассмотрение представляет изве¬
стный интерес (табл. 14).
Общая биомасса возрастает в направлении от пустынь к
влажно-тропическим лесам. Мангровые леса занимают про¬
межуточное положение между саваннами и лесами. Количест-'
во воспроизводимой биомассы в саваннах и влажно-тропиче¬
ских лесах во много раз превышает биомассу в степях и лесах
умеренного пояса.
Соотношение между общей и корневой биомассой сохраня¬
ется таким же, как в умеренной зоне, т. е. количество корне¬
вой массы резко увеличивается от лесной к пустынной форма-
164
Таблица 14
Запасы биомассы в различных растительных формациях
субтропиков и тропиков
(по J1. Е. Родину, Н. И. Базилевич, 1965)
дение
местонахож"
Общая
био¬
Корни
Еже¬
год¬
масса,
ц/га
ный
ц/га
%
опад,
ц/га
Под¬
стил¬
ка,
ц/га
Мятликовые полынники
Мятликовые гамадники
Лишайнико-мятликовые
ники
Сирийская пустыня
6»
35
96
73
полын-
94
2ь
57
24
нет
76
17
дан¬
27
5
ных
Саванны
Гана
66
39
6
нет
данных
13
Таиланд (смешанная саванна)
782
1*6
24
«
?8
-Индия (сухая саванна)
268
ИЗ
1
42
72
нет
дан¬
ных
Влажные вечнозеленые леса
Гана (вторичный лес, 50 лет)
Бразилия (горный лес^ 1100 м)
То же, 1500 м
Таиланд
2904
549 19
246
23
10614
2014 , 19
нет
нет
данных
дан¬
17241
3275 19
«
ных
2353
543 | 23
«
626
1
«
Мангровые леса
ЗПуэрто-Рико 4 | 1273 | 144—500| 11—40/ чет | нет
циям растительности. В пустынях на корни приходится до 76%
всей биомассы.
Еще меньше данных о количестве ежегодного опада, по¬
ступающего на поверхность почв. Имеющиеся данные (см.
табл. 14) показывают резкое увеличение опада от пустынь че¬
рез саванны к влажно-тропическим лесам. В последних об¬
щая масса его достигает 246 ц/га. Изучение динамики под¬
стилки (р'ис. 26) показало, что на поверхности почв она на¬
капливается в течение всего года. На этом фоне наиболее
резко выделяются два периода: минимального поступления —
с июня по февраль и максимального — с марта по май. За
6 мес влажного сезона количество подстилки уменьшается на
165
Рис 26. Динамика поступления опада и разложе¬
ние подстилок в герониеровом лесу и в бамбуковой
заросли (по С. В. Зонну, 1958):
/ — опад геронт рового леса, 2 — подстилка герониерово-
го леса, 3 — подстилка бамбуковой заросли
80% вследствие интенсивного
разложения органической мас¬
сы и потребления ее насекомы¬
ми и животными.
Общее количество подстил¬
ки (см. табл. 14) увеличивает¬
ся в направлении от саванн к
лесам. Накопление общей и
корневой биомассы, а также
опада и подстилки в сильной
степени зависит от климатиче¬
ских условий, количества осад¬
ков, их распределения и дли¬
тельности сухих и влажных се¬
зонов; чем продолжительнее
сухой сезон, тем менее накап¬
ливается органических остат¬
ков. В пределах каждого кли¬
матического пояса накопление
биомассы и ее остатков зави¬
сит от типов растительности и
почвенных условий. В тропиках
Рис. 27. Распределение гумуса
в лесной и саванной тропиче¬
ских по шах
166
наиболее ярко выражена зависимость от мощности почвен¬
ной толщи — чем маломощней почва, тем меньше она накап¬
ливает влаги, тем больше на таких почвах произрастает лис¬
топадных пород, сбрасывающих листву в сухой сезон. На бо¬
лее или менее постоянно влажных почвах с запасами доступ¬
ной для растений влаги в течение всего года произрастают
преимущественно вечнозеленые растения.
В субтропиках и тропиках происходит интенсивная мине¬
рализация органических остатков, вследствие чего в почвах
накапливается небольшое количество гумуса. Если в умерен¬
ном поясе* больше всего гумуса накапливается в почвах под
степной растительностью за счет преимущественно корневой
массы, то в тропическом поясе его больше поступает на по¬
верхность почвы под лесами, чем под саванной раститель¬
ностью (рис. 27). Это связано с более интенсивной минерали¬
зацией органической массы в саваннах. Существует предпо¬
ложение, что в тропиках корневая система травянистых и дре¬
весных растений проникает глубже, чем в умеренном поясе.
Наши наблюдения показали, что корни проникают на глубину
не более 40—60 см, редко до I м.
Роль животных и микроорганизмов
в почвообразовании
Превращение органических остатков в гумусовые вещест¬
ва совершается при участии почвенных животных и микроор¬
ганизмов. Роль тех и других существенно меняется в зависи-
мобти от гидротермического режима и состава растительно¬
сти.
С гидротермичёским режимом связана активность деятель¬
ности микроорганизмов. По М. М. Кононовой, это иллюстри¬
руют следующие данные:
Температура,
Влажность
Возможная
°С
ог полной
интенсивность
влагоемкости, %
микробиологической
деятельности
>30
>80
Слабая
30—20
80—60
Весьма интенсивная
20-10
60—40
Довольно интенсивная
10—5
40—20
Слабая
<5
<20
Очень слабая
В пустынях и тропиках при температуре почв свыше 30°С
микробиологическая деятельность сильно затухает, а в тропи¬
ках резко «пульсирует». В сухой сезон она практически зами¬
рает из-за высотах температур и иссушения почв, а во влаж¬
ный— часто падает вследствие переувлажнения почв.
167
В пустынных почвах орошение резко стимулирует развитие
микроорганизмов, особенно бациллярных форм. Поэтому с
орошением в субтропиках и тропиках связана интенсифика¬
ция минерализации гумусовых веществ (табл. 15).
Во влажно-тропических почвах количество микроорганиз¬
мов вообще невелико вследствие недостатка питания и, ве¬
роятно, неблагоприятной минеральной среды (избыток желе¬
за, алюминия и недостаток Са, Mg и других элементов). Мак-
Т а б л и ц: ' 15
Количество бактерий (тыс.) в пустынных почвах » 1
(по Е М. Мишустину, 1935)
Почва
На 1 г почвы
Ila 1 г органиче¬
ского вещества'
Общее
коли¬
чество
Бацил¬
лярные '
формы
Общее
коли*
чество
Бацил¬
лярные
формы
Неорошаемая целинная
Орошаемая
700
6300
260
1500
34000
28000
12500
63000
симальные количества микроорганизмов в почвах, образовав¬
шихся из вулканических пеплов, колеблются в пределах от
200 до 800 тыс., а грибов — от 10 до 185 тыс. на 1 га почвы
(Mohr, Van-Baren, 1954).,Микроскопические грибы в тропиче¬
ских почвах находятся в минимуме.
Деятельность микроорганизмов в почвах многогранна.
Микроорганизмы, во-первых, ускоряют разложение органиче¬
ских остатков и синтезируют из них гумусовые вещества, а во-
вторых, своими выделениями усиливают выветривание мине¬
ралов и способствуют образованию вторичных глинистых ми¬
нералов. На ускорение выветривания и вообще разрушение
горных пород и минералов микроорганизмы влияют также
косвенным путем. Выделяя в результате жизнедеятельности
СОг, микроорганизмы способствуют более быстрому разложе¬
нию минералов и пород, а также, вероятно, и образованию
соды (Na2C03 и NaHC03), особенно в аридных тропических и
субтропических условиях. С деятельностью микроорганизмов,
возможно, связано и появление устойчивой красной и желтой
окраски почв. Микроорганизмов в тропических почвах по
сравнению с почвами умеренно-теплого пояса значительно
меньше.
Жизнедеятельность животных и микроорганизмов тесно
взаимосвязана. Большинство почвенных «и наземных животных
питаются органическим веществом (живым и мертвым). Они
перерабатывают его и заражают органические остатки микро¬
организмами. Животные измельчают органическую массу и
168
тем самым создают лучшие условия для дальнейшего ее пре¬
вращения микроорганизмами в гумусовые вещества.
Разнообразные животные (черви, роющие животные и др.)
и особенно членистоногие (муравьи и термиты) являются са¬
нитарами тропических лесов. Они уничтожают отмершую дре¬
весину, перерабатывают ежегодный опад и тем самым созда¬
ют лучшие условия для жизнедеятельности растений, включая
и микроорганизмы. Помимо участия в разложении органиче¬
ских остатков, животные .оструктуривают почву (например,
после прохождения ее через пищеварительный тракт червей,
термитов).
Животное население почв — мощный агент перераспреде¬
ления органических и гумусовых веществ, а также изменения
микро- и мезорельефа, а в некоторых случаях даже и макро¬
рельефа. Муравьи, термиты и другие животные заносят части¬
цы почвы в кроны деревьев и дают начало образованию «воз¬
душных почв» в надземном ярусе, где в «корзинах» с мине¬
ральной массой укореняются различные эпифитные растения
(С. В. Зонн, 1962).
Термиты создают мощные вертикальные сооружения высо¬
той до 2—3 м. Муравьи, термиты и роющие животные дела¬
ют огромное количество полостей в почвах и заполняют их ор¬
ганическими остатками. Такая переработка почв, локальная
концентрация органических остатков приводит к различию в
фильтрации почв, а формирование бугорков разных размеров.
(муравьиные кучи, выбросы из нор животных) усиливает пе¬
строту или комплексность почвенного покрова. С деятель¬
ностью животных связана и смена растительности.
Наконец, животные не менее активно участвуют в обмене
веществ между почвой и растениями. Отмирая, они оставляют
в почве некоторое количество зольных веществ, в дальнейшем
вовлекаемых в биологический круговорот.
Особенности
биологического круговорота веществ
Под биологическим круговоротом веществ понимается об¬
мен зольными веществами,и азотом между почвой и растения¬
ми с участием в качестве промежуточного между ними звена
микроорганизмов и животных. Сущность обмена веществ
заключается в том, что растения постоянно поглощают нахо¬
дящиеся в почвенных растворах и на поверхности коллоидных
частиц разнообразные минеральные вещества и азот. При
этом поглощаются не только те вещества, которые необходимы
для построения тканей и жизнедеятельности растений, но и
находящиеся в избытке в почвах. Большая часть этих веществ
отлагается в опадающих частях растений. Накопленные в них
369
Зольный состав (% на сухое вещество) некоторых пустынных
и влажно-тропических растений
(средние данные по Н. И Базилевич и J1 Е. Родину, 1965) *
S3
ч
О
СО
3 со
* Sz
ц°
1Э
uw
IV
IS
СО я
s ^
^ <U 0Q
^ СГ) {-,
к
м Я
£ 55
В g
J2 В
со
Си
О)
5
Я
CU
Я
U
к
Я
Я
О-,
й)
3
к
Я
3
н
о
С
£
со
CD
ID
oo
СО
см
СО
СО ОО
О CD
ОО 05
OO
ID t».
T*i°q.
см —'
СО СМЛ
CD
со
CM
со
СО
ю-S’
СМ ^
оо CM
со см"
rt4
=
to
о
оо
со
ю
см
ю см
оо
и
i—i а»
О
О
о
о
о
о о~
о §
0,23
0,04
0,13
0,08
о
о
coo
оо
оГо"
_ <и
о *
о
у
г-
со
о
0,16
0,21
0,48 I
0,15 1
-О)
—• ч*
о о
О о
0,11
не
опред.
0,40
0,83
с*
0) й>
И о.
S
„
«
■
см см
88
см
О 1>.
О т»«
—• см
О to
см ^
— о
о
О о
о-^
о" о
о^о"
<М
СМ
CD
О
о
со
о
о о
—I см
ОО
см
см о
s§
О
о
О
o'
о
о" о
o'о"
«5 0
оо
см
со
ю
о
00
00
о
8 *■
“ О)
СО О
О
О 00
ID о
оо ю
— <МЛ
о
о
о
о
о
о я
о о"
о о*
о" о
см
см
о
о
ю
о
о
со
о
о о
—' СО
о см
— о
LO см
i
to —•
о —
о
о
о
о
о
o'1 o'"
о о"
<э<э
оо
0,43
0,26
0,12
о
со
о
ю
Я-
о
Я
Я
*=(
я
К
со см
см —•
о" о"
со ю
— см
о о
— СО
со со
о о
S2
о о~
о
00
CD
CD
о
ю
05
см
5
СО
а
а>
О Г'-
t- t"-
Г'- со
тр ю
см о
to СО
СМ
o'
о
о"
ч
см о
о о
о' o'
см o'
а>
см
см
CD
СО
to
LO
см
см
я
X
о
CD Тр 1
о см
ВСМ 00
— г-*.
00 05
о о
о
см"
а>
—^ о
o' 0~
о” о*
см о
ю
со
r-
co
1D
о
CD
о
я
я
о
со СМ
о о
00 t-
О
05 05
rt* —
— со
СО со
о"
О
о
o'
о
Си
(н
о~ o'"
о" о"
о о
о о
2,50
05
oo
0,76
2,91
со
СО
о
я
*
со
— Tf
ID СМ^
of
0,27
0,92
— о
ION
8,80
5,52
3,61
6,52
1 4,68
ч
PQ
Ю
Ю 00
t^TcM
2,35
не опред
4,37
не опред
со —*
оо о>
СО
H
<D
н
S
ж
листья
4
о
u.
0
1
ние ча<
корни
надзем
части
корни
[листья
ветви
корни
листья
листья
листья
листья
хвоя
с/з
С
ьлй
«3 О)
J2 С
си а
со со
«л
О)
Л Си
си« ojg
зв С =
-а с
с
я
1-1 со
fcuo з
*ТЭ
са .5
С »-
О я
-s В
а>
hh
CU
И 8
в 3
8з
S.1
Qo.
170
ю — см
со О 0.0^
см o' o' o'
CM Ю —< CM
CM 0 0^0,
СМ ООО
о
со
о
u,
>*
О.
см оо ю
•00 — О СМл
о о о“ о"
§
О ООО
. Tf со Ю
КЗ ООО
О о сГо
. со ^ ю
*=з
о ООО
см ^ оо
<М *-H о о
о" о" о" о"
i
о
03
CQ
а
§
а,
д
*
св
о
<и
t-J
S
CQ
о
о,
1~,
I«
св
О ООО
со ю ю ю
СО Oi (N^r
о о о" о",
ONO
*1 с^г*1<£>
см" о" о
о о со о
'“1 —■ О
о о о~
2С ю^ю
о смсасо
- eJo'o
СО Ст) СМ 00
о с*^оо
о ю“ см"
о
9
<У
ЕГ
X
X
Q*
о
се
«
X
s
се
X
к
С*
SirS
=8
X
S
R К О
JQ Л <D S
Е» Н CQ 33
О О а> Он
X Я Оч о
Ч Ч сс «
о
с
X
«
53 х
СО g
ее о
(Q в
J3
ЬЛ
о
-С
сх
о
си
се сг
*S
о
Он
н
а> •
* 2
X я
я * >>
се а
С* и Й
Ш
х х
X л
* с
С( я
о н
а х
3
X
CQ
о
X
»171
зольные вещества выщелачиваются и вновь поступают в поч¬
ву, но уже в более растворимых органоминеральных и мине¬
ральных соединениях.
Накопление зольных веществ в растениях зависит от их со¬
держания в почвах, а также от климата. В аридных условиях
в растениях накапливается преимущественно Са, К, Mg и от¬
части Na, Cl; во влажно-тропических — Si, Fe, А1 и очень ма¬
ло Mg, Са, Na, так как содержание последних в почвах весь¬
ма низкое. Это подтверждают и приводимые анализы зольно¬
го состава пустынных, влажно-тропических и мангровых рас¬
тений (табл. 16).
Ё пустынных и влажно-тропических условиях наибольшее
количество зольных элементов накапливается в зеленых час¬
тях, затем в корнях и меньше всего в стволах и стеблях. В
среднем содержание зольных элементов в зеленых частях
(без N) достигает 3,04%, в корнях — 2,23%, а в стволах —
только 1,08%.
Наиболее богаты зольными элементами листья Rizophora
mangle (до 8,99%) за счет поглощения Na, Cl, Са и Si. В опа-
де влажно-тропических лесов происходит дальнейшая кон¬
центрация зольных элементов, что видно из следующих дан¬
ных С. В. Зонна по гербниеровому лесу (%): N— 1,54; Si —
10,05; Са—0,03; К —0,25; Mg —0,44; Р — 0,07; А1 — 0,66;
Fe—1,54; Mn — 0,55; S — 0,18. Больше всего накапливается
Si, Са, Al, Fe. О величинах ежегодного возврата в почвы хи¬
мических элементов с опадом можно судить по данным табл.
17. Минимальный возврат происходит в пустынях, несколько
больший в сухих саваннах; резко возрастает он в субтропиче¬
ских и тропических лесах.
В указанном порядке происходит увеличение возврата
почти всех зольных элементов и азота. Саванная раститель¬
ность, а также субтропические и тропические леса во много
раз больше потребляют и возвращают Si, Al, Fe, чем леса
умеренного пояса. Только степная растительность накапли¬
вает и возвращает большее количество Si, чем саванная.
В экваториальных лесах (табл. 18) количество годового
опада в среднем достигает 12—15.т/га, что нельзя признать
высоким. Содержание в нем азота и зольных элементов силь¬
но колеблется в зависимости от состава лесов. Обращает вни¬
мание высокое содержание азота и очень низкое — фосфора
по сравнению с опадом умеренных лесов. Количество Са и
Mg значительно меньше, чем величины, приводимые в
табл. 16. Все это указывает на большое разнообразие тропи¬
ческих лесов по количеству и качеству опада. Имеющиеся
данные следует рассматривать как ориентировочные.
Ричардс (1961) считает, что во влажных тропиках почвы
постепенно истощаются вследствие преимущественно нисходя-
172
Величины ежегодного возврата (ц/га) с опадом химических элементов
(по J1. Е. Родину и Н. И. Базилевич, 1965)
хл
X
ч
vo
се
н
се
со
<N
СО
I
^ ю сч
(N Ю <0
с
сх
CJ с
я о
О)
Цц
I
LO
со со
— со
00 СО
ЬЛ
£
се
U
CN
О
7
00
00
I
СО
со
о I
—• см
СМ СО
S
1^-
о
СО
С/5
СО
т
о
со
Ю ^ о
’'f t4»
—. ^
Е
I
'g
н
S
t-
о
се
си
Я
с
К
Н
О)
s
<L>
Л
ё!
«8
о,
Sg
а? «
S ч
§ §
о. в
Н о
\р «
>. о
CJ О.
О СО
00 (N
СМ
О)
а
*
X
8
Ё
S
ч
а>
s
х
>>
а
О)
3
s
*
о
<и
гг
х
с
о
о.
н
хо
>»
U
о
а>
ч
173
Таблица 18
Количество опада и содержание в нем зольных элементов (кгДя)
в тропических лесах
(по Лоделу и Мейеру; из И. А. Денисова, 1971)
Состав леса
Г одовой
опад,
т/га
N
Р
Са
Mg
К
S
Экваториальный сме¬
шанный лес
12.4
224
7
105
53
48
30
Леса с преобладани¬
ем:
Microlobium sp
15,3
154
9
84
49
87
9
Brachystegia sp
12,3
223
9
91
44
62
30
Musanda smithu
14,9
140
4
124
45
104
29
щего движения в них воды. В то же время на выщелоченных
и обедненных питательными веществами тропических почвах
произрастает великолепный тропический лес. Он во много раз
производительнее, чем саванная или лесная растительность
на более плодородных почвах в менее влажных областях
По мнению некоторых исследователей (Вальтер, J968
и др.), растительность влажно-тропических лесов Африки и
Вест-Индии в результате круговорота питательных веществ
противодействует истощению почв. В таких условиях основ¬
ная масса питательных веществ аккумулируется в живой рас¬
тительности и гумусе почв, между которыми и совершается
наиболее интенсивный обмен. Питательные вещества, вымы¬
ваемые за пределы корнеобитаемой толщи, восполняются
извлечением их корнями из кор выветривания и материнских
пород. Существование такого почти замкнутого цикла почва —
растение объясняет падение плодородия почв после вырубки
тропического леса. Все питательные вещества из них доволь¬
но быстро и безвозвратно отчуждаются культивируемыми
сельскохозяйственными растениями, а также вымываются; гу¬
мус быстро минерализуется. На почвах из-под тролического
леса удовлетворительные урожаи получают, как правило, 2—
3 года, а затем происходит резкое их падение.
В оценке плодородия тропических почв большое значение
приобретают физические свойства (водоудерживающая спо¬
собность, аэрация) и мощность почв. Химический состав почв,
по мнению Харди, для естественной растительности имеет зна¬
чение лишь постольку, поскольку он изменяет их водный ре¬
жим. Из химических особенностей он считает важным содер¬
жание окиси кальция и магния и гумуса. Азот, фосфор, калий
приобретают очень важное значение только при выращивании
сельскохозяйственных культур.
174
От этих общих правил существует множество отклонений,
обусловленных составом почвообразующих пород, степенью
выветрелости и эродированности почв. В ряде тропических
областей не происходит интенсивного выщелачивания и обед¬
нения почв даже при длительном их сельскохозяйственном ос¬
воении. Это указывает на то, что в каждом из тропических и
субтропических регионов‘могут и должны быть свои отличи¬
тельные черты и особенности взаимовлияний и взаимодейст¬
вий растений с почвами. Этим и определяется необходимость
регионального познания биологического круговорота не толь¬
ко под естественной, но и под культурной растительностью.
Г л а в а XI
КЛИМАТ И ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ
Роль климата весьма сложна в связи с многообразием
влияний, которые он оказывает на почвообразование и распре¬
деление почв. Для правильного понимания этих влияний необ¬
ходимо строго различать зависимость двух родов: а) зависи¬
мости почвообразования от климата и б) зависимости распре¬
деления почв в связи с закономерностями изменения климати¬
ческих условий на Земле.
Рассмотрим отдельные элементы климата, важнейшими из
которых являются вода и температура, и их влияние на поч¬
вообразование.
Говоря о воде, мы имеем в виду атмосферные осадки, от¬
носительную влажность воздуха, образование росы и т. д.
Вместе с тем следует особо подчеркнуть, что эти элементы
климата влияют на почвообразование двояко: 1) прямо и не¬
посредственно на почвы и коры выветривания, определяя то
или иное направление в них физических, химических и биоло¬
гических процессов, 2) косвенно — через растительность, рель¬
еф, коры выветривания или горные породы.
Таким образом, главное влияние на почвообразование ока¬
зывают тепловая энергия солнца, вода, поступающая из ат¬
мосферы в почвы, и свет. Под их воздействием формируются
тепловой и водный режимы почвенной толщи, а также усили¬
вается интенсивность биологических процессов. Изменения
этих режимов обусловлены следующими дополнительными
влияниями: рельефа, перераспределяющего поступления на
поверхность и в толщу почв тепла и влаги; растительности, оп¬
ределяющей своим пологом и расходом влаги на транспира¬
цию различия в интенсивности выражения гидротермических
режимов почв; материнской породы, обусловливающей своим
175
составом и физическими свойствами различия в аккумуляции
тепла и накоплении влаги в почвообразующей толще.
Значение теплового и водного режимов в почвообразова¬
нии весьма велико. Тепловая энергия является фактором, оп¬
ределяющим характер и интенсивность процессов, контроли¬
руемых температурой среды, в которой они протекают. С ре¬
жимами тепла и влаги почв связаны жизнедеятельность рас¬
тений, почвенных микроорганизмов и животных. Таким обра¬
зом, водный и тепловой режимы, определяя динамику всех
явлений и процессов, совершающихся в почвенной толще,
обусловливают и различное проявление почвообразования,
выражающееся в формировании четко различающихся гене¬
тических типов почв. При этом следует подчеркнуть, что
формирование почв находится в зависимости не от темпера¬
туры воздуха и атмосферных осадков, а от тех же показателей,
трансформированных в почвах дополнительными влияниями
рельефа и растительности, т. е. от почвенного климата.
Прямые сопоставления атмосферного климата с почвами
отражают лишь общие черты географических взаимосвязей.
Они весьма часто нарушаются многими местными причинами,
и эти последние приобретают более важное значение в пони¬
мании генезиса и географии почв, чем общие географические
взаимодействия. Это особенно касается почв субтропических
и тропических поясов, отличительной чертой которых яв¬
ляется отсутствие сезонов с отрицательными температурами.
Поэтому в'них как атмосферный, так и почвенный климат
обеспечивает непрерывность выветривания и почвообразова¬
ния. Это наглядно выражено Раманном в условных коэффи¬
циентах выветривания (табл. 19), полученных путем умноже¬
ния количества дней в году с температурой выше точки замер¬
зания на относительную величину степени диссоциации воды
Таблица 19
Интенсивность выветривания
(по Раманну; цит. по Иени, 1948)
Пояс
Средняя
темпера¬
тура поч¬
вы, °С
Относи¬
тельная
диссо¬
циация
воды
Длитель¬
ность пе¬
риода вы-
ветрива-
иия, дни
Коэффициент выве¬
ривания
абсолют¬
ный
относи¬
тельный
Холодный
10
1,7
100
170
•
1 *
Умеренный
18
2,4
200
480
2,8
Тропический
34
4,5
360
1620
9,5
1 Она.принята Раманном при следующей температуре (°С) : 0°—1;
10°— 1,7, 18°—2,4; 34° — 4,5
176 ,
Несмотря на условность приведенных величин, они пока¬
зывают, что скорость выветривания и почвообразования в
тропическом поясе в 3 раза больше, чем в умеренном, и в
9 раз больше, чем в холодном поясе. Иногда эти различия
связывают только с влиянием температуры. Но так как почвы
не всегда имеют одну и ту же влажность, то скорость вывет¬
ривания и почвообразования связана не только с температу¬
рой, но и с влажностью.
водный режим почв
Под водным режимом принято понимать совокупность всех
изменений в увлажнении почв и запасах влаги, обусловленных
поступлением воды в почву и ее передвижением и расходом.
Поступление воды в почву слагается из: 1) атмосферных
осадков; 2) конденсационных осадков- из атмосферы, особен¬
но во время туманов (горизонтальные осадки); 3) грунтовых
вод при залегании их на глубинах, обеспечивающих капилляр¬
ное поднятие влаги в толщу почвы.
Расход воды из почвы происходит путем: 1) эвапотранспи-
рации (испарение с поверхности почвы и транспирация);
2) потребления животными; 3) поверхностного стока; 4) от¬
тока в грунтовые воды.
Водный режим почв находится в тесной зависимости от
температурных условий. В тропиках и субтропиках эти зави¬
симости имеют некоторые существенные отличия от установ¬
ленных в умеренном поясе. Общее положение о том, что тер¬
мические условия почв имеют решающее значение для испа-
рмгкя воды, требует известных поправок. Во влажных субтро¬
пических и тропических областях при постоянно высокой от¬
носительной влажности воздуха значительно снижается испа¬
рение воды с поверхности почв. В то же время расход воды
на транспирацию здесь более высокий, чем в умеренном поя¬
се. Это связано с большой потребностью растений во влаге,
не прекращающейся в течение всего года вегетацией и более
высоким нагревом листьев и хвои.
В тропических аридных областях, наоборот, резко возра¬
стает испарение с поверхности почв вследствие низкой отно-
ситолилой влажности воздуха. Транспирационный расход во¬
ды естественной растительностью резко снижается из-за ее
недостатка. В таких условиях произрастают экстраксерофит-
ные виды пустынной растительности.
В некоторых лесах, особенно по'долинам рек, большое зна¬
чение й водном режиме почв приобретают грунтовые воды,
залегающие на глубинах, при которых возможно их капил¬
лярное поднятие в почвенную толщу. В таких случаях водный
режим почв и определяемые им последствия приобретают спе¬
12 За'- "'12
>77
цифический характер. Влияние грунтовых вод на почвы в
большой степени связано с их минерализацией. Чем она выше,
тем интенсивнее происходит накопление водно-растворимых
солей в почвах. При слабой минерализации вод резче прояв¬
ляется глеевый процесс.
Под влиянием внешних различий в атмосферном и грун¬
товом увлажнении, а также интенсивности испарения и внут¬
ренних физических свойств формируются различные типы вод¬
ного режима почв. Однако специфика их проявления в тропи¬
ческих и субтропических областях изучена далеко недоста¬
точно.
Четыре типа водного режима, впервые установленные
Г. Н. Высоцким для почв умеренного пояса, с некоторыми
оговорками могут быть перенесены и на почвы описываемых
областей:
1. Сезонно-инфильтрационный (разновидность лермацид-
ного).
2. Непромывной (импермацидный).
3. Капиллярно-грунтоводный (экссудационный).
4. Водозастойный (поверхностно-грунтовый и поверхност¬
ный) х.
Эти типы существуют и в тропических областях, но отли¬
чаются некоторыми особенностями.
А ЛЮ л I ~
Псп дни, мм ЮО 1I
О/
Усповныр обозначения:
J
Рис. 28. Хроноизоплеты влажности (% от веса):
/ — желтой фсрраллитной почвы в герониеровом (/1) и II — красьол
ферраллитной почвы в бамбуковом (Б) биогеоценозах за 1959—1960 гг
1 — 23—25; 2 — 25-29; 3 — 29—31; 4 — 3-1—39; 5 — 39—44; 6 — > 44
1 В скобках приведена номенклатура, предложенная Г. Н. Высоцким.
178
. Сезонно-инфильтрационный тип водного* режима форми¬
руется в условиях преимущественно атмосферного увлажне¬
ния почв. При этом в отдельные сезоны года количество ат¬
мосферных осадков должно превышать величины эвапо-
транспирации. Только в таких случаях возможно глубокое
промачивание почв нисходящими токами почвенной влаги.
В тропиках этому способствуют благоприятные физические
свойства многих почв. Инфильтрационная способность усили¬
вается деятельностью термитов. Крупные ходы и полости,
создаваемые ими в почвах, обусловливают появление «про¬
вальной» инфильтрации воды. ' ’
Примером сезонно-инфильтрационного типа водногб ре¬
жима в тропических условиях могут быть данные по его ди¬
намике в герониеровом лесу и в бамбуковой заросли, выра¬
женные хроноизоплетами на рис. 28 (С. В. Зонн, 1959). Под
изученными двумя типами растительности инфильтрация воды
в глубокие горизонты (ниже 160 см) продолжается не более
1 мес. Во все остальное время отмечается расход воды, при¬
водящий к наибольшему иссушению почвы в период с марта
по май. Иссушение красных ферраллитных почв под влажно¬
тропическим герониеровым лесом несколько отличается от
иссушения под зарослями бамбука. Это особенно наглядно
выражается в динамике запасов влаги (рис. 29); иссушение
в отдельные сроки под бамбуковыми зарослями более интен¬
сивно, чем под герониеровым лесом.
Ежегодное поступление осадков в пунктах наблюдений
составило на открытом месте— 1679 мм, а под пологом ле¬
са— 1393 мм. Общий годовой расход воды этими типами рас¬
тительности измерялся: в герониеровом лесу— 1422* мм, в
бамбуковых зарослях—1311мм.
600л
500
ш-
1 *
iou‘
600'
500'
т
Рис. 29. Динамика запасов влаги (мм) в почвах герониерового ;
(Л) и бамбукового (Б) биогеоценозов:
/ — запасы влаги, 2 — влажность завядания, 3 — полевая влагоем¬
кость
179
Таким образом, в течение года в глубокие горизонты ин-
фильтруется под лесом около 250 мм воды. Эта вода и опре¬
деляет вымывание из почв всех окислов, за исключением AI и
Fe и отчасти Si02. Достигает ли инфильтрующаяся вода грун¬
товых вод, сказать трудно. Имеющиеся данные позволяют
предполагать, что не все тропические почвы подвержены
сквозному и глубокому промачиванию осадками.
Непромывной (импермацидный) тип водного режима свя¬
зан с атмосферным увлажнением, величины которого ниже,
чем эвапотранспирационный расход воды из почв. При не¬
промывном режиме вода осадков не достигает грунтовых вод,
а, промачивая некоторую толщу во влажный сезон, в осталь¬
ное время интенсивно расходуется на эвапотранспирацию.
Поэтому между промачиваемой сверху и увлажняемой снизу
от- грунтовых вод толщами почв залегает слой относительной
постоянной сухости, названный Г. Н. Высоцким (мертвым го¬
ризонтом». Подобный тип водного режима характерен для
пустынных и саванных почв, получающих менее 300—700 мм
воды в год, и обычно при резко выраженном сезонном по¬
ступлении осадков.
Наиболее характерная черта почв, формирующихся в ус¬
ловиях непромывного водного режима,— это их незначитель¬
ная, по сравнению с почвами инфильтрационного режима, вы-
щелоченность. При таком водном режиме в почвах есть вод¬
но-растворимые соли, гипс и углекислые Ga и Mg. Глубина
их выделения .служит показателем глубины эффективного
промачивания почв водами атмосферных осадков.
Чем ближе к поверхности находятся «выделения» перечис¬
ленных солей, тем меньше глубина промачивания почв. Одна¬
ко в тропиках существуют некоторые отклонения от этой за¬
кономерности. Так, например, не всегда в сухих саваннах на¬
личие конкреций СаСОз может служить показателем глубины
промачивания почв. В черных и красных почвах Индии и Ку¬
бы конкреции оказываются кварцево-карбонатными, имею¬
щими следующий состав (в % на абсолютно сухую массу;
С. В. Зонн, 1969): С02 —21,40; Si02— 12,60; Fe203 — 5,70;
Al203 — 6,92; CaO — 67,69; MgO — 2,91.
Подобные конкреции труднее растворимы, чем собственно
карбонатные; они могут быть'остаточными и современными,
поэтому судить по глубине их нахождения о характере водно¬
го режима тропических почв весьма трудно. При таких усло¬
виях водный режим представляет одну из разновидностей не¬
промывного типа, он формируется при 1000—1800 мм годовых
осадков, но при 5—7-месячном сухом сезоне и обусловлен
эдафическими причинами—наличием в почве на различной
глубине в пределах верхней метровой толщи плотных водоне¬
проницаемых горизонтов или слоев. Они и создают препятст-
180
вне для инфильтрации воды в более глубокие слои, поэтому
в дождливые сезоны почвенные толщи над плотными гори¬
зонтами перенасыщаются водой. По окончании дождливого
сезона из них начинается интенсивная эвапотранспирация вла¬
ги. К середине сухого сезона такие почвы иссушаются до
влажности, соответствующей влажности завядания растений
и ниже. Подобные почвы еще до образования плотных водо¬
упорных горизонтов были сильно выщелочены. Почвы с та¬
ким сезонно-застойным водным режимом широко распро¬
странены на островах Карибского моря (Куба, Пуэрто-Рико,
Г аити).
КапиллЯ|рно-грунтоводный (экссудационный) тип водного
режима характерен для почв, образующихся при постоянном
снабжении их влагой из грунтовых вод. Последние должны
залегать на глубинах, обеспечивающих их капиллярное под¬
нятие в почвенную толщу. Подобный тип водного режима
наиболее отчетливо выражен в орошаемых сухих и пустынных
областях, где испарение преобладает над поступлением воды
атмосферных осадков, а также в почвах морских побережий,
особенно при глинистом их гранулометрическом составе. Наг¬
лядное представление об этом типе водного режима дает
рис. 30, где влажность почв показана хроноизоплетами вплоть
до грунтовых вод, и нанесены колебания глубин последних.
Как видно, от грунтовых вод к поверхности происходит посте¬
пенное уменьшение влажности почв, что связано с усилением
испарения капиллярно-поднимающейся влаги вследствие наг¬
рева поверхности почвы.
Испаряющиеся воды переносят из грунтовых ^вод различ¬
ные водно-растворимые соли. Поэтому почвы, находящиеся
под влиянием такого водного режима, обладают рядом харак¬
терных свойств и признаков. Они обогащены солями. Если
грунтовые воды достигают поверхности, то на ней выкристал¬
лизовываются соли в виде корки. Если грунтовые воды не до¬
стигают поверхности, то соли выпадают из растворов там, где
передвижение влаги вверх прекращается (зона влажности
разрыва капилляров). В первом случае образуются солонча¬
ки, во втором — в различной степени засоленные почвы. •
Водозастойный (поверхностно-грунтовый и поверхностный)
тип водного режима формируется при преобладании увлаж¬
нения над испарением, следствием чего является накопление
влаги по зсей почвенной толще. Необходимыми условиями
для этого являются: отсутствие дренажа, а также режим ув¬
лажнения, при котором большая часть пустот и пор в почве
заполняется водой. Влага в почве передвигается очень мед¬
ленно. В таких условиях развивается анаэробиозис, вызываю¬
щий заболачивание почв (глееобразование), в некоторых слу¬
чаях сопровождающееся торфообразованием.
181
I 2 3 4 S Поливы
осадков, мм 5Ь.Ъ 10.9 21.0 0.0 0.0
Условные обозначения:
Рис. 30. Режим грунтовых вод и влажности {%) в почвах
«Золотой орды» (по В. А. Ковда, 1946)
./ — 3-6; 2 — 6—9; 3 — 9-12: 4 - 12—15; 5 — 13—18; — 18—25;
7 — 25—30; 8 — 30—35
Подобный тип водного режима связан с поверхностным
переувлажнением и близким залеганием грунтовых вод, по¬
этому он относится к водозастойному поверхностно-грунтово¬
му. При накоплении воды в почве за счет сезонного выпаде¬
ния дождей застой вод может происходить только в верхней
толще, ограниченной водоупорным горизонтом. При этом по¬
стоянного горизонта грунтовых вод не бывает, д имеется
только сезонная верховодка. В этих условиях в почвах обра¬
зуется «висячее» оглеение и осветление сезонно-переувлаж¬
ненной толщи вследствие восстановления железа во влажные
сезоны и сегрегации его — в сухие. Подобная разновидность
водного режима относится к водозастойному поверхностно¬
сезонному типу. С ним связано псевдооподзоливание или
псевдооглеение.
Водный баланс почв
Количественным выражением водного режима является
водный баланс. Он слагается из измеренных величин поступ-
182
ления (прихода) воды в почву и ее расхода. Для расчета вод¬
ного баланса пользуются различными уравнениями. Одно из
них, предложенное Роде (упрощенное), имеет вид:
В: = Во+ (О -1-ПГВ) — (И+Д + ОГВ),
где Bi — конечный запас влаги в почве;
В0 — начальный запас влаги в почве;
Ос — сумма осадков, поступающих в почву;
ПГВ — приток влаги в почву из грунтовых вод;
И — физическое испарение влаги из почвы;
Д — транспирация (десукция) влаги из почвы расти¬
тельностью;
ОГВ — отток влаги из почвы в грунтовые воды.
Как видно, левая часть уравнения* учитывает приход воды
в почву, а правая — ее расход. Равенство прихода и расхода
воды указывает на оптимальность увлажнения; преобладание
прихода над расходом указывает на избыточность увлажне¬
ния, а расхода над приходом, наоборот,— на его недостаточ¬
ность. Водный баланс составляется обычно для годовых гид¬
рологических циклов, т. е. периодов от начала максимального
атмосферного увлажнения до его наступления в следующем
году. В тропиках северного полушария гидрологический год
начинается с летнего дождливого сезона, а южного — наобо¬
рот, с зимнего; по календарю это будут также летние месяцы.
Водный баланс может быть рассчитан для толщи любой
мощности. Расчет ведется до глубины проникновения в почву
воды осадков, до глубины грунтовых вод или до глубины про¬
никновения корневых систем. Водный баланс выражается в
миллиметрах водного слоя или в кубических метрах на 1 га.
Для такого вычисления необходимы данные по влажности
почвы и объемному весу расчетной толщи без перерывов глу¬
бин (каждые 10 см). Запасы воды по каждой глубине вычис¬
ляются по формуле
v_ а ■ ОМ • h
10 ’
где V — запас воды, мм;
а — влажность слоя почвы, % от веса;
ОМI—объемная масса;
h — мощность слоя почвы, см.
В настоящее время изучение водного баланса, а также его
составляющих совершенствуется, вводятся дополнительные
показатели, позволяющие уточнить его приходные и расход¬
ные статьи.
Кривая годового хода потенциальной эвапотранспирации
при сравнении с кривой хода осадков четко характеризует
183
климат. По этим данным возможен расчет климатического
дренажа как главного фактора, определяющего процесс лес-
сиважа (Дюшофур, 1970). В СССР этим вопросам посвяще-
ны работы А. И. Будаговского (1964) и Ю. JI. Раунера (1965).
Регулирование водного режима почв
Знание водного режима необходимо для того, чтобы регу¬
лировать снабжение растений влагой. Основными и радикаль¬
ными способами регулирования водного режима являются
орошение и осушение.
Орошение применяется при недостатке влаги, т. е. в тех
случаях, когда приход воды в почвы меньше, чем расход.
Пополнение почвы водой производится из расчета достижения
влажности почвы, которая соответствует полевой влагоемко¬
сти или немного меньше ее. Более высокое увлажнение неце¬
лесообразно, так как при этом больше воды расходуется на
испарение и отток в горизонты за пределы проникновения
корневой системы. Наиболее эффективный способ дополни¬
тельного увлажнения— орошение дождеванием или капель¬
ное. <
Осушение имеет место в тех случаях, когда приход воды
преобладает над расходом и когда почва увлажнена до уров¬
ня полной влагоемкости. При этом строго различают два слу¬
чая: первый—когда избыток воды является сезонным и свя¬
занным с близким залеганием водоупорных слоев и накопле¬
ние воды происходит за счет атмосферных осадков; второй —
когда избыток увлажнения связан с близким стоянием грун¬
товых вод и «смыканием» зоны, увлажненной ими, с зоной,
увлажненной выпадающими осадками (в дождливый сезон).
В первом случае регулирование возможно агротехнически¬
ми и биологическими приемами и способами. Агротехнические
приемы — создание «ребристой» пашни, что способствует
увеличению испаряющей поверхности; нарезка мелких канав
(не глубже 20—30 см) для отвода вод в сезон дождей. Биоло¬
гические приемы — подбор более влаголюбивых и интенсивно
транспирирующих воду растений. Часто площади почв повы¬
шенного увлажнения осваиваются под посевы трав и улучшен¬
ные пастбища.
Во втором случае необходимы инженерные приемы осу¬
шения, дренаж различной глубины и интенсивности действия,
в зависимости от глубины стояния . грунтовых вод и с учетом
их подъема по сезонам года. Дренаж применяется для отвода
избытка почвенных и грунтовых вод сверх полевой влагоем¬
кости.
. Почвы, в которых запасы и расход воды находятся в пре¬
делах, не требующих ни дополнительного орошения, ни отво¬
да избытка вод осушением, могут в отдельные периоды не
184
обеспечивать потребностей растений в воде. В этих условиях
возможно применение различных агротехнических приемов,
направленных на более экономное расходование влаги расте¬
ниями или, наоборот, повышение расхода воды при ее времен¬
ных избытках.
В целях сокращения потерь воды применяется мульчиро¬
вание, т. е. создание на пове|рхности почв сухого защитного
слоя. Естественным способом мульчирования является обра¬
зование поверхностного рыхлого слоя мощностью 10—20 см и
частые культивации. К искусственным способам мульчирова¬
ния относится покрытие поверхности почвы защитным экра¬
ном, для чего используют пленки из различных материалов, а
также солому, опилки и другие материалы. При этом испаре¬
ние с поверхности почв значительно сокращается и обеспечен¬
ность растений влагой повышается. Эффективен и подбор за¬
сухоустойчивых видов 41 сортов растений в условиях возмож¬
ных кратковременных засух. Главным недостатком большин¬
ства тропических территорий является нехватка влаги при
«избытке тепла. Естественное увлажнение — сезонное и поэто¬
му часто оно обеспечивает получение только одного урожая в
год. Для круглогодичного выращивания продовольственных
культур следует искусственно увеличивать приход воды в
почвы.
Тепловой режим и почвообразование
Поглощение солнечных лучей (радиационная энергия) и
тепловое излучение являются главными факторами, обуслов¬
ливающими тепловой режим почв.
Нагрев почвы происходит в результате поглощения ее по¬
верхностью тепловых лучей и передачи избытка тепла в более
глубокие горизонты. При понижении суточных и сезонных
температур воздуха может происходить охлаждение почв в
результате излучения ими тепла.
В условиях умеренного пояса общая схема годового теп¬
лового режима почв складывается летом и весной из положи¬
тельного баланса, а зимой и осенью — из отрицательного
(рис. 31).
В тропическом и субтропическом поясах сезона с отрица¬
тельными почвенными температурами нет. Некоторое охлаж¬
дение почв в субтропическом поясе происходит в зимние пе¬
риоды. В тропическом поясе при различных типах увлажне¬
ния сохраняется равномерный тепловой режим почв в течение
года. В субтропическом поясе, вероятно, следует различать
два типа теплового режима почв: аридный (нагревания и ох¬
лаждения) и гумидный (нагревания и кратковременного ох¬
лаждения).
185
Тепловой режим аридного нагревания и охлаждения ха¬
рактеризуется суточным и сезонным тепловым излучением с
понижением температур в верхней (20—30 см) толще почв от
40—50° до 5—10°С и ниже. А. И. Воейков выделил такой тип;
в сухих тропических и субтропических областях под названи¬
ем солнечного нагревания.
Черный пар Озимая пшеница
Рис. 31. Нагревание и охлаждение почвы (%) в течение
года (по А. Ф. Большакову, 1945); сплошные линии —
термоизоплеты
Тепловой режим гумидного нагревания и кратковременного
охлаждения типичен для влажных субтропиков. Он характе¬
ризуется более широкой, чем в тропиках, амплитудой колеба¬
ний температур в верхней полуметровой толще почв по сезо¬
нам года. Она может достигать в среднем 20° и максимально
40°С (кратковременно), но оставаться в интервале положи¬
тельных температур. Относительно однообразный характер
теплового режима почв, особенно в субтропических и тропиче¬
ских гумидных областях, позволяет считать, что его роль здесь
как бы нивелируется.
Все субтропические и тропические автоморфные почвы сла¬
бо дифференцированы по тепловому режиму, поэтому пред¬
ставляется возможным выделить только три типа:
1. Гумидно-тропический поетоянного нагрева с температу¬
рами выше или равными температуре воздуха.
2. Гумидно-субтропический сезонного нагревания — ох¬
лаждения с амплитудами колебания температур в положи¬
тельном интервале. :
3. Аридный — с наибольшей амплитудой суточного и се¬
зонного нагревания — охлаждения, но без промерзания.
186
В формировании этих типов тепловых режимов основная
роль принадлежит изменениям общеклиматических условий.
На этом фоне, вероятно, происходит дифференциация тепло¬
вых режимов, обусловливаемая различиями гранулометриче¬
ского состава, степеней увлажнения почв, растительности
II т. п.
Влияние различного увлажнения
на свойства почв
Почвы субтропических и тропических областей характери¬
зуются разнообразными водными режимами. Это обусловли¬
вается, во-первых, различиями в количестве и особенно в се¬
зонности выпадения осадков, а во-вторых, свойствами самих
почв и влиянием растительности и животных. Однако типы
водного режима в этих областях почти не изучены.
Опубликовано много работ, в которых приводятся данные о
влиянии различного увлажнения на свойства тропических
почв. Относительно полно этот вопрос изучен на о. Маврикий,
где атмосферное увлажнение изменяется от 625 до 3800 мм в
год. Установлено, что с увеличением увлажнения почв про¬
исходит'уменьшение содержания глины (ила) и увеличение
количества песка и пыли (табл. 20).
Таблица 20
Изменение содержания (%) глины в поверхностном слое почв
с увеличением осадков на о. Маврикий
(по Иени, 1948)
Средняя годовая
сумма осадков,
мм
Камни, гравий
200—2 мм
Песок пыль
>2 мк
Глина (ил)
<2 мк
625—1250
8
27
73
1250—1900
4
33
67
1900—2500
5
44
56
2500—3200
5
51
-49
3200-3800
2
55
45
Причинность подобного явления не установлена. Можно
полагать, что уменьшение содержания ила связано с его вы¬
носом за пределы почвенного профиля. Возможно, оно обус¬
ловлено и очень прочным склеиванием ила железом в микро¬
агрегаты. Прямая зависимость от одадков наблюдается и в
некотором уменьшении емкости поглощения и в изменении
в ней соотношений между обменными Са, Mg и Н (табл. 21).
Содержание обменного водорода резко возрастает с увеличе¬
нием атмосферных осадков.
187
Таблица 21
Зависимость состава обменных катионов
(мг• экв/100 г. сухой почвы) в почвах от осадков на о. Маврикий
(по Иени, 1948)
Средняя годовая сумма
осадков, мм
Емкость пог¬
лощения при
pH 7,0
Сумма обмен¬
ных оснований
(Са ± Mg)
Обменный Н
636—1250
29,5
! 24,0
5,5
1250—1900 * 1
26,2 !
' • 15,19
10,3
1900—2500
22,9 i
! 8,2
14,7
2500—3200
22,3
i 5,4
16,9 %
3200—3800
20,6
4,0
16,6
Соответственно изменяется химический состав ила, на что
указывают сужающиеся с увеличением осадков отношения
Si02: А1203 и Si02 : R2O3, вероятно, связанные с усилением
процесса каолинизации (табл.22).
Таблица 22
Молекулярные отношения
(среднее из трех определений) в иле (<2 мк) почв на о. Маврикий
•(по Иени, 1948)
Среднегодовая сумм*а
осадков, мм
Молекулярные отношения
Si02 : AI2O3
Si02: R2O3
635—1250
1,68
1,12
1250—2500
0,94
0,62
2500—3800
0,37
0,22
Коррелятивные связи климата с почвами
Рассмотренные данные о влиянии климата на отдельные
свойства и режимы почв, а также типы почвообразования ука¬
зывают на существование определенных связей между ними.
Попытки установления коррелятивных связей между клима¬
том и свойствами почв предпринимались давно.
Для характеристики климата как фактора почвообразо¬
вания Б. Б. Полыновым и Г. Н. Высоцким предлагались раз¬
личные коэффициенты. В 30-х годах Лангом был. предложен
коэффициент увлажнения (отношение суммы атмосферных
осадков к средней годовой температуре), как наиболее отра¬
жающий зависимость распространения различных типов почв.
В свое время этот коэффициент использовался довольно ши¬
роко. Затем Мейер дал коэффициент увлажнения по отноше¬
нию суммы осадков к абсолютному дефициту насыщения воз¬
духа; в последующем Торнтвейт предложил более сложный
коэффициент.
188
В последнее время большое внимание установлению гидро¬
термических коэффициентов уделяет В. Р. Волобуев. На их
основе он выявил ряд зависимостей между климатическими
показателями и отдельными свойствами почв и ареалами их
распространения.
Гидротермические и другие коэффициенты используются
для установления зависимостей между почвами и климатом..
Они констатируют достоверность тех или иных связей, уста¬
навливаемых по обобщению накопленных материалов.
Глава ХН^
ЗАВИСИМОСТЬ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
ОТ РЕЛЬЕФА И ВОЗРАСТА ПОЧВ
Рельеф в отличие от климата, растительности, почвообра¬
зующих пород и кор выветривания материально не участву¬
ет в создании почвы. Он не изменяет каких-либо качествен¬
ных особенностей состава почв, а лишь дифференцирует по¬
ступление в почвы тепловой энергии, атмосферной и грунтовой
воды и тем самым влияет на распределение растительности и
животных. Они, как известно, наиболее чутко реагируют на
изменение гидротермического режима приземного слоя ат¬
мосферы и почв, неразрывно связанных с рельефом.
В то же время воздействие тепловой, водной и ветровой
энергии на рельеф вызывает развитие денудации — эрозии и
дефляции почв как естественной, так и ускоренной, обуслов¬
ленной воздействием распашки и других способов обработки
почв. Наконец, непрерывное развитие рельефа земной поверх¬
ности определяет эволюцию почв и почвенного покрова.
Значение рельефа в перераспределении
солнечной энергии и атмосферной влаги
Роль рельефа в почвообразовании различна и определяет¬
ся формами поверхности, степенью ее расчлененности, отно¬
сительными и абсолютными высотами. Наиболее распростра¬
нены следующие формы рельефа: плоский, или равнинный,
слабоволнистый, холмистый и горный.
По относительным высотам различаются такие типы
рельефа: нанорельеф с разностью высот не более 0,1—0,2 м;
микрорельеф—0,2—1 м; мезорельеф—1—100 м; макрорель¬
еф— 100 м. Каждый из перечисленных типов рельефа ока¬
зывает различное и специфическое влияние на перераспреде¬
ление радиационной энергии.
189
В условиях нанорельефа и микрорельефа различия в пе¬
рераспределении радиационной энергии небольшие из-за ма¬
лой разности высот, при которой почти не происходит диффе¬
ренциации склонов по степени освещенности и поглощению
тепла. Такая дифференциация начинается в условиях мезо- и
макрорельефа. При этом в тропиках, так же как и в умерен¬
ном поясе, склоны южной экспозиции получают относительно
больше радиационной энергии, чем северной, а Уклоны запад¬
ной меньше, чем склоны восточной экспозиции. Но так как в
тропических широтах солнечные лучи имеют почти постоян¬
ные углы наклона, то степень нагрева склонов сглаживается.
Только при разности высот более 1200—1300'м экспозиция
приобретает весьма важное дифференцирующее значение.
В горных массивах склоны северной экспозиции оказываются
покрытыми более пышной растительностью, чем южные, на
которых недостаток влаги и избыток тепла (особенно выше
2000 м) — явление обычное.
Таким'образом, в субтропических и тропических широтах,
несмотря на меньшую амплитуду колебания температуры
воздуха и почв, известное значение в перераспределении ра-
Равнинный релъеср с хорошим дренажем
^ 45'Омм • ‘; ! •
! Поверхность пииВъ'
}1 '» if >
а
Относительно Относительно
сухие почвы влажные почвы
6
Рис. 32. Влияние рельефа на поступление воды в почвы:
а — влажность почвы нормальная, постепенно увеличивающаяся с глубиной, б—
влажность почвы, увеличивающаяся вниз по склону
190
диационной энергии связано с различной экспозицией скло-
тюв.
Гораздо большее значение имеют любые типы рельефа в
перераспределении почвенной влаги. Перераспределение вла¬
ги происходит тремя путями: поверхностным стоком, внутри-
лочвенным стоком и грунтово-водным стоком. Проявление и
•интенсивность каждого из них зависят от строения рельефа и
уклонов, его обусловливающих.
Принципиальная зависимость перераспределения % влаги
атмосферных осадков от рельефа следующая: при равнинном
рельефе (рис. 32) на поверхность поступает и впитывается
почвой вся или почти вся вода выпадающих осадков; при вол¬
нистом рельефе от более высоких частей склона к более низ¬
ким увлажнение почв повышается за счет поверхностного и
внутрипочвенного стока. При этом с уменьшением высот по¬
вышается'уровень грунтовых вод вследствие большего проса¬
чивания влаги осадков. Таким образом, наблюдается общая
-закономерность: повышенные элементы рельефа всегда менее
увлажняются, чем пониженные. В понижения при одном и
том же количестве выпадающих осадков всегда поступает
больше влаги за счет поверхностного и грунтового стоков.
Перераспределение влаги осадков тесно связано с раз¬
ностью высот рельефа. Так, перераспределение осадков в ус¬
ловиях нано- и микрорельефа существенно отличается от ta-
хового в условиях мезорельефа, а в еще большей степени —
от макрорельефа. Нано- и микрорельеф перераспределяют
влагу осадков только в пределах площадей с этими типами
рельефа (рис. 33). Оттока влаги путем поверхностного стока
за их пределы не происходит или отмечается только при ката¬
строфических ливнях, когда нано- и микропонижения перепол¬
няются водой и она переливается через них.
В условиях мезорельефа поверхностный -сток наблюдается
на больших пространствах и охватывает несколько взаимо¬
связанных форм рельефа: возвышенности, их склоны и приле¬
гающие к ним равнины или понижения. При макрорельефе до
высот 2500—3500 м обычно происходит увеличение осадков и
более интенсивный сток влаги, а выше количество выпадаю¬
щих осадков снижается, но поверхностный сток может увели¬
чиваться за счет большей крутизны склонов.
При нано- и микрорельефе влага осадков полностью впи¬
тывается почвой и избыток воды в них переводится во внутри-
лочвенный или грунтовый сток. В регулировании стока и впи¬
тывания влаги большое значение имеют и формы рельефа —
их открытость и замкнутость.
При преобладании мезо- и макрорельефа влага поверхно¬
стного стока полностью не впитывается почвой и поверхност¬
ный сток, как правило, достигает открытых водоемов — рек,
191
озер, морей. Этому способствуют большие уклоны и малая
мощность почвенного покрова в горных условиях.
Рис 33 Перераспределение влаги осадков (мм) в зави¬
симости от типа рельефа
Рельеф и закономерности
распределения почв
Закономерности в распределении тепла и влаги, обуслов¬
ливаемые рельефом, существенно отражаются на формирова¬
нии почв и «их пространственном распределении. Поскольку
водный и тепловой режимы различных элементов рельефа
резко отличны, то на них образуются почвы с разными свой¬
ствами.
Пространственное распределение почв теснейшим образом
связано с типами и формами рельефа, абсолютными высотами
местности и аплитудами колебания высот. В зависимости от
типов рельефа выделяются следующие закономерности в рас-
192
пределепии и смене почв: а) комплексы почв, б) сочетания
почв, в) вертикально-зональные, или поясные, смены почв.
Комплексы почв —это закономерные смены пятен различ¬
ных лочв, тесно связанные с чередованием элементов нано- и
микрорельефа. Комплексность, обусловленная нанорельефом,
называется микрокомплексностью, а микрорельефом — собст¬
венно комплексностью.
Наиболее типичное выражение комплексности может быть
связано с неравномерностью вымывания солей из почв или с
различиями в интенсивности капиллярного поднятия засолен¬
ных грунтовых вод к поверхности почв. Примером комплекс¬
ности, обусловленной неравномерным вымыванием солей из
почв, являются чередования солонцов с черноземами, кашта¬
новыми или бурыми полупустынными почвами. К повышениям
приурочены зональные^ почвы (черноземы, каштановые или
бурые почвы), к относительно менее промываемым микро-
склонам — солонцы, а к понижениям — микрозападинам —
гидроморфные почвы, промытые от солей на большую глуби-
ну. Комплексность, обусловленная близким залеганием засо¬
ленных грунтовых вод, сводится к тому, что микроповышения
заняты пятнами солончаков (часто пухлых), а микропониже¬
ния — гидроморфными почвами, в различной степени засолен¬
ными (рис. 34). Оба типа комплексов наиболее характерны
М Р 'I
Условны? обозначения:
г ель э ни* ^
Рис. 34. План (А) и профиль (Б) гидроморфно-со-
лончакового (глеевого) комплекса в аридных усло¬
виях:
/ — гидроморфная (карбозасоленная), 2 — то же, солонча-
коватая, 3 — гидроморфная глеево-солончаковая, 4 — «пух¬
лый» солончак, 5 — «мокрый солончак, 6 — солончак
13 Зак.
193
для аридных областей субтропического и тропического поя¬
сов.
В гумидных областях, где соли «из почв вымыты, комплекс¬
ность почвенного покрова обусловливается интенсивностью
сегрегации железа в конкреции и латеритные слои. К замкну¬
тым понижениям обычно приурочено более интенсивное на¬
копление конкреций и появление латеритных блоков, что со¬
провождается различными степенями проявления глеевого
процесса (рис. 35).
А
5
2
3
2
М 9 * 2. 3. 5 6 7 8 9 Юм
Условные обозначения:
1
2
Рис. 35. План (Л) и профиль (Б) комплекса крас¬
ных ферраллитных почв с конкрециями и латерит-
ными слоями в тропиках Кубы (по-С. В. Зониу,
1968):
1 — красные ферраллитно-кальциевые, 2 — то же, лесси-
вированные со .слоем конкреций («мокарреро»), 3 — крас¬
ные ферраллитно-кистые со слоем кирасы
Сочетаниями почв называются закономерные смены раз¬
личных типов почв, связанные с элементами мезорельефа.
Наиболее ярко такие смены приурочены к мезосклонам, на
верхних частях которых развиваются относительно сухие ав-
томорфные почвы. С уменьшением высот происходит усиление
признаков и свойств, связанных, с увеличением увлажнения,
вплоть до глеевых почв в наиболее низких частях склонов.
Такие смены почв, генетически взаимосвязанные серией посте¬
пенных переходов, получили название катен. Пример такой
смены почв, охватывающих переход красных аллитных в чер¬
ные слитые тропические почвы, показан на рис. 36.
194
В горных областях или массивах влияние рельефа на поч¬
вообразование выражается в двух направлениях: а) в прояв¬
лении большого числа почвенных сочетаний, обусловленных
интенсивной и разнообразной расчлененностью горного релье¬
фа, в наибольшей степени усиливающей перераспределение
тепла и влаги; б) в смене сочетаний почв с высотой. Эта сме¬
на определяется общегеографической закономерностью —>
изменением климатических условий с увеличением абсолют¬
ных высот — от подножий к вершинам гор.
+V+Y+ - "hi
4- 4-
+++*+++++^^^ + + + +
+ 4- + +' 4- + + +V +Ч-+ +
,+ ! I
+V-
£±_±У
+
+
+
+
+
+
Успобные обозначения:
т\
Рис. 36. Схема распределения красных и черных слитных (вертисолей) почв
от гранитного останца к долине реки (район Хайдерабада, Индия; по
С. В. Зонну, 1967):
•/ — граниты и гнейсы, 2 — красные ферраллит.чые, 3 — красновато-серые, ферралит-
ные, 4 — черные слитые (вертисолн), 5 — аллювиальные почвы
Изменение гидротермических режимов и в особенности
снижение температур и повышение увлажнения определяют
смены как отдельных типов почв, так и их сочетаний с увели¬
чением высотных уровней. Подобные смены характеризуют
вертикальную почвенную поясность. Ее проявления в природе
весьма разнообразны и ‘зависят не только от абсолютных' вы¬
сот, но и от широтного положения горной страны, а также от
расположения ее по отношению к странам света.
Общая закономерность " сводится к снижению температур
воздуха в субтропическом и тропическом поясах на 0,6—0,8°С
на каждые 100 м высоты, а также к увеличению выпадения
осадков с высотой. Однако существуют и отклонения от этого
правила, обусловливаемые, главным образом, положением
горной страны по отношению к странам света, а также к'нап¬
равлению потоков воздушных масс, несущих осадки. ^Так,
например, меридиональное простирание горной системы Анд
в Южной Америке обусловливает осаждение влаги атланти¬
ческих воздушных масс на восточном их макросклоне. Запад¬
ный макросклои, обращенный к Тихому океану, получает
195
меньше осадков. Особенности прохождения воздушных масс
в средней части тихоокеанских Анд обусловливают почти пол¬
ное отсутствие осадков в северной части Чили, вплоть до вы¬
сот 3000 м и более. Благодаря этому здесь на побережье к
склонах гор имеются почти безводные пустыни.
Атласские горы, вытянувшиеся в широтном направлении
в северной части Африки, задерживают почти все осадки на
северном склоне, обращенном к Средйземному морю. Южный
склон получает осадков во много раз меньше и поэтому на
нем преобладают пустынные ландшафты. Такая асимметрия
в гидротермических режимах характерна не только для мак¬
росклонов отдельных горных систем и массивов, но и для сла¬
гающих их хребтов, на которых также выражена асимметрия
гидротермических режимов.
В горных системах увеличение осадков происходит только
до определенного уровня, выше которого начинается их умень¬
шение. Во внутренних горных котловинах, окруженных высо¬
кими хребтами, также может резко уменьшаться количество
осадков и повышаться температура. В таких случаях в горах
создаются засушливые и даже локальные пустынные области.
Примером может служить Альтиплано в Боливии, где на вы¬
соте более 3000 м развиты аридные ландшафты. С климати¬
ческими условиями связаны смены растительности и почв,
обусловленные прежде всего изменениями водного и тепло¬
вого режимов горных почв.
Зависимость водной эрозии
и дефляции почв от рельефа
Под водной эрозией понимается разрушение почв текучими
водами. Они смывают и переносят разрушенный материал с
более высоких участков в понижения. Различают эрозию нор¬
мальную, или геологическую, и ускоренную, или антропоген¬
ную. Нормальная эрозия представляет собой естественный
процесс развития рельефа. Он протекает в условиях сохране¬
ния естественной растительности, и сносимый материал пере-
отлагается постепенно и незаметно, за исключением катастро¬
фических сносов почв ливнями.
Основным агентом ускоренного эрозионного сноса являет¬
ся поверхностный сток вод. Под его влиянием с более повы¬
шенных участков рельефа смываются (сносятся) продукты
размыва и переотлагаются в пониженных его частях.
В тропических условиях водная эрозия почв наиболее ин¬
тенсивна в дождливый сезон, когда ливни способствуют обра¬
зованию мощцого поверхностного стока вод осадков. Под его
влиянием может происходить не только смыв, но и размыв,
захватывающий, почвенную толщу и толщу кор выветривания.
196
Под смывом понимается относительно равномерный снос со
всей поверхности почвенной массы, называемый плоскостной
эрозией. Размыв вызывается водами ручьев и временных во¬
дотоков, приуроченных к мелким углублениям рельефа. Пос¬
ледние, -размываясь и углубляясь, дают начало образованию
оврагов. Этот процесс называется линейной эрозией почв. Она
б наибольшей степени выражена в аридных областях, где лив¬
невые воды дают обильный сток, устремляющийся в сухие
русла — вади. При линейной эрозии переносятся большие
массы твердого материала.
Не менее интенсивные разрушения рельефа и почв произ¬
водит ветер. Такие разрушения называются ветровой эро¬
зией, или дефляцией. Наиболее интенсивно дефляция прояв¬
ляется в областях, где развиты пески или легкие опесчанен-
ные суглинки. Ветер, в Отличие от воды, выдувает и переносит
отдельные частицы, из которых состоят почвы. Наиболее ин¬
тенсивно и далеко переносятся иловатые, пылеватые и мелко-
лесчаные частицы. В результате такого выдувания и перено¬
са возникает дефляционный рельеф, который особенно ярко
выражен в песчаных пустынях и представлен барханами, дю¬
нами, грядами и котловинами выдувания. Дефляционные, или
эоловые, формы рельефа связаны с действием так называе¬
мых черных бурь, самумов и тропических ураганов (тайфу¬
нов).
Водная эрозия и дефляция являются важными водными и
ветровыми факторами современного рельефообразования и
объединяются общими понятиями денудации рельефа и дегра¬
дации почв. Денудация включает в себя процессы разруше¬
ния материала, его переноса и аккумуляции. Повышенные
части подвергаются разрушению (снижению), а пониженные
принимают (аккумулируют) сносимый с высоких частей ма¬
териал и постепенно повышаются (рис. 37). В верхней части
рисунка показано развитие девственного рельефа и почв под
воздействием только нормальной, или геологической, денуда¬
ции, нижняя отражает действие ускоренной (антропогенной)
эрозии, возникшей в результате обработки почв.
С водной эрозией, как и с дефляцией, связано возникнове¬
ние новых стадий почвообразования на месте смытых или
развеянных более «старых» почв. В субтропиках и тропиках
вследствие эрозии на поверхность выходят не только гори¬
зонты В я С почв, но и коры выветривания, а иногда и они
полностью эродируются и обнажаются либо слои литомаржа,
либо коренные слабовыветрелые*породы. В областях аккуму¬
ляции смытого материала происходит погребение почв, что
выражается в появлении на различных глубинах гумус:-::их
горизонтов ранее существовавших почв.
197
Эрозионные процессы в субтропических и тропических
районах особенно интенсивны на почвах, вовлеченных в сель¬
скохозяйственное использование. В тропиках осваиваемые поч¬
вы почти всегда в той или иной степени смыты, что вызывает
снижение плодородия и резкие колебания урожаев на них.
Это объясняется различной смытостью гумусовых и более глу¬
боких горизонтов. Борьба с эрозией, а в еще большей степени
предупреждение ее развития приобретают важное значение в
тропическом земледелии.
Рис. 37. Влияние эрозии на почвенный" профиль (по
Эллису, 1974):
Л — целинная почва, Б — обработанная почва, С — почво-
образующ?^ лорода;
/ — обнажение подпочвы, // — обнажение горизонта В,
III — частично смыт горизонт IV — отложения смытого
материала: / — черчый. 2 - серо-бурый, 3 — карбонатный
На уже пораженных эрозией почвах степень эродирован-
ности устанавливается по мощности смытой части почв. По
величине смытоста гумусового горизонта А в процентах , от
нормальной его мощности Д. Л. Арманд предложил следую¬
щие градаций смытости почв: смыто до 25% — несмытые и
слабосмытые, 25—50 — среднесмытые, 50—75 — сильносмы-
тые, более 75% —весьма сильносмытые почвы.
. Однако эти градации следует рассматривать как ориенти¬
ровочные, характеризующие один из подходов к выявлению
почв с различными степенями эродированности. Пригодность
этих критериев для тропических почв требует проверки. Кро¬
198
ме того, следует указать, что интенсивность эрозии в субтро¬
пических и тропических областях зависит не только от степе¬
ни расчлененности территории, но в еще большей степени от
режима выпадения осадков, а также и от свойств почв. Поэто¬
му при установлении критериев для разделения почв по сте¬
пени их эродированности и разработке мероприятий по борь¬
бе с эрозией необходим максимальный учет региональных
особенностей ее проявления.
Мероприятия по борьбе с ветровой эрозией должны нап¬
равляться на снижение скорости ветра и закрепление поверх¬
ности почв, подверженной ветровой эрозии, как биологически¬
ми, так и химическими методами. Наиболее эффективна комп¬
лексная система мероприятий по борьбе с ускоренной (антро¬
погенной) денудацией, включающая агротехнические, лесоме¬
лиоративные, а в некоторых случаях и гидротехнические прие¬
мы. Сочетания их должны быть дифференцированы в соответ¬
ствии со степенью и характером выраженности денудацион¬
ных явлений. В субтропических и тропических районах особое
значение имеет террасирование склонов, обвалование, контур¬
ная обработка полей и защита их лесными насаждениями.
Рельеф и эволюция почвенного покрова
Рельеф суши подвергается хотя и медленным, но непре¬
рывным изменениям под влиянием не только денудации, но и
других геологических факторов, например, неотектоники (мо¬
лодые поднятия и опускания отдельных ^частей суши), вулка¬
нической деятельности и т. д. С ними неразрывно связана и
эволюция почв, происходящая различными путями, обуслов¬
ленными направленностью факторов, преобразовывающих
рельеф. Приведем несколько примеров.
Расчленение суши и понижение базиса эрозии приводят к
понижению уровня грунтовых вод и смене гидроморфпого ре¬
жима почвообразования на автоморфный. При этом засолен¬
ные почвы могут естественно рассоляться, и, если в них со¬
держались соли натрия, они эволюционируют в солонцы, а за¬
тем по мере усиления промывания солонцов — ив солоди.
При постоянном эрозионном углублении русл рек проис¬
ходит образование речных террас с различными высотными
уровнями, на которых вначале, когда речные воды подпирали
грунтовые воды и затрудняли их отток, образовывались раз¬
личные гидроморфные или гидроморфно-засоленные почвы.
С углублением русла реки повышается естественный дренаж,
происходит отток и понижение уровня грунтовых вод, что и
сказывается на усилении автоморфных черт в почвообразова¬
нии. Аналогичные явления происходят и при понижении уров¬
ня вод в озерах и морях.
199
При повышении уровня грунтовых вод, обусловленном раз¬
личными причинами (орошение, вековой подъем), автоморф-
ное почвообразование сменяется гидроморфным. При засолен¬
ности лрунтовых вод гидроморфизм сочетается с галоморфиз-
мом (засолением). Наконец, к особенностям субтропических
и тропических областей относится наибольшая длительность
выветривания пород. Однако в таких условиях почвообразо¬
вание неоднократно прерывалось эрозией и дефляцией почв,
поэтому в большинстве случаев приходится сталкиваться с
тем, что на древних корах выветривания развиваются «моло¬
дые» почвы.
Значение рельефа в почвообразовании и распределении
почвенного покрова многогранно и весьма существенно. Все¬
сторонний учет роли рельефа в почвообразовании является
необходимым условием для разработки вопросов генезиса,
географии и эволюции почв и почвенного покрова.
Рельеф служит базисом, на котором протекают сложные
процессы взаимодействия всех материальных факторов почво¬
образования — биологических, климатических и геологиче¬
ских (материнские породы). Разнообразием своих форм
рельеф способствует чрезвычайно большой пространственной
дифференциации элементарных процессов почвообразова¬
ния и факторов, их определяющих. Основное влияние рельеф
оказывает на перераспределение тепла и влаги. Он является
тем внешним условием почвообразования, с которым мы стал¬
киваемся в первую очередь. Поэтому почвоведы в своих ис¬
следованиях должны изучать геоморфологию в целях более
глубокого познания почвообразования и почвенного покрова,
а также для разработки рациональных путей освоения поч¬
венных ресурсов.
Часть III
КЛАССИФИКАЦИЯ И ХАРАКТЕРИСТИКА
ОСНОВНЫХ ТИПОВ ПОЧВ
Г л а в а XIII
ОСНОВЫ КЛАССИФИКАЦИИ ПОЧВ
В предыдущих главах рассматривалась роль отдельных
факторов в формировании почв тропических и субтропических
областей. При этом мы стремились выявить, какие явления и
процессы почвообразования связаны с каждым из рассмот¬
ренных факторов. Такое рассмотрение позволило подойти к
установлению условий, когда действие одного из факторов
становится более ощутимым и как бы определяющим то или
•иное направление в развитии почв. Мы также стремились вы¬
явить особую роль кор выветривания различного возраста как
почвообразующих пород на больших площадях. Состав и
свойства кор выветривания в тропиках настолько специфичны,
что почвообразование не может коренным образом преобра¬
зовать их и определить четкую границу между ними и собст¬
венно почвами весьма сложно. Современное почвообразова¬
ние сказывается в накоплении гумуса, перераспределении ила,
усилении подвижности минеральных и органических соедине¬
ний в верхней толще кор выветривания.
Такое изменение их происходит под воздействием преиму¬
щественно биоклиматических факторов. В тропических и суб¬
тропических поясах, так же как и в других природных поясах,
действует правило, установленное В. В. Докучаевым и
Н. М. Сибирцевым, что формирование почв зависит от одно¬
временного и совокупного влияния всех факторов почвообра¬
зования. Их сочетание создает среду почвообразования. Кон¬
кретные же проявления почвообразования определяются мно¬
гообразием сочетаний этих факторов. Из сказанного следует,
что состав и свойства почв есть отражение той среды, в кото¬
рой они формировались. И, следовательно, почвы, как и лю¬
бые другие природные образования, нуждаются в естествен¬
ной систематизации и классификации.
Именно классификация в естественных наука.Ч, в том чис¬
ле и в почвоведении, является главнейшей теоретической
проблемой. Успешность ее разрешения связана с накоплением
201
материалов, характеризующих почвообразование и почвы.
Чем больше мы познаем почвы и глубже изучаем их свойства
и состав, тем совершенней становится их классификация.
Вместе с тем проблема классификации почв одна из самых
сложных и трудных. В настоящее время многие национальные
школы почвоведения стремятся разработать свою систему и
пропагандировать ее как наилучшую. Однако из этого не сле¬
дует, что в почвоведении нет единого понимания основ почво¬
образования и необходимых принципов разделения почв на
таксоны различных рангов. Классификации и таксоны стали
успешно развиваться последователями В. В. Докучаева. Он
положил начало научному географо-генетическому изучению
почв. Разработанная им первая научная классификация почв
сыграла выдающуюся роль в развитии почвоведения и реше¬
нии классификационной проблемы как его теоретической ос¬
новы. Таким образом, история этой проблемы и ее современ¬
ное состояние отражают основы теоретических и методиче¬
ских подходов в развитии почвоведения.
Знакомство с историей этой проблемы весьма важно для
дальнейшей ее разработки, особенно в развивающихся стра¬
нах, где в настоящее время советники-почвоведы из разных
стран внедряют различные системы классификации почв.
Краткий исторический обзо{)
развития классификационной проблемы
Историю разработки и эволюции различных почвенных
классификаций схематично можно разделить на три главных
периода: а) додокучаевский, б) докучаевский и в) современ¬
ный, связанный с развитием национальных школ. Этот пос¬
ледний период, в свою очередь, характеризуется двумя нап¬
равлениями развития: а) национально-генетическим (доку-
чаевским) и б) формально-прагматическим (американским).
В то же время почвенные классификации разделяются на три
главные группы.
* А — классификации генетические, основанные на различ¬
ных природных свойствах почв;
В — классификации прикладные, основанные на группи¬
ровке почв по каким-либо определенным требованиям — зем¬
ледельческим, лесным, санитарно-гигиеническим и др.;
С — классификации экономические (кадастрово-оценоч¬
ные), имеющие в виду оценку почв по возможному получению
от них дохода.
Подобная дифференциация классификаций почв до сих
пор не потеряла своего значения. Следует только отметить, что
если в прошлом развитие каждой из групп классификаций
было самостоятельным, то в настоящее время разрабатывае¬
202
мые прикладные и экономические классификации в большин¬
стве базируются на генетических подразделениях почв, объе¬
диняемых по тем или иным показателям в производственные
группы.
Додокучаевский период. В этот период преобладали клас¬
сификации почв, основанные на геолого-петрографических, хи¬
мических или химико-пецрографических принципах. Почвы
классифицировались по петрографическому составу горных
пород, преобразованию тех или иных химических соединений
«или по смешанным показателям. Почва рассматривалась как
продукт выветривания горных пород или отмирающей расти¬
тельности (перегнойные почвы), что не позволяло иметь яс¬
ного представления о них, как образованиях, возникших в ре¬
зультате совокупного действия всех почвообразователей (кли¬
мата, растительности, животных, рельефа и времени) на поч¬
вообразующую породу. Наиболее ярким примером геолого¬
петрографических классификаций были немецкие классифика¬
ции Фалу и Мейера. Они объединяли все почвы в Т1ри класса:
первичные, или коренные, наносные и перегнойные. К пер¬
вичным относились почвы на продуктах выветривания пород,
из которых они образовались; к наносным — почвы, развитые
на переотложенных водой и ветром наносах. В третью группу
входили почвы, образовавшиеся из растительных остатков
(торфяных и др.).
Примером химической классификации почв является клас¬
сификация Кнопа. В основу ее положено преобладание в поч¬
вах различных групп химических соединений. Кноп выделял
три класса почв: силикатовые, карбонатовые и сульфатовые.
В каждом из этих трех классов почвы подразделялись по
преобладанию тех или иных соединений, например, глинозем¬
ные (преобладание А1203), железистые, известковые, гипсо¬
вые и т. д.
Классификации физические были основаны на содержании
в почвах песка, «извести, перегноя. Все подобные классифика¬
ции созданы немецкими агрономами и агрогеологами и извест¬
ны под общим названием агрогеологических.
Докучаевский период. В. В. Докучаев впервые показал
причинные связи почв с условиями их развития, дал генетиче¬
ское определение почвы, внедрил понятие типа почвы и в
1886 г. предложил первую географо-генетическую классифи¬
кацию почв. Именно с этого времени начинается новый — до¬
кучаевский этап развития почвоведения, идеи которого при¬
знаны во многих странах мира.
Первая классификация почв В. В. Докучаева выглядела
так
203
I отдел — нормальные почвы
А — класс сухопутно-растительных почв. Типы почв:
1) светло-серые северные, 2) серые лесные, 3) черноземные,
4) каштановые, 5) бурые солонцеватые.
Каждый из пяти типов почв по гранулометрическому со¬
ставу подразделялся на песчаные, супесчаные, лепкосуглини¬
стые, среднесуглинистые, тяжелосуглинистые и глинистые.
В — класс сухопутно-болотных почв.
С—класс болотных почв (торфяники,, тундры, плавня).
II отдел — переходные почвы
А — класс перемытых почв.
В — класс наземно-наносных почв.
III отдел — нормальные почвы
Наносные; речной и озерный алювий; золовые наносы.
Эта классификация имеет лишь историческое значение.
Следует подчеркнуть, что в ней впервые была введена система
соподчиненных таксономических классификационных единиц:
отдел, класс, тип, разновидность почв. Эти понятия сохранили
свое значение и по настоящее время, получив детализацию и
более четкое определение. В этой классификации проведена
идея о постоянстве закономерностей географического распре¬
деления почв. Она была положена в основу многих дальней¬
ших классификаций географо-генетического направления.
Следующей была классификация почв, разработанная уче¬
ником В, В. Докучаева Н. М. Сибирцевым и впервые опубли¬
кованная в 1895 г. Годом позже В. В. Докучаев опубликовал
классификацию почв, близкую по основным принципам к
классификации Сибирцева. Поэтому мы объединяем их в одну
под названием классификации Докучаева — Сибирцева1.
В ней почвы разбиты на следующие главнейшие генетические
классы, подклассы и типы.
Класс А. Почвы зональные, мелкоземлисто-перегнойные со
следующими типами: I) латеритные, II) атмосферно-пылевые,
III) пустынно-степные или сухих степей, IV) черноземные,
V) серые лесные, VI дерново-подзолистые, VII) тундровые.
Класс В. Почвы интразональные включают типы: VIII) со¬
лонцовые, IX) болотные, X) перегнойно-карбонатные.
Класс С. Почвы азональные, неполные. Подкласс внепой-
менные с типами: XI) скелетные, XII) грубые. Подкласс ал¬
лювиальные: тип XIII) пойменные. *
Тринадцать наиболее четко различавшихся в то время ти¬
пов почв были сгруппированы в три класса или отдела на ос¬
нове сходства условий почвообразования. Так родилось клас¬
1 Здесь приводится классификация, опубликованная в кн.: Сибир¬
цев Н. М. Почвоведение. Варшава, 1899.
204
сическое разделение почв на зональные, интразональные и
азональные. Такое деление почв сохраняется и в настоящее
аремя во многих классификациях.
Во всех последующих классификациях постепенно увели¬
чивалось количество генетических типов почв в связи с накоп¬
лением новых данных. Кроме того, существенно перестраива¬
лись и группировки генетических типов почв вследствие
субъективности взглядов на сходство и различие условий их
образования.
Важную роль в развитии классификационной проблемы
как в СССР, так и за рубежом сыграли классификации
К. Д. Глинки. Последняя его классификация (1931 г.) была
основана на выделении пяти типов почвообразования, в кото¬
рые объединены все генетические типы почв, выявленные к
этому времени.
I. Латеритный тип
1. Типичные латериты.
2. Красноземы субтропических широт.
3. Красноземы и желтоземы теплоумеренных широт.
II. Подзолистый тип
1. Буроземный (в понимании Раманна) — переходная раз¬
ность к латеритному типу.
2. Подзолисто-глеевые почвы — переход к болотному типу.
3. Торфяно-подзолистые почвы.
4. Первичные скрытоподзолистые почвы — лесные.
5. Первичные подзолистые почвы — лесные.
6. Луговые подзолистые почвы и горно-луговые.
7. Черноземовидные почвы — переход от луговых подзоли¬
стых почв, к черноземным .(и горно-лутовым).
8. Вторичные подзолистые почвы, из которых деградиро¬
ванный чернозем является переходной разностью от лесных
деградированных почв к чернозему.
III. Степной тип
1. Черноземы и их аналоги — выщелоченный, тучный, обык¬
новенный, южный (бедный), приазовский.
2. Каштановые почвы (темные и светлые) и их аналоги.
3. Бурые почвы (темные и светлые, полупустынные).
4. Сероземные (темные и светлые).
5 Красноцветные почвы субтропических пустынных сте¬
пей ,
IV. Болотный тип
А. Собственно болотные
1 Лугово-болотные почвы.
2. Солончаково-болотные почвы и марши.
205
Б, Солончаковые
1. Солончаки.
2. Солончаковые почвы.
V. Солонцовый тип
1. Выщелоченные солонцы.
2. Солонцы.
3. Солонцеватые почвы.
Ьсли в классификации почв Докучаева — Сибирцева име¬
лось только 13 типов, то Глинка выделил уже 25 типов.
В дальнейшем К. К. Гедройцем было разработано учение
о поглощающем комплексе и сделана попытка положить в ос¬
нову классификации почв свойства именно этого комплекса
(1925). В сокращенном виде его классификация имела сле¬
дующее построение ]:
Классы почв
А. Насыщенные основа¬
ниями
Не содержащие в погло¬
щающем комплексе водо¬
родного иона
В. Ненасыщенные осно¬
ваниями
Содержащие в погло¬
щающем комплексе водо¬
родный ион
Типы почвообразования
I. Черноземный. Погло¬
щающий комплекс насыщен
Са и Mg
II. Солонцовый. В погло¬
щающий комплекс кроме Са
и Mg входит Na (подразде¬
лен на три стадии развития:
солончаковую, солонцовую и
солодевую)
III. Подзолистый. Погло¬
щающий комплекс, содержит
в большей или меньшей сте¬
пени остаточные катионы
Са, Mg и К
IV. Латеритный. Водо¬
родный ион в количествен¬
ном отношении преобладает
над катионами Са и Mg2
Как все работы К. К. Гедройца, так и его классификация
имели выдающееся значение в развитии почвоведения и в по¬
строении классификации’ почв, основанной на свойствах и
процессах, особенно физико-химических. В настоящее время
классификация К. К. Гедройца расширена и углублена. Те¬
перь мы знаем, что кислотность тропических почв опреде¬
ляется ионами А1, а не Н.
1 Взято из кн.* Герасимов И. П., Глазовская М. А. Основы
почвоведения и географии почв. М., I960
2 Этот тип объединяет красноземы,и желтоземы
206
В дальнейшем вопросы генезиса и классификации почв
развил С. С. Неуструев. Он впервые ввел понятие об элемен¬
тарных почвенных процессах. Еще в 1931 г. он писал, что
«...почвообразовательный процесс не только не однороден в
различных условиях, но сам представляет сложное явление,
составляющееся из элементарных процессов отдельных физи¬
ко-химических явлений: та или иная степень и направление
разложения минеральной основы и органического вещества,
аэробный или анаэробный характер разложения, те или иные
новообразования, энергия и направление выщелачиваиия,
растворения и переноса и так далее»
Признавая существование пяти основных типов почвообра¬
зования, он показал, что сочетания их друг с другом в раз¬
личных географических условиях дают начало формированию
большого ряда генетических типов почв. С. С. Неуструев
впервые предложил объединять их в два отдела по характеру
увлажнения — автоморфный и гидроморфный. Такое разделе¬
ние получило дальнейшее развитие только в 1960 г.
Не останавливаясь на целом ряде других классификаций
почв, относящихся к этому периоду (С. А. Захарова, Д. Г. Ви¬
ленского, Е. Н. Ивановой, А. А. Завалишина и И. П. Гераси¬
мова), можно отметить наиболее характерные из них.
Наметились два направления в разработке почвенных
классификаций: географо-генетическое, или зонально-генети¬
ческое (В. В. Докучаев, Н. М. Сибирцев, К. Д. Глинка,
Е. Н. Иванова и др.), и генетическое, в основе классификации
которого были процессы и свойства почв (П. С. Коссович,
К. К- Гедройц, С. С. Неуструев). Каждая из этих систем полу¬
чила дальнейшее развитие в работах советских и зарубежных
исследователей. Остановимся лишь на двух наиболее ярких
опытах в этом направлении — американском и немецком.
В немецком почвоведении генетические принципы воспри¬
нял Раманн. Им был принят генетический тип почв в качестве
основной единицы классификации для всех почв, включая
субтропические и тропические. С именем Раманна связано
установление нового генетического тапа почв «Braunerde»., или
бурозем (бурая лесная почва), ставшего одним из главным
типов лесного почвообразования. Из других немецких класси¬
фикаций заслуживает внимания классификация Кубиены,
который одним из первых расширил содержание понятия
«почва» и применил его не только для наземных, но и для
подводных образований. В его классификации все Почвенные
образования подразделены на два ствола или на два отдела —
гидрополуземный и наземный.
Эта же линия проводится Кубиеной в выделении им трех
1 Неуструев С. С. Элементы географии почв. М., 1931, с. 45.
207
отрядов почв. Первый отряд — подводные почвы по существу
представляет подводные осадки, из которых и на которых после
осушения формируются полуназемные почвы второго отряда.
К ним отнесены различные болотные образования, солончаки,
а также солонцы и солоди.
Третий отряд наземных почв может образоваться как из
первых двух, так и самостоятельно. В этот обширный отряд
включены почвы как широко известные и впервые установлен¬
ные Докучаевым — Сибцрцевым, так и почвы со своеобразной
номенклатурой типа ранкеров, красных земель и др. Вместе л
с тем идея этой системы заключается в эволюционном разви¬
тии профиля почв от слаборазвитого в классах примитивных
почв (профиль АС и AD) до полного профиля ABCD.
В американском почвоведении в первой половине XX в.
идеи докучаевского подхода к классификации почв были ис¬
пользованы более широко и последовательно. Этому способст¬
вовали исследования крупнейшего почвоведа США Марбута.
Он не только глубоко воспринял идеи докучаевского почвове¬
дения, но и творчески развил их применительно к почвам
Североамериканского континента. Вместе с тем в его класси¬
фикациях было сохранено и традиционное понятие «почвенная
серия», возникшее до проникновения в США докучаевского
направления в почвоведении. Почвенная серия, вероятно, вы¬
делена была тогда, когда в США преобладал эмпирический
подход, основанный на учете урожайности сельскохозяйствен¬
ных культур на различных почвах.
Что представляет собой почвенная серия? Какому таксону
генетических классификаций она соответствует? До сих пор
это ясно и четко не установлено. Существует множество ва¬
риантов определений почвенной серии. Марбут указывал, что
выделение почвенной серии основано на учете местных геогра¬
фических особенностей и гранулометрического состава почв,
но до конца это понятие им не было раскрыто.
Первая классификация Марбута (1927) была' основана
на выделении семи таксономических категорий, из них самая
низкая — первая, самая высокая — седьмая. Почвенные серии
составляли вторую категорию, большие группы почв — четвер¬
тую и пятую (две последние категории соответствовали поня¬
тию «почвенный тип» в докучаевском смысле).
Марбутом были широко приняты понятия и терминология
русских почвенных типов (чернозем, подзол, солонец и т. д.).
Им было принято разделение почв на зональные, интразо-
нальные и азональные, а в пределах первых выделены педо-
калы и педалферы. К педокалам он относил почвы й той или
иной степени карбонатные, а к педалферам — бескарбонат-
ные.
Продолжателями классификационных принципов Марбута
203
были Болдуин, Келлог и Торп. В 1938 г. они опубликовали
общую схему классификации почв для высших таксономиче¬
ских единиц от большой группы и выше. Эта классификация
продолжила марбутовское направление (табл. 23).
Таблица 23
Схема классификации почв Болдуина, Келлога, Торпа (1938)
Катего¬
рия VI
Категория V
Категория IV
Ряды
Подгруппы
Большие группы почв
Зональ¬
ные почвы
Педо-
калы
1 Почвы холодной
зоны
2 Светлоокрашенные
почвы аридных (сухих)
областей
3. Темноокрашенные
почвы семиаридных, суб-
гумидных (влажных) тра¬
вянистых местностей
4 Почвы перходных
лесисто-травянистых
местностей
5. Светлоокрашенные
почвы умеренного пояса ’
6 Латеритные почвы
лесных умеренно жарких
тропических областей
Тундровые
Пустынные
Красные пустынные
Сероземы
Бурые
Красно-бурые
Каштановые
Красновато-каштано¬
вые
Черноземные
Почвы прерий
Красноватые почвы
прерий
Черноземы дегради¬
рованные
Некарбонатные бурые
Шантунгские бурые
Подзолистые
Бурые подзолистые
Серо-бурые подзоли¬
стые
. Желто-подзфлиетые
Красно-подзолистые
Желтовато-бурые ла¬
териты
Латериты
11нтразо-
нальные
почвы
Педал*
феры
1 Галоморфные поч¬
вы
2 Гидроморфные поч¬
вы V
Солончаки
Солонцы
Солоди
Луговые
Альпийские луговые
Болотные
Полуболотные
Планосоли (с уплот¬
ненным горизонтам)
Подзолистые почвы с
грунтовым увлажне¬
нием
Латеритные почвы
грунтового увлажне¬
ния
14 Зак. 1542
209
Продолжение табл. 23
Катего¬
рия VI
Категория V
Категория IV
Ряды
Подгруппы
Большие группы почв
Азональ¬
ные почвы
3 Карбонатно-морф-
ные почвы
Бурые лесные
Рендзины
Почвы на плотных
породах
Аллювиальные почвы
на рыхлых незакреп¬
ленных породах (вк¬
лючая сухие пески)
В странах, где не было такого яркого выражения зональ¬
ного распределения почв, как, например, в Западной Европе,
в классификациях почв преобладал генетический подход.
Возвращаясь к классификации почв в США, нельзя не
отметить, вслед за И. П. Герасимовым и М. А. Глазовской,
большого различия между ее высшими и низшими таксономи¬
ческими категориями. Если в высших категориях в то время
существовала четкая и ясная взаимосвязь, основанная на
единстве докучаевских принципов их выделения, то в низших
единицах было резкое расхождение. Это породило, как счи¬
тает И. П. Герасимов, дуализм в подходах к выделению выс¬
ших и низших единиц в американской классификации.
Каковы причины такого положения и насколько почвенная
серия совместима с генетическими подходами в почвенных
классификациях, остается неясным. Уже в то время не было
предпосылок к установлению соответствий между низшими
таксонами американской и советской классификаций. По су¬
ществу, этого соответствия нет и сейчас, что и является одним
из самых серьезных расхождений между европейскими и аме¬
риканскими национальными школами. По-видимому, почвен¬
ная серия в американском почвоведении настолько тради¬
ционная, что ее трудно заменить более рациональным диети¬
ческим таксоном. Тем не менее поиски и разработка единой
таксономии является настоятельной необходимостью мирового
почвоведения, нуждающегося в единой и согласованной меж¬
дународной классификации почв.
Современный период. Этот период начался примерно в
50-х годах. В СССР особое внимание в это время было обра¬
щено на дальнейшую разработку принципов классификации
почв н сс основных таксономических единит», а также ия
составление новой классификации почв. Необходимость в ней
возникла в связи с решением ряда важнейших практических
задач народного хозяйства (освоение новых земель, мелиора¬
210
ция почв, повышение урожайности сельскохозяйственных
культур, улучшение лесного хозяйства и т. п.).
Установление системы таксономические подразделений и
диагностических показателей для отличия систематических
единиц явилось одной из важных предпосылок в выработке
объективных подходов к классификации почв. В это же время
возникли вопросы рациональной номенклатуры почв, а также
разукрупнения старых и выделения новых типов почв. Широко
развернувшееся мелко- и крупномасштабное картирование
почв способствовало накоплению новых данных о почвах и их
распределении на ранее мало исследованных территориях.
Все это определило разработку новых систем классификации
почв.
Эти важные проблемы почвоведения решались с использо¬
ванием традиционных докучаевских принципов. Почвоведение
в этот период обогатилось новыми методами исследования,
позволившими углубить, развить и уточнить представления о
процессах почвообразования и свойствах почв, ими опреде¬
ляемых.
В современный период были приняты следующие таксоно¬
мические единицы: 1) класс, 2) тип, 3) подтип, 4) род, 5) вид,
6). разновидность. Они заняли прочное место в классифика¬
циях почв не только СССР, но и ряда зарубежных стран
(с теми или иными вариациями). В этот период Л. И. Прасоло¬
вым было дано новое определение понятия типа почв. Понятие
«тип почв» — суммарное, обобщающее признаки и свойства
большого ряда конкретных почв, связанных единством проис¬
хождения и процессами превращения и передвижения (мигра¬
ции) веществ.
В соответствии с этим определением внешним выражением
почв, объединяемых в тот или иной тип, является, как указы¬
вает И. П. Герасимов, однотипность в строении их генетиче¬
ского профиля, выражающаяся в развитии одной и i ой же
системы взаимосвязанных горизонтов. *
Тип, объединяя большую группу почв, подразделяется на
подтипы. Эта единица обособляет в пределах типа более мел¬
кие группы почв, выделяющиеся дополнительными чертами
строения и свойствами почв. Они особенно ярко проявляются
в переходных от одного к другому типу свойствах и строении
почв.
Понятие «род» используется для обособления почв, разви¬
тых на различных породах, в пределах типов и подтипов. Свой¬
ства и состав этих пород в той или иной степени отряжаются
в составе и свойствах почв.
Понятие «вид» применяется для обозначения количествен¬
ных степеней развития почвообразовательных процеюов,
свойственных почвенному типу. Среди подзолистых почв, на¬
211
пример, выделяются виды слабо-, средне- и сильноподзолистых;
среди черноземов виды малогумусных, среднегумусных, туч¬
ных; в типе красных ферраллитных почв по степени выьцёло-
ченности выделяются такие виды, как невыщелоченные, лес-
сивированные, псеьдоподзолистые и т. д.
Разновидности различаются по гранулометрическому со¬
ставу, например, глинистые, суглинистые, супесчаные и т. д.
Помимо перечисленных установлены более высокие, над-
типовые таксономические единицы — классы и подклассы
зональные, или поясные единицы. Фрагменты одного из ва¬
риантов последней классификации почв СССР (табл. 24)
показывают, насколько она расширена и углублена по срав¬
нению с классификациями почв предыдущего периода. В то же
время в ней сохраняется традиция географо-генетического
подхода, выражающаяся в зональном подразделении типов
почв.
В этот же период стали развиваться и собственно генети¬
ческие подходы в классификации почв, основанные на свойст¬
вах и процессах, совершающихся в них, вне зависимости от их
зонального или интразонального распределения. Такие подхо¬
ды были разработаны В. Р. Волобуевым, М. А. Глазовской и
В. А. Ковдой с соавторами.
Этому периоду соответствует и активность в разработке
классификационных систем многими национальными школами
почвоведения. Рассмотрим некоторые из них.
Французская классификация (Aubert, 1966), уточненная
Дюшофуром (1976), основана на следующих принципах: эво¬
люции почвенного профиля, степени выветрелости накопления
свободных окислов, составе, свойствах и распределении орга¬
нического вещества, на соотношении гидроморфных и гало-
морфных процессов и др. В классификации приняты следую¬
щие таксономические единицы: класс, подкласс, группа, под¬
группа. Группа соответствует типу, а подгруппа — виду почв
советской классификации; подкласс скорее всего отвечает зо¬
нальному распределению, а класс объединяет почвы по
общности процессов, характерных для почв той или иной
группы.
Несмотря на ряд существенных отличий, французская
классификация отражает основные докучаевские принципы и
использует многие русские термины и понятия. В то же время
она пропагандирует идеи, возникшие в результате изучения
французскими почвоведами почв различных стран. Например,
идею развития почвенного профиля, текстурную дифферен¬
циацию почв не только в результате подзолообразования, но
и лессивирования, псевдооглеения и т. д.
Совершенно иначе разрабатывалась классификационная
проблема в США. Здесь в 1975 г. была опубликована «Таксо-
212
Схема классификации почв СССР 1960 г. (фрагменты).
Суббореально-субтропическая группа почвообразования
сС
Sf
К
Ч
VO
са
Н
<D
О
Я
о«
о
S
о
Си
St
U
т
а)
о
>=(
я
о
•©-
да
Он
»Я 5?
о
Я |
S
о
“ S
Он
о а>
»=1
ч о-
я
VO’S
>»
>, Л
ч
сз Я
о
о
с
с
о
Я
си
о
Л -эн
«За
§ * ь
са ^ 5
з Л2
а,® ч
С я*
Он
\о
о
о
СП
о*
о
с
а>
о
я
»=(
Я
S
>
и
а>
в
«
а
<и
с ч
я о
vo
а>
а>
<и
3*
я
Я
Я
я
я
я
Я
я
о
я
н
я
Он
я
о
я
н
со
я
ч
со VD
Я
я
о
Я
>>
я
Н VO
я
а
а>
Я
CQ
а>
а>
4
и.
О
Я
5
а)
СО g
с Он
я
Н VO
о«
И Я
Й СХ
2- а>
5 си
CQ
О 3
S
а> а)
со
а>
. о g <о g п
Я Л) Рч а)
я Он а) я я а)
к а> ез я а> ч
н ег и н о. £-
СО
с +
(U
со
1°
\я
ts
О *
СО И
о
с ^
я >»
а>
52
си ®
а>
3
я
КС
я
со
о
2 V
О) *Я
СО Я
1 аИ g £"" S
я си >-> с а. Он я я
я >>vo к а> я я «и
н хо ^ s- з* н си
Ю
со
— о
CSJ
Яг».
я CU
я
я
Я <D
f-
cr
f-
CQ
ST
О
Я
~ X
о Я
& *
2 я
Ч <l>
К и
»=t о
о я
Я VD
О
о
я
л
ч
о
si
Я sS
са CL) tf
и я Э-
3 !,§•«
i-eie
о о *5 «
П Я Л я
S4
О а) н н
Я я о £
а)»я со s
О 3 О, ю
Я ж ^
л 5 | щ
4 g o
сз 2 »я я
ш § Я
X
Я
я
CN Я
X
Я
я
я
со £>
о о
О к
2 ю
ч о
, Он PQ
« Ч И «
Й S ” 5 ^ £
о я о о S о
Я VO д я £ я
; н
<и о
VO ДЧ w -»
\о 2н Он л
>> а> о Я
и (я
сг
о
Я
X
я
о
я
s
О)
со
о
Он
VO
cd
5
Я
я
а>
О Ьн
а о
cd Е-
ч я
« ч
к о
о я
Я vo
И с
о и
2 »я
1|
§1
я
я
со <U
о о
2 *=*
ч S
з * и
г к о
5 О Я
: я vo
о
я
X
Я 3
ж *
СО
ч 5
* и
«=с о
о я
Я VO
о
*
о 3
CL) s
CL)
CQ
»Я
Я
Я я
я *д
о ч
Он а)
>*5
ut=l
О)
я
я
со
Ю jg
я а>
л я
н я
Й и
►Q О
n w 2
§ a
i S'S
i Ё §
х Ч ч
я ч
I s
¥ ° я
я Я
1*5
^ ю
(U ин
н & °
* Я 5
>*Е 5
gs?
3 Ч я
£< «
m
3*
о
я
X
Я
я
о
<L>
ч
*
X
о
о
СО
5
213
CN
4
Ю
се
Н
<и
В
О)
*
§
5
о.
С
а>
о
Я
■©«
о.
о
2
о
Q,
Я
« I
3 а>
я сх,
f- _
О 9Я
с? 3
о Д
CQ
О
д
О а>
а, о
*=t я
к &
Ь а«
о
о s
G
о
CQ
*Я g
a я
£ *
Б 8.
CJ Л
0,s
vo я
>• *°
ч я
о
С
а>
§
Я
о
2
о
н
m
<
»я
* Я
SB
з Я
сг
2 *я н
S 3 се
oujc m
а> S аэ
С §5
8
СО
СО
PU
ю
О
О
«
в*
о
в
t=(
Я
г
>>
00 я
о
С Ч
Я о
5 о—
QJ aj
а) ф 3
3 2 к _
О) п к «2
ОНО
CMSC
к >» w а> Я
П Ч EJ СО Н
<и
О)
я
3
Л я*
я
2 53
{“•
я CU
о
2 о
е;
<и « л
о
н ^ си
VO
а> 3
о
3 3 я
со
со
« я s
о
они
и
с
и а> со
>»
я
>>« о
ч
ч !=Г са
О)
3
CQ
О
и.
>л
4
3
а" я
СО К N Ч
О о
с ч С Ч
Я О Я О
*- о ^ о
О о>
9- 3
СО
О
<D
С
Я
о я
Tt« СО 3*
О я
С [-
я >» О
а>
3 *
3 *
VO g
о ^Г*
w § >.
CUE?
Я >> О
^ ч С
а>
3
XI
0
О)
Я
э*
■ §.
я §
Я о
аса
О Я й)
f-
Си
О
U
и
я
3
н
о
>»
с
>>
4
о
с
__ О)
са^
Я >* л
и
3
я
C4J я
а>
л ®
2 Ч
Ч се
^ U о
»=( О ^
О Я О
CVO с
о
с
X
3
я
я
со а>
о о
£ л
зЕи
^ О э-
О я о
соя
«
tr
о
X
У 3
о
я
а>
х
3
Я
о
я
2
о
я
се
5
4
*
5 °
о S
с vo
о
я
Е-*
Я
■е-
а,®
и £
о о
« с
X
3 3
3 я
я с
2 £
а> п
со V
5 °
я «
6 Р
2 се
» н
— °
х S'
8 s
се х
5 53
я
сч я
о 2
Sg
ч я
£ 4
1=1 о
о я
я о
о
X
со
в
3
р*
X
я
о
Я
я
в
я
со
г
X
я
а
о
•
о
3
£
о
Он
а
я
о
се
С*
се
я
ч
се
*■*
Ч
*
я
U
CQ
ч
й>
U
t=t о
ЕГ
»=(
о
о
я
о
о
я
я
я о
с
с VO
214
<N
4
vo
CO
H
O)
Я
Я
<u
я
§
§
CU
О
Я
о,
о
se
о
о.
к
я
(—
с
Си
So?
§ И я
§« £
1>» CD
1-
(Т> Ч
8
Я
*0-
Ои
О
я
о
Он
е*
Я
(-4
>>
Ч
О
С
,
4 <L>
6 л
Я 3S
5 3
я
л
2
о,
си
§ я
s 2
О S
Я Я
»я £
о
о
я
•0-
Он
о
S
о
н
я
<
я 2 s
нО ж со
5*1
*=( <1> ч
Я Q, >,
^ 3 о S
с о 2
2 я s
S £*
си
я
я
ео
Он
VO
8
я
S
с
я
*=(
я
о-
<
г^.
X
СО
ST
я
я
я
Я 00
О) <и
я з
59 Ц
а>
Я
ю я
со
с
о
ч
ь
о с
О Н
U <и
о
С t*
с
я
о
>1 я
>р я
я >>
я
f-
о
с н
Ч о
н ч
си
я
я
t=t
я
я
£ 0> 1
я я ^
m Ч м
Оно
и «и а,
>> Я <и
чоо
о.
Я
О
я
о
и
ЧЙ
Я Я
я Я
со Я Я
о н
С Ч и
я о >»
нос
о а>
Он з
<и я
v я 5
о 3 5
со Я £ ^ Я СП
о я О о
Я и 2 с Ч Ой
я >* а» я о а>
Н с- го Н О О
Й о
£ я
>» я
см 'О a
О Н
С Он о
s си >>
f~ (J С
я
Я
е-
о
>.
с
Я
Я
ю§
я ч
Я О
е- О
Я
Ои
ХО
си
я *
о я
- по * 2
О О н
1=3 о. я я о
Я О) я л >>
Н о Н Я я
<N я
о 2
§ S
я л
X
я
я
я
СО и
о о
о Си
g t=t
Ч я
в я Е
я
ЕГ
о
с
^ X
Я 2
£ к
2 я
ч <11
(в Я и
tr Bt о
w^ww^OOR
сю с сю с со
« U Я Я с-,
е=( “О 3* *=( О
о к о о я
о
с
X
я
я
я
я
&
?*>
X
X
я
я
О о
о о.
са Е(
я £ я
с( О Э*
о я о
со с
о
с
X
я
я
я
я
5
>>
с
о
я
S
о
X
2]
номия почв» 1 Этот солидный труд выходит за рамки нового
американского почвоведения и классификации почв, построен*
ный на учете свойств почв, от самых низших до самых высших
ее таксономических выделов. Задавшись целью составить
международную классификацию почв, авторы ее в корне мо¬
дернизировали систему почвенных горизонтов, отказавшись
от их традиционной докучаевской трактовки и номенклатуры
(ABC). Этот отказ авторы мотивировали тем, что они усом¬
нились в возможности достижения соглашения по междуна¬
родной унификации номенклатуры почвенных горизонтов2.
Однако здесь же отмечается, что номенклатура горизонтов
и почв наиболее уязвимое место классификации.
В лексическом отношении «Таксономия почв» основана на
греческих и латинских корнях. Этим преследовалась цель
исключить громоздкость и различия в трактовке одних и чех
же названий почв в разных странах. При этом была отвергну¬
та традиционная докучаевская терминология, вошедшая в
практику мирового почвоведения. Не считая нужным излагать
принципы, положенные в основу номенклатуры (с ними можно
ознакомиться по первоисточникам), мы остановимся только
на диагностических признаках горизонтов, номенклатуре по¬
рядков почв и соответствии им генетических типов почв преж¬
ней генетической классификации почв США.
Диагностические поверхностные горизонты — эпипедояы,
соответствующие горизонтам, а иногда и верхней гумусовой
части горизонта В, делятся на три группы.
Моллик — горизонт или горизонты степных почв. Мощный
(>25 см) и темный, с хорошо выраженной структурой; среди
обменных катионов преобладает Са; степень насыщенности
основаниями превышает 50%; богатый гумусом и азотом (C:N
ниже 7).
Антропик — темноокрашенный горизонт, похожий на
моллик, но обогащенный кислоторастворимыми фосфатами.
Умбрик — темноокрашенный горизонт или горизонты; на¬
сыщенность менее 50%; может быть бесструктурным, сильно-
кислым или с недостаточно высоким содержанием Са для ка¬
тегории моллик, бедный азотом (С : N более 7).
Плагген — мощный (>50 см) горизонт, образовавшийся в
результате длительного окультуривания.
Охрик — горизонт слишком маломощный или светлый,
чтобы подходить под другие определения, характерен для
1 Soil taxonomy. A Basic Sistem of Soil Classification for Macing and
Interpreting Soil Surveys Эта классификация заменила 8 предыдущих приб¬
лижений классификации почв США
2 Смит Г Почвенная классификация в США —Почвоведение, 1967,
№ 6
216
большинства лесных почв. Содержит 30% органического ве-
щёства.
Хистик — маломощный (<30 см) органический слой (торф
илй перегной), обычно насыщенный водой. Содержит более
30% органического вещества.
Диагностические подповерхностные горизонты — наиболее
важные для выделения следующих порядков и подпорядков.
Аржиллик — горизонт В аккумуляции иллювиируемой си¬
ликатной глины. При достаточно высоком содержании обмен¬
ного Na и призматической или столбчатой структуре назы¬
вается натриком.
Агрик — горизонт иллювиированной под влиянием окуль¬
туривания глины и гумуса, занимающий не менее 15% объема
почвы.
Сподик — горизонт аккумуляции иллювиированного гумуса
и алюминия или железа в аморфных формах.
Камбик — горизонт оглинивания с хорошо выраженной
структурой и без признаков иллювиирования.
Оксик — горизонт высокой степени выветрелости, с оста¬
точной концентрацией глины* 1 : 1 и свободных полуторных
окислов, с очень низкой емкостью обмена (менее
10 мг-экв/100 г глины), слабо диспергируется водой.
Альбин—горизонт остаточного накопления кварца и дру¬
гих первичных минералов светлого цвета (от серого до бело- г
го).
Петрокальцик — горизонт аккумуляции СаС03.
Гипсик — горизонт аккумуляции CaS04.
Салик — горизонт значительной аккумуляции солей более
растворимых, чем гипс.
Дюрипен — горизонт, сцементированный БЮг, обычно в
форме опала. Цементация настолько прочная, что сухие об¬
ломки их не растворяются в воде.
Фраджипен — плотный, но незатвердевший горизонт, пре¬
пятствующий миграции влаги, проникновению корней и др.
Кроме "того выделяются следующие главные диагностиче¬
ские горизонты органических почв:
Фабрик — горизонт (торф), в ненарушенном состоянии
волокнистый материал, составляет 2/3 всей массы; при обра¬
ботке пирофосфатом натрия получаются почти чистые раство-
ры.
Гемик — горизонт (перегнойно-торфянистый слой), в не¬
нарушенном состоянии от 7з до 2/3 массы представлены волок¬
нистым материалом.
Саприк — горизонт (перегнойный), в ненарушенном со-'
стоянии менее 2/з массы представлено волокнами.
Смит указывает, что точность предложенной диагностики'
усиливается некоторыми химическими показателями. Так,
217
горизонт сподик определяется по специально установленным
соотношениям между Fe, А1, С и илом и др. Однако сама тер¬
минология, широкое обобщение диагностических показателей
отдельных горизонтов, непроверенность на различных почвах
количественно-химических зависимостей, принятых для от¬
дельных горизонтов, очень затрудняет восприятие этой систе¬
мы. Кроме того, ее применение не исключает, а скорее усили¬
вает элемент субъективности в установлении горизонтов.
Классификация основана на выделении шести категорий
таксономических единиц: порядков, подпорядков, больших
групп, подгрупп, семейств и серий (табл. 25).
Таблица 25
Критерии выделения таксономических категорий
в современной классификации почв США
(Боул, Хоул, Мак-Крекен, 1977)
Категории
Коли¬
чество
таксо¬
нов
Критерии выделения категорий
Порядок
Подпорядок
Большая группа
Подгруппа
Семейство
Серия (в США
приблизительно
10 000)
10 Почвообразовательные процессы, опре¬
деляемые по наличию или отсутствию диаг¬
ностических горизонтов
47 Генетическая однородность. Подразде¬
ление на подпорядки производится на осно¬
вании признаков условий увлажнения, мате¬
ринской породы и влияния растительности,
в гистосолях — степень разложенности орга¬
нического вещества
206 Одинаковый характер расположения
или выраженности горизонтов (особенно в
верхней части профиля) и температуры поч¬
вы, присутствие диагностических горизонтов
или слоев (плинтит, фраджипен, дуррипен)
Центральное понятие в большой группе,
отражающее также переходы к другим
группам, подпорядкам, порядкам и «непоч¬
венным образованиям»
Свойства, важные для развития расте¬
ний, общие классы гранулометрического и
минералогического состава и температуры
почвы в толще 50 см
Характер и расположение горизонтов,
структура, цвет, сложение и реакция гори¬
зонтов, их химические и минералогические
свойства
В связи с введением новой номенклатуры высшие выделы
также трудно усваиваются. Кроме того, они часто объединяют¬
ся в весьма разнородные по генезису большие группы почв. В
классификации предусмотрено выделение 10 порядков почв,
заменяющих зональные, интразональные и азональные поряд¬
ки предыдущей системы. Названия порядков, происхождение
их терминов и соответствие им генетических типов почв преж¬
218
ней классификации даны в табл. 26. Выделение порядков
основано на присутствии или отсутствии специфических
диагностических горизонтов.
Таблица 26
Названия порядков и их эквиваленты по новой классификации почв США*
Название
порядков
Слово
обра¬
зую¬
щий
эле¬
мент
Происхождение ,
словообразующего
элемента
Приблизительные эквиваленты
(по классификации Болдуина,
Келлога, Торпа)
Entisol
ent
Бессмысленный
Азональные почвы и некото¬
Vertisol
слог
рые гумусово-глеевые почвы
ert
Vert (лат) —
поворачивать
Грумосоли
I nseptisol
ept
Inseptum
(лат) — начало
Андо, кислые, бурые, некото¬
рые бурые лесные, некоторые гу¬
мусово-глеевые
Aridisoi
Aridis (лат.) —
сухой
Пустынные красновато-пустын¬
ные, сероземы, солончаки и крас¬
новато-бурые и связанные с ними
Mollisol
oil
Mollus (лат) —
Каштановые, черноземы, бру-
мягкий
низемы (почвы прерий), рендзины,
бурые лесные и связанные с эти¬
ми почвами солонцы и гумусово-
глеевые почвы
Spodosol
od
Spodos (греч ) —
древесная зола
Подзолы, бурые подзолистые
почвы, ыеевые подзолы
Серо-бурые подзолистые, се¬
рые лесные почвы, бескарбонатные
бурые почвы, деградированные чер¬
ноземы и связанные с ними плано¬
соли и некоторые полуболотные
почвы
Alfisol
alf
Бессмыслен¬
ный слог
Ultisol
ult
Ultimus
(лат) —последний
Красно-желтые подзолистые
почвы, бескарбонатные бурые поч¬
вы, латеритные почвы США. и свя¬
занные с ними планосоли и полу-
болотиые почвы
Oxisol
ox
Oxide (фр )—
окисел
Латеритные почвы, латосоли
Histosol
1st
Histos (греч) —
ткань
Болотные почвы
* Определения
порядков см. на с
217.
Смит считает, что применение этой классификации для
тропических почв также возможно без дополнения ее новыми
порядками. Тропические почвы, по его мнению, отличаются от
остальных преимущественно термическим режимом, почти не
испытывающим сезонных колебаний. Специфика их в преде¬
лах каждого порядка может быть отражена в более низких
категориях.
219
Такое решение вопроса нам представляется формальным,
не отражающим на высоком уровне особенностей тропико-
аллитного почвообразования. Температурный фактор являет¬
ся одним из почвообразующих показателей, но может быть не
главным в тропическом почвообразовании. Еще большее зна¬
чение имеет водный режим, а также унаследованность почва¬
ми различных по составу и свойствам кор выветривания или
элювиев почвообразующих пород. Все эти важные предпосыл¬
ки не находят отражения в американской классификации почв.
При этом возникает вопрос: как их применять для конкрет¬
ных условий почвообразования?
Всякая искусственная терминология, лишенная смысловой
нагрузки, не может войти в широкое употребление, так как
при ее использовании необходимо проделать сложный допол¬
нительный трансляционный процесс придания терминам
смыслового содержания с выявлением процессов, определяю¬
щих то или иное выражение их в составе и свойствах почв.
Номенклатура почв не имеет ничего общего с предшест¬
вующей классификацией -не только в порядках, но и в подпо-
рядках. Во всех них имеется суффикс, указывающий на при¬
надлежность почв к тому или иному порядку, и префикс,
отражающий принадлежность к подпорядку, большой группе
или семейству почв.
Поэтому пути модернизации классификационной системы
США нам представляются сложными, трудными и неоправ¬
данными. Терминология и номенклатура, а также неизжитый
дуализм между высшими и низшими таксонами классифика¬
ции являются наиболее уязвимыми сторонами этого сопря¬
жения. В разработках, связанных с модернизацией классифи¬
кации, заслуживают внимания усилия ее авторов, направлен¬
ные на установление некоторых показателей диагностических
горизонтов и почв.
Совместные усилия почвоведов различных стран в этом
направлении создали бы более реальную предпосылку к разра¬
ботке единых принципов классификации, а также к созданию
если не самой классификации, то систематики почв, что осу¬
ществлено на Почвенной карте мира, изданной ФАО—
ЮНЕСКО. Но для этого необходимы дальнейшие разработки
в этом направлении, которые должны вестись на объективном
обобщении опыта, накопленного национальными школами
почвоведения. В основу Почвенной карты мира положена
международная система почв (масштаб 1 : 5 000000).
Номенклатура почвенных групп и более дробных подраз¬
делений построена на использовании отдельных названий
почв, употребляемых во многих странах мира и вошедших в
мировую литературу, для идентичных почв, называемых в
странах по-разному. Для почв, существенно различных ло
220
свойствам, нр называемых в различных странах по словооб¬
разованию одинаково (например, бурые, лесные и бурые
пустынно-степные), предложены новые названия, образован¬
ные в большинстве случаев (как в американской новой систе¬
ме) из латинских или греческих корней и слова sol (почва),
например, Cambisol (от лат. cambier — изменение) или Csero-
sol (от греч. сегох — сухой).
Приведем названия главных групп почв, выделяемых на
Почвенной карте мира: флювисоли — аллювиальные; глеесо-
ли — различные оглеенные и болотные; регосоли — различ¬
ные почвы на рыхлом суглинистом или хрящевато-щебневатом
материале с несформированным профилем; ареносоли — пес¬
чаные с несформированным профилем; рендзины — почвы с
хорошо развитым гумусовым профилем на продуктах вывет¬
ривания известняков, лежащих глубже 25 см; ранкеры —
почвы с хорошо развитым гумусовым горизонтом на продук¬
тах выветривания силикатных пород (горно-луговые почвы),
лежащих глубже 25 см; андосоли — почвы, образовавшиеся
на вулканических пеплах, с мощным гумусовым горизонтом,
низкой плотностью и большим количеством аллофанового
материала; вертисоли — почвы, образовавшиеся на монтмо-
риллонитовых глинах, с глубокими трещинами, низким
содержанием гумуса, признаками вертикального перемещения
почвенных масс, при набухании с зеркалами скольжения или
сликкенсайд (смолницы, черные тропические почвы); ермо-
соли — пустынные; ксеросоли — почвы субаридных областей
(бурые пустынно-степные и др.); солончаки — засоленные;
солонцы — солонцовые; каштаноземы — каштановые; чернозе¬
мы, файоземы — черноземовидные почвы прерий, бруниземы;
камбисоли — почвы с оглиненным метаморфическим горизон¬
том: бурые лесные и др.; подзолы — иллювиально-железистые
и иллювиально-гумусовые подзолы; подзолювисоли, или глос-
сисоли — подзолистые суглинистые, в том числе подзолистые
с языковатым горизонтом А2; лювисоли — почвы с иллювиаль¬
ным, глинистым иллимеризованным горизонтом (почвы лес-
сиве); планосоли — почвы оглеенные, с маломощным горизон¬
том А, белесым элювиальным горизонтом А2 и иллимеризо¬
ванным оглиненным горизонтом В; к планосолям относятся
солоди, луговые осолоделые почвы и другие грунтово-глеево-
элювиальные почвы; акрисоли — красноземы, желтоземы;
иитосоли — темно-красные ферраллитные, феррсиаллитно-
аллитные и альферитные почвы на основных породах; фер-
ральсоли — красно-желтые и красные ферраллитные; гисто¬
соли — торфяные; литосоли — маломощные каменистые, с
глубиной залегания массивных пород в пределах 25 см от
поверхности.
Приведенный перечень главных групп почв не выявляет
221
какого-либо строгого порядка в последовательности располо¬
жения групп в обш,ем списке. Каждая группа делится на
подгруппы. Большинство групп включает подгруппы почв:
обыкновенных (haplic), гумусных (huneic), лессивированных
(livic), глеевых (gleic), плинтитовых с плотным конкрецион¬
ным горизонтом (plinthic); в группах литосолей, нитосолей,
флювисолей, регосолей, ареносолей выделяются подгруппы
эвтрофных и дистрофных почв; в ряде подгрупп — эвтрофные,
дистрофные, карбонатные и гипсовые подгруппы.
Всего на карте выделено красочным фоном 88 почвенных
единиц. Значками показаны фазы почв: щебнистость, наличие
плотных карбонатных, гипсовых горизонтов, латеритных пан¬
цирей и др. Индексами, кроме преобладающей почвы, показа¬
ны почвы сопутствующие и встречающиеся спорадически, гра¬
нулометрический состав и рельеф (равнинный, холмистый л
горный). Карта содержит большую информацию о почвах и
их сочетаниях. В настоящее время это самая подробная свод¬
ная Почвенная карта мира.
Из специальных классификаций тропических и субтропиче¬
ских почв остановимся на двух. Первая — это общая схема
классификации тропических и субтропических почв Миддель-
бурга, доложенная им на IV Конгрессе почвоведов (табл. 27).
Она отражает идеи и принципы классификационных построе¬
ний, разработанных Марбутом и продолженных Болдуином,
Келлогом и Торпом. В ней более, чем в других классифика¬
циях, отражено генетическое многообразие почв этих поясов.
Однако автор часто не классифицирует, а перечисляет почвы,
входящие в состав тех или иных катен.
Т а б л и ц а 27
Общая схема классификации тропических и субтропических почв
(Миддельбург, 1950) ;
Порядок Подпорядок
Большие группы почв
1а. Желто-подзолистые почвы с черны-
Зональ- Гумидные об-
ные ласти
ми гумусовыми почвами
16. Красно-желтые подзолистые почвы
2. Красные нелатеритные почвы
3. Красные латеритные почвы
4. Деградированные серые и
ассоциа
ции
катены
черные глинистые почвы ,
5. Серые иллювиальные и
Аридные об¬
мерные глинистые почвы
6. Красные карбонатные
Интразо- Кальций-
нальные морфные
ласти
вы на известняках
7. Серые пустынные почвы
8. Красные карбонатные поч
вы на известняках
9. Черные карбонатные поч¬
те Ж'
вы на известняках
222
Продолжение табл, 27
Порядок
Подпорядок
Большие группы почвы
-
10 Красные карбонатные поч-]
вы на мергеле
11 Черные карбонатные иоч-|
Солеморфные
вы на мергеле J
12 Засоленные почвы
Г идроморф-
13 Латеритные почвы грунтового увлаж¬
ные
нения
14 Планосоль
15 Органические почвы
Азональ¬
16 Каменистые почвы ;
ные
17 Слаборазвитые почвы (пепел, лёсс,
пески)
18 Аллювиальные почвы
Вторая — классификация тропических почв Бразилии (по
Лемосу, 1967). В этой классификации все почвы подразде¬
ляются на две большие группы: А — почвы с латеритным го¬
ризонтом В\ Б — почвы с текстурным горизонтом В.
Группа почв с латеритным горизонтом подразделяется на
пять классов:
I. Бурые горные латосоли.
II. Прочие латосоли с емкостью обмена >6,5 мг-экв и
степенью насыщенности <50% в горизонте В2.
III. Прочие латосоли с емкостью обмена >6,5 мг-экв и
насыщенностью >50% в горизонте В2.
IV. Прочие латосоли со слаборазвитым горизонтом Лис
высокой степенью насыщенности или увеличением ее в ниж¬
ней части горизонта В и глубже до величин >50%.
V. Прочие латосоли с емкостью обмена <6,5 мг-экв1.
Группа почв с текстурным горизонтом В делится на три
класса:
I. Почвы с содержанием обменного А1 50% от емкости и
насыщенностью <35% в горизонте В.
II. Почвы со средней и высокой степенью насыщен¬
ности >35%.
III. Почвы с емкостью поглощения >24 мг-экв, насыщен¬
ностью >35% или обменного А1 50% в горизонте В и без
сплошного плинтита в горизонте В или сразу же ниже текстур¬
ного горизонта В.
Лемос указывает, что выделенные группы и классы почв
отличаются комплексом морфологических, физических и хи¬
мических свойств и минералогическим Составом. В основу
1 Величины емкости и насыщенности определяются в нижней части
горизонтов 5, чтобы исключить влияние обработки почв
223 '
бразильской классификации почв положены принципы физико¬
химической классификации К. К. Гедройца, но с большей их
детализацией.
Глава XIV
ОПЫТ ГРУППИРОВКИ ПОЧВ
СУБТРОПИКОВ И ТРОПИКОВ
Систематическая характеристика почв всегда основывает¬
ся на той или иной схеме их классификации или систематики.
В предыдущей главе было показано, что подходы и принципы
классификаций субтропических и тропических почв весьма
различны. Это обусловлено не только особенностями нацио¬
нальных почвенных школ, но и прежде всего их недостаточной
изученностью и различными подходами к их систематике.
Последнее станет понятным, если напомнить, что почвы суб¬
тропического и тропического поясоз занимают более 40%
всей площади нашей планеты.
Для настоящего пособия нами разработана предваритель¬
ная систематика только тех почв, которые ко времени его со¬
ставления были более или менее изучены. Кроме того, систе¬
матика построена на принципах и таксонах, принятых в совет¬
ском почвоведении, но с некоторыми изменениями и дополне¬
ниями, отражающими особенности выветривания и почвообра¬
зования в субтропическом и тропическом климатических
поясах. В систематике использованы следующие таксономиче¬
ские единицы: класс, группа, тип почв. Лишь при характери¬
стике некоторых наиболее изученных типов почв выделены и
охарактеризованы их главные подтипы. Предлагаемые ниже
определения систематических таксономических единиц, а так¬
же соподчиненность почв различных таксономических рангов
позволяют судить лишь о тех главных типах почв субтропиков
и тропиков, которые известны в литературе. Кроме того, для
многих почв применена номенклатура, отражающая в первую
очередь особенности состава их минеральной части. Для таких
почв приводятся и синонимы их названий. Несомненно, что в
дальнейшем принятая система будет уточняться.
Ниже даются краткие определения таксонов, использован¬
ных в предлагаемой систематике почв.
1. Класс объединяет группы почв по сходству и различию
состава их минеральной части, обусловленного особенностями
происхождения и возраста кор выветривания или минеральной
почвообразующей толщи. Всего нами выделяется семь классов
почв.
2. Группа объединяет типы почв с близкими сочетаниями
224
условий их формирования, взаимосвязанными с процессами
развития, обусловленными как составом и свойствами почво¬
образующих пород, так и особенностями климатических режи¬
мов *
8. Тип объединяет почвы со следующими генетически
близкими показателями: строением профиля, распределением
и миграцией в них ила, минеральных, органических и органо¬
минеральных соединений; свойствами, связанными с характер¬
ными элементарными почвообразовательными процессами и
сочетаниями условий формирования почв.
4. Подтип отражает типовые признаки и свойства, тран¬
сформированные следующими изменениями почвообразовате-
лей: особенностями, налагаемыми составом пород и кор вы¬
ветривания в атмосферных условиях; степенью увлажнения и
характером накопления органического материала; характером
и степенью засоления.
Предлагаемые определения не претендуют на универсаль¬
ность. Они лишь подчеркивают смысловое содержание пока¬
зателей, положенных в основу объединения почв в соответ¬
ствующие таксоны. Ниже дается схема систематики почв.
I. Класс сиаллитных, нейтрально-щелочных почв
1. Группа карбонатно-сиаллитных: а) рендзины черные;
б) рендзины красные (феррокарбонагные почвы); в) ферр-
сиаллитные (terra rossa) — красные выщелоченно-карбонат-
ные почвы; г) коричневые почвы: 1) субтропических сухих
лесов и кустарников, 2) тропических саванн; д) бурые лесные
почвы.
2. Группа вертисолей на карбонатных породах: а) карбо¬
натные, б) остаточно-карбонатные, в) лессивированные желе¬
зистые, г) поверхностно-глеевые на латеритном или слитом
водоупорном горизонте; на бескарбонагных породах: а) типич¬
ные (черные и серые), б) лессивированные, обогащенные же¬
лезом, в) глееватые и глеево-железистые.
3. Группа малогумусных карбонатно-щелочных субарид-
ных и аридных: а) сероземы, б) бурые субаридные тропиче¬
ских саванн, в) бурые тропических полупустынь, г) серые (бу¬
рые) аридные, д) почвы песчаных пустынь.
II. Класс ферраллитных почв
1. Группа красных кальциево-ферраллитных: а) типичные,
б) лессивированные.
2. Группа красных ферраллитных: а) типичные, б) лес-
сивированно-конкреционные, в) с латеритным слоем.
15 Зак. 1542
225
III. Класс желтых кварцево-аллитных почв
1. Группа желтых кварцево-аллитных: а) желтые лессиви-
рованные, б) желтые псевдоподзолистые, в) желто-серые
псевдоподзолистые на латеритных образованиях.
IV. Класс красных ферритных почв
1. Группа бурых лесных ферритно-магниевых (субтрсяшче-
ских).
2. Группа красных ферритных (тропических).
V. Класс вулканических почв
VI. Класс гидроморфных (глеевых) почв
1. Группа псевдоглеевых.
2. Группа стагноглеевых.
3. Группа глеевых.
4. Группа торфяных.
VII. Класс галоморфных (засоленных) почв
1. Группа солевых кор.
2. Труппа засоленных почв мангров.
3. Группа солончаков.
4. Группа такыров.
5. Группа солонцов.
6. Группа солодей.
Все почвы разделены на семь классов. Из них более от¬
вечают установившимся представлениям VI и VII классы —
гидроморфных и галоморфных почв.
В основу различий между остальными классами положены
состав и степень выветрелости (возраст) почвообразующих
пород, включая и коры выветривания. Это в наибольшей
степени отражают следующие классы:
I. Класс сиалдитных, нейтрально-щелочных почв, развитых
на известняках, мергелях; на кварцево-сиаллитных отложе¬
ниях с вторичной карбонатностью; на бескарбонатных
продуктах выветривания кислых и основных пород. Карбонат-
ность, щелочность и сиаллитность почв обусловливаются не
только климатическими факторами выветривания, но и ста¬
дийностью последнего на породах, относительно недавно об¬
наженных эрозией.
. II. Класс ферраллитных почв с преобладанием в их мине¬
ральной части Fe и А! и молекулярными отношениями
SiOo: РегОз и SiCb : AI2O3 в илистой части <2 мкм. Подобный
состав определяет все остальные свойства и особенности почв.
III. Класс кварцево-аллитных почв характеризуется обо-
гащенностью «балластным» кварцем и преобладанием в со-
226
ставе ила Al вследствие выноса и сегре1ации Fe при пере¬
увлажнении почв водами атмосферных осадков.
IV. Класс ферритных почв формируется только на ультра-
основных—серпентинитовых породах с преобладанием в
них Fe.
Каждый из классов объединяет от одной до нескольких
групп почв, которые в свою очередь состоят из ряда типов
почв. Следует отметить, что в некоторых случаях в группах
не показаны типы почв, однако это не является следствием-
совмещения понятия группы и типа, а обусловлено недостаточ¬
ной изученностью почв. Выделение групп почв в отдельных
классах также имеет свои особенности и некоторые отклоне¬
ния от установленных для них диагностических признаков
Глава XV
СИАЛЛИТНЫЕ НЕЙТРАЛЬНО-ЩЕЛОЧНЫЕ ПОЧВЫ
К сиаллитным нейтрально-щелочным относятся все почвы
субтропиков и тропиков, характеризующиеся значительным
оглинением и преобладанием в минеральной части S1O2, AI2O2,
CaO, MgO, а также СаС03 и MgC03.
Такой состав почв может быть следствием как первичной,
так и вторичной сиаллитизации. Под первичной сиаллитиза-
циен понимается преобразование горных пород в почвы, со¬
провождающееся оглинением мелкоземистой части вследствие
образования продуктов выветривания — вторичных минералов.
Почвы, образующиеся из продуктов выветривания первичней
сиаллитизации, всегда содержат то или иное количество не¬
затронутых или частично затронутых преобразованием пер¬
вичных минералов.
В процессе вторичной сиаллитизации происходит преобра¬
зование аллитной минеральной массы в результате ее взаимо¬
действия с минерализованными водами или обогащения пер¬
вичными минералами путем делювиального или аллювиально¬
го их привноса в области аккумуляции.
Общими для таких почв являются одинаковые молекуляр^
ные отношения Si02: Fe203 и Si02 : А1203. Как в почвах в це¬
лом, так и в илистой их части они превышают 2. Поэтому в та¬
ких почвах Si02 кварца существенно преобладает над суммой
полуторных окислов Fe и А1. Различия между этими почвами
устанавливаются по составу и соотношению глинистых мине¬
ралов.
В почвах, образованных из первично сиаллитизированной
минеральной массы, глинистые минералы представлены пре-
227
Имущественно смектитами, гидрослюдами, хлоритом, иллитом,
каолинит иногда содержится в виде примеси.
Вторичная сиаллитизация происходит в результате преоб¬
разования толщ аллитного типа, ранее каолинизированных
При этом большая часть каолинизированных минералов пре¬
образуется в смектитовые, хлоритовые и др.
Многообразие форм сиаллитизации в субтропиках и тропи¬
ках обусловливает и разнообразие почв, объединяемых в этом
классе. Сама номенклатура класса указывает еще на одну
важную и отличительную черту объединяемых им почв —
нейтральную или щелочную реакцию их среды.
Формирование и распространение таких почв наблюдается
в широком диапазоне климатических режимов: от экстраарид-
ных до переменных влажно-сухих (муссонных) с осадками до
90 мм и менее (Сахара), аридных до 1500—2000 мм, но с су¬
хим сезоном от 4 до 7 мес и среднегодовыми температурами
воздуха от 12—15° до 25—28°С. При этом может происходить
накопление в них карбонатов и различных водно-растворимых
солей. Кроме того, формирование минеральной массы сиал-
литиого состава может происходить и в результате аллюви¬
альной сепарации ее, т. е. отложения аллювия, обогащенного
первичными минералами в результате выноса большей части
глинистых минералов в моря и океаны. Однако этот способ
формирования сиаллитного состава минеральной массы еще
мало изучен.
Наконец, в аридном и экстрааридном климате сиаллитность
минеральной массы есть отражение гидротермических режи¬
мов. Недостаток влаги и высокие температуры консервируют
на начальных стадиях выветривание первичных минералов и
предопределяют в большей степени механическую, а не
химическую дезагрегацию их, а также сепарацию выветрелого
материала по размерам частиц в результате эоловой дефля¬
ции или водно-эрозионного размыва и переноса его водами
ливневого стока.
Таковы самые общие представления о сути и условиях
формирования почв с сиаллитным составом их минеральной
части. Следует особо подчеркнуть, что в эту группу объедине¬
ны все почвц с сиаллитным составом, не осложненным про¬
цессами засоления и рассоления, а также процессом глееоб-
разования. Почвы с названными процессами хотя в большинст¬
ве и обладают сиаллитным составом, но в одних случаях
содержат водно-растворимые соли, а в других — повышенное
количество FeO, что определяет выделение их в самостоятель¬
ные классы или группы.
Класс собственно сиаллитных нейтрально-щелочных почв
объединяет три группы почв — сиаллитно-карбонатные, зерти-
соли и малогумусные карбонатные.
228
Карбонатно-сиаллитные почвы
К карбонатно-сиаллитным относятся все почвы влажных и
полувлажных субтропических и тропических областей, гене¬
тические особенности которых обусловливаются содержанием
в них углекислого кальция. Самым важным общим свойством
таких почв является щелочная реакция, связанная с динами¬
кой' выщелачивания карбонатов. Помимо карбонатной щелоч¬
ности не меньшее значение в формировании этих почв имеет
происхождение почвообразующих карбонатных пород — пер¬
вичное или вторичное,
К “первичным относятся карбонатные горные породы (из¬
вестняки, мрамор, мергель, карбонатные сланцы и др.), из
продуктов выветривания которых in situ развиваются почвы.
Во вторичные объединяются все сиаллитиые мелкоземистые
отложения (четвертичные), пропитанные карбонатами и со¬
держащие выделения последних в виде различных новообра¬
зований. Роль первичных карбонатных пород в почвообразо¬
вании различна и зависит, как установлено Чирцчем (1967),
Равикович (Ravikovich, 1966), С. В. Зонном (1968) и другими,
не только от содержания СаС03, но и от их физических
свойств (плотности, трещиноватости) и химического состава,
особенно от содержания S1O2, А1203, Fe203. .
В средиземноморских и подобных им субтропических усло¬
виях зависимость формирования различных типов почв от
характера карбонатных пород следующая:
Во влажных областях тропического пояса с сухим сезоном
от 3 до 5 мес зависимости почвообразования от карбонатно-
сти пород следующие:
Породы
Почвы
Плотные, трещиноватые
известняки
Менее плотные и обломоч¬
ные известняки
Рыхлый мел и мергель
Феррсиаллитно-карбо-
натные (терра-росса)
Бурые и коричневые лес¬
ные почвы
Рендзины (или гумус-
карбонатные)
Породы
Почвы
Кристаллические извест-*
няки (мраморовидные)
Плотные, но трещинова¬
тые известняки; чередую¬
щиеся с серпентинами
Мёргели (мягкие,1 рых¬
лые)
Рендзины (или гумус-
карбонатные)
Красные ферраллитные,
кислые
Красные кальциево-фер-
раллитные
229
Зависимость от состава известняков сводится к тому, гчто
чем больше в них силикатов, тем интенсивнее происходит
растворение СаС03, а в почвах больше накапливается кварца
и полуторных окислов Fe и А1. Почвы на таких продуктах вы¬
ветривания большей частью имеют кислую реакцию.
В сухих субтропических областях на первичных карбонат¬
ных породах происходит менее интенсивный вынос СаС03 и
какое-то количество его всегда содержится в почвах, если не
на поверхности, то на некоторой глубине. Во влажных тропи¬
ческих областях СаС03 выносится полностью, почвы на плот¬
ных известняках бескарбонатные, но в составе обменных
катионов преобладает Са; в почвах на кристаллических поро¬
дах обменные Са и Mg вытесняются А1 и Н на 70—80% от
емкости поглощения.
На мелкоземистых (рыхлых) вторично-карбонатных поро¬
дах в сухих субтропиках и тропиках роль карбонатов Са не
является ведущей. На таких породах могут развиваться раз¬
личные почвы, так как рассеянно-пропитывающая карбонат-
иость не препятствует проявлению других элементарных про¬
цессов. Гумусонакопление на них происходит в ослабленной
форме, ибо коагуляционная роль СаС03 благодаря его малому
содержанию незначительна. Карбонатность с поверхности
проявляется только в сухих субтропических областях, в тропи¬
ческих она начинается с глубины 20—30 см и более1.
Буроземообразование и коричневозрмообразование прояв¬
ляются в типичной форме преимущественно в сухих субтропи¬
ках. Наиболее ярко в тех или других областях на подобных
породах может быть выражен ^литогенез в различных его
формах.
Наконец, после выщелачивания карбонатов из бескарбо-
натной толщи начинается вынос обменного Са и частично кол¬
лоидов, что соответствует развитию стадии лессговирования.
Рендзины
Рендзины — это почвы с преобладанием гумусонакопления,
обусловленного рыхлыми глинисто-карбонатно-мергелистыми
почвообразующими породами (гумускарбонатные почвы).
Карбонатная почвообразующая порода служит коагулятором
гумусовых веществ, подвергающихся растворению в верхней
толще почв. Рендзины относятся к биолитогенным почвам.
Для рендзин Средиземноморья наиболее типичен профиль АС.
Лишь при выщелоченности СаС03 глубже 40—50 см рендзины
1 Сравнительно ослабленное выщелачивание карбонатов в тропических
областях обусловлено относительно меньшим возрастом почв по сравнению
с ферраллитными, а также тем, что при температуре почв более 25—28°С
растворимость углекислых солей снижается.
230
приобретают дифференциацию почвенного профиля — появ¬
ляется выраженный в той или иной степени горизонт В и
строение профиля приобретает ABC.
В переменно-влажных тропиках (сухой сезон от 3 до 5 мес)
типичные рендзины также характеризуются профилем АС;
общая мощность их увеличивается до 50— 70 см, ниже начи¬
нается толща мергелистых пород.
Вскипание от 10% НС1 в типичных рендзинах начинается
с поверхности. Выщелоченные рендзины выделяются нали¬
чием переходного серо-белесого мергелистого горизонта В
мощностью до 20—25 см и началом вскипания от 10% НС1 в
этом горизонте (с 40—50 см). К слаборазвитым рендзинам
относятся почвы с мощностью горизонта А менее 30 см и с
меньшим содержанием гумуса.
По гранулометрическому составу рендзины преимуществен¬
но глинистые. В средиземноморских рендзинах глинистость
равномерная по всему профилю (табл 28) В тропиках при
Таблица 28
Гранулометрический состав почв
(по методу Н. А Качинского, 1965)
-Почва,
1 местонахожде¬
ние
Глу¬
бина
Содержание фракции, %,
размер частиц, мм
Номер
разреза,
ю
см
о
2
1
LO Ю
СМ о
o' o'
1
°.о
О о
1ю
о8
o' o'
1
ю»—<
о о
о о
о о~
о
о
о*4
V
1
Рендзина,
средиземно-
юрская *,
Испания
(Sanches et Аг-
tes, 1966) „
0—3
3—15
15-26
4,3
2,1
3,1
16.3
13,2
14.4
16.7
16,2
12.8
59,3
60,1
62,2
не
опред
65
Рендзина,
1-10
8,6
23,1
1
3,2
18,3
45,6
тропическая,
15—25
0,9
33,0
0,4
1 8
4,5
59,4
Kv6a (С. В
Зонн, 1968)
30—40
М
25,8
3.4
1, *
3,4
65,1
10
Рендзина,
0—29
0,3
0,6
8,7
8,0
12,2
70,2
тропическая сла-
бовьнцелочен
Пая, Куба
(С В Зонн,
1968)
29—45
0,1
6,5
13,2
9,1
14,3
56,5
56
Феррокарбо-
1 — 10
6,7
28,3
0,6
4,3
18,7
37,7
натная,
тропическая,
Куба (С В
Зонн, 1968)
50—60
17,2
27,1
6,8
12,5
9,7
26,7
* Для почвы разреза .Nb 1 размеры Частиц во фракциях след>ющие
2—0,2, 0.2—0,02, 0,02—0,002, <0,002.
231
слабой выщелоченное™ карбонатов максимум ила накапли¬
вается в горизонте А (разрез № 10) и с глубиной его содержа¬
ние резко снижается. В более выщелоченных рендзинах (раз¬
рез № 65) содержание ила увеличивается с глубиной, что
указывает на лессивирование вследствие повышения подвиж¬
ности ила при снижении карбонатности почв.
Рендзины имеют щелочную реакцию, повышающуюся с
глубиной (pH от 7,8 до 8,7), что коррелирует с увеличением
содержания карбонатов. Количество С02 в горизонте А вы¬
щелоченной рендзины не превышает 2,75%, а в слабовыщело-
ченной содержание С02 составляет на глубине 0—29 см —
7,56%, 29—45 см — 16,19 и 45—125 см — 37,84%. Содержание
гумуса в горизонте А варьирует в пределах 3—6% и резко
уменьшается в горизонтах высокой карбонатности.
Таблица 29
Валовой химический состав (% на прокаленную навеску) рендзин на Кубе
(С. В. Зонн, 1968) -
Номер
разреза
Почва
Глуби¬
на, см
Потери при
прокалива¬
нии, %
О
с75
О
• с*
<
со
О
СаО
MgO
О
с
6"
Рендзина,
1-0
21,91
60,30
15,92
12,24
4,28
3,76
0,66
тропическая
15—25
20,58
64,59
15,56
8,75
5,27
2,98
0,48
30—40
20,00
63,75
15,17
8,86
5,85
3,16
0,49
53
Красная
1 — 10
18,61
60,49
18,63
11,50
5,64
1,09
0,69
феррокарбонат-
30—36
20,45
53,81
17,66
10,87
14,19
1,09
0,62
ная, тропическая
50—60
32,40
28,41
15,34
6,93
46,67
0,63
0,32
75—85
40,54
14,10
2,68
2,17
78,45
0,81
0,07
В валовом составе выщелоченных рендзин (табл. 29, раз¬
рез № 65) преобладает Si02; наибольшее количество Si02
приурочено к средней части профиля. Распределение AI2O3
равномерное, a Fe203 и MgO больше в верхней части гори¬
зонта А. Содержание СаО увеличивается с глубиной, a MgO
распределяется более или менее равномерно.
Общий характер распределения окислов в рендзинах со¬
храняется и при пересчете их содержания на прокаленное и
бескарбонатное вещество. При этом резко уменьшается содер¬
жание СаО, a MgO, наоборот, немного увеличивается. Не¬
сколько отличается распределение тех же окислов, содержа¬
щихся в иле, выделенном из рендзины (табл. 30).
В распределении Si02 наблюдается тенденция К увеличе¬
нию его содержания с глубиной, то же отмечается и в отноше¬
нии А1203, СаО и MgO. Только в содержании и распределе¬
нии Fe203 и MgO выражена противоположная тенденция —
накопление в верхней части горизонта Л.
232
Валовой химический состав-(% на прокаленное и бескарбонатное вещество) рендзин и йла из них на Кубе
(по С. В. Зонну, 1968)
о
со
со
И
К
К '
а>
к
£.1
iu в
ч
о
О сч
а>
on Uh
С/Э<
К £
D- В”
(У *-•
СО
СО
К
s ч s
а. со &
с * я
со
X S
vo и
>>
«=5
U
О
С
DC S cxqu
см
Ю ОО
!
О СО ^ ,
со о
а>
00 О О 1
СО СП
со
~ оГ
со оГ. со
^ со
А
•“1 ^ 1 1
05 СО © CM
^ COj Ю 05 | CO
t-г и s di n
Tf<
ю Ю s
СМ
оо |
о
о
LO
со
со 1
ю
(М
о.
1C
ю"
СО
ю"
со"
Ю~
со"
со
о
1
1 .
с
00
05
см
t4-
(М
СМ
см
00
о
ю
CD
*—•
ю-
- 1
см
г**-
1
СО
o'
О
О
о"
о1
1 о
о
С5
о
о"
о"
о"
о"
о
too
со
о
ю
05
СО I
05
со
ю
о
05
г—1
s
00
сг>
о
00
СМ
00 1
сс
00
см
ю
СО"
СО
со"
го" 1
1 со"
'rf
о
сО
СО
СО
см
о
СО
г- 1
05
СО
1
LO
о
см
со
f 1
О^
ч*
00
ю
СО
ю
ю 1
оо
СМ"
o'
см'
о
«
о
о"
о"
о"|
1 о"
ео
о
00
05
СО
СО
со
г^.
см
00
СО
о
ю
V—/
ем
СО
05
00
см
о
00
со
ю
00
0>
см"
1 со
оо
см"
00"
СМ
с Г
!>■"
Ю
Г-"
оо"
Г"-~
р-1
1
■ '
ео
/-Ч
Tt4
СО
* 05
00
!*• .
05
СО
00
00
05
со
W
см
СО
О
. ю
t'-
°-
о
ю
1
со
05
05
со
*—;
со
00
СО
! —
ю"
I —
оГ
со"
о
со"
оо"
оо"
<с
см
см
см
см
см
*
см
_
05
со
_4
о
со
00
05
05
to
о
ю
00
lO
со
со
Ю
Tf
00
05
СО
см
СЛ
__7
05
СО
.—с
СО"
о
см"
со"
оГ
__г
05
СО
<У>
'sD
ю
СО
СО
СО
СО
СО
СО
СО
ю
см
LO
о
05
LC
ю
со
ео
о
о
со"
см"
—Г
о"
05"
00
о"
CM
см
см
см
см
см
— CM
— LO
о
о
о
СО
СО
тг
I
00
•|
1
со
1
. 1-0
1
1
о
1
1
о
1
о
СО
со
ю
о
Q,
E-
'5 *
S 03
а s
о
ex .
а к «
•©■ 2 g
м н у
S rt
2 я
* °s
л ю c
S о- О
СО Он
А * f-
233
Числитель — почва, знаменатель
Все это подтверждает значительную вьнцелоченность от
карбонатов и намечающееся накопление Fe203, свойственное
всем тропическим Почвам.
Рендзины наиболее широко распространены в субтропиче¬
ских средиземноморских странах: Турция, Сирия, Ливан,
Иордания, Израиль, Тунис, Алжир, Марокко, Испания, юг
Франции и Италии, Албания, Югославия и Греция. Наряду
с описанными здесь выделяются рендзины бурые и темно¬
бурые.
В тропическом поясе рендзины известны в Венесуэле, на
Кубе, в Пуэрто-Рико, на Гаити и во многих других странах.
Рендзины образуются и в горных областях субтропического
и тропического поясов. Везде они приурочены к выходам из¬
вестняков.
Эволюция рендзин в субтропических и тропических обла¬
стях изучена недостаточно. Вне зависимости от климатиче¬
ских особенностей она проходит следующие стадии: а) на¬
чальную — карбонатно-каменистую; б) декарбонизации — вы¬
щелачивания СаС03; в) декальцификации — выщелачивания
обменного Са; г) лессиважа — частичного выноса ила.
Каждой из таких стадий эволюции соответствуют свои.ти-
пы почв (рис. 38). Как в субтропиках, так и в тропиках эво¬
люция рендзин сопровождается минерализацией гумуса
вследствие замедления темпов его накопления, обусловленных
выщелачиванием СаС03. При этом минерализованная часть
гумуса не восполняется за счет его аккумуляции.
! Г/
г„. Л9Кирбониз аии я
Ri'KarrtiWviiitw.Wft „ \
Пргсииож
Рис. 38. Эволюция лесных почв на известняках (по Дюшофуру, 1965):
1 — рендзины слаборазвитые, 2 — рендзины типичные, 3 — рендзины коричневые,
4 — бурые лесные кальциеморфные, 5 — бурые лсссивированные; (/) — вынос
кальция, (2) —вынос коллоидов
В связи с этим в субтропиках рендзины эволюционируют
в красно-бурые остаточно-карбонатные почвы, а в наиболее
сухих условиях — в коричневые карбонатные или остаточно¬
карбонатные. В тропиках рендзины также могут переходить
234
(в районах с наиболее длительным сухим сезоном) в коричне¬
вые карбонатные почвы.
Рендзины и подобные им почвы относятся к наиболее'пло¬
дородным. Но они больше, чем почвы других типов, подверже¬
ны эрозии, на что следует обращать особое внимание при их
освоении. Рендзины пригодны для возделывания всех культур,
за исключением тех, которые предпочитают кислые почвы. В
субтропиках они широко используются под зерновые,, табак,
картофель, кукурузу (особенно при орошении), в тропиках —
под сахарный тростник, табак, картофель и другие культуры.
Красные феррокарбонатные почвы
Впервые эти оригинальные почвы описали на Кубе Беннет
и Аллисон (1928 ). Генетические особенности охарактеризова¬
ны нами (С. В. Зонн, 1968). Они выделены как красные ферро¬
карбонатные и отнесены в группу рендзии в связи с их разви¬
тием на* третичных глинисто-мергелистых породах и карбоиат-
иостыо с поверхности. Но почвы имеют не черную, а
ярко-красную окраску, резко переходящую в бело-желтый
мергель.
Аккумуляция красного мелкозема обусловлена коагуля¬
ционным экраном из рыхлых мергелистых отложений. Эти
почвы менее глинистые, чем черные рендзины; распределение
ила подчеркивает их слабую вьпцелочеиность от карбонатов.
Количество СО2 резко увеличивается с глубиной. Возможно,
что более легкий гранулометрический состав обусловлен
сегрегацией железа в прочные микроагрегаты разме¬
ром <0,01 мм. Реакция почв щелочная; щелочность усили¬
вается с глубиной.
Валовой химический состав (табл. 30) подтверждает высо¬
кое содержание СаО, начиная с глубины 59 см (на прокален¬
ное вещество), и резкое уменьшение с глубиной Si02, AI2O3,
Fe203, MgO, что характеризует переход красной почвы в жел¬
тые мергелистые отложения.
При пе|ресчете данных валового содержания окислов на
бескарбонатное вещество их распределение показывает
(табл. 30), что на глубине 50—60 см содержание Si02 сущест¬
венно уменьшается, а содержание AI2O3 и отчасти Fe203 уве¬
личивается. Вероятно, это обусловлено более интенсивным
осаждением полуторных окислов в связи с резко#увеличиваю-
щейся карбонатностью (до 25%). Все окислы, за исключением
СаО, входят в состав илистой фракции (см. табл. 30).
Красный цвет почв не коррелирует с содержанием РегОз ни
в почве, ни в иле. Различия в содержании Fe203 в горизонтах
А -и ВС не превышают 3—4%. По цвету горизонт ВС ярко-бе^-
лый, со слабой красноватостью. Не исключено, что красный
235
цвет обусловливается не валовым содержанием Fe203, а' его
подвижными (по Тамму) и особенно окристаллизованными
(по Джексону) формами. Содержание и распределение послед¬
них (табл. 31) показывает, что до глубины 80 см их количество
составляет 19—43% от валового содержания и только ниже
резко уменьшается до 3,7%. Вероятно, окристаллизованные
формы представлены гетитом и гематитом, что придает почвам
красный цвет. Тем не менее генезис подобных почв остается не
совсем ясным.
Таблица 31
Распределение подвижных и окристаллизованных форм железа
в феррокарбонатной почве
(С. В. Зонн, 1968)
Fe2Q3> % на абсолютно сухое вещество
Глубина, см
по Тамму
по Джексону
в почве I
1 % от вало¬
вого
в почве
% от вало¬
вого
.1-10
0,53
4,4
.t
5,23
43,3
15—25
0,26
2.,1
4,14
33,4
30—40
0,36
2,7
2,67
21,6
70—80
0,66
5,0
2,47
18,8
85—95
0,29
3,0
0,37
3,7
На островах Карибского моря (Куба, Пуэрто-Рико, Гаи'ги
и др.) подобные почвы приурочены к древним (верхнечетвер¬
тичным) террасам, сложенным мергелями, отвердевающими
и превращающимися в рыхлые известняки. Возможно, что
обогащение почв железом связано с приносом его водами
поверхностного и внутрипочвенного стока. Вероятная эволю¬
ция почв — дальнейшее выщелачивание СаС03 и приближе¬
ние состава мелкозема к составу красных кальциево-фер-
раллитных почв. В настоящее время они сиаллитные, хотя
состав их'ила более близок к ферраллитному, чем состав ила
в черных рендзинах.
Эти почвы обладают благоприятными физическими свойст¬
вами — высокой аэрацией, хорошей водопроницаемостью и
достаточной влагоемкостью. Поэтому в тропическом земледе¬
лии оцениваются как богатые и используются не только под
сахарный тростник, но и под посадки папайи, маниоки, ямса
и других культур.
Феррсиаллйтные красные
выщелоченно-карбонатные почвы (terra rosa)
Эти почвы выделены нами в самостоятельный тип субтро¬
пических почв. Их формирование приурочено к плотным
известнякам, легко подвергающимся карстовым процессам и
236
поэтому хорошо дренированным. Климатические условия
развития почв могут быть охарактеризованы следующими по¬
казателями: среднегодовая температура около 20°С; количест¬
во осадков от 600 до 800 мм, а иногда до 1000 мм, но с резкой
дифференциацией по сезонам: летом — минимум, зимой —
максимум. Такой климат характерен для большей части
средиземноморских стран, где эти почвы занимают наиболь¬
шие площади. Типичные феррсиаллитные почвы развиваются
на продуктах выветривания известняков in situ. На переотло-
>кенных продуктах выветрива¬
ния известняков они обычно
замещаются коричневыми и бу¬
рыми лесными остаточно-кар¬
бонатными почвами.
Некоторые исследователи
(Chaubert, 1950, 1956) счита¬
ют, что красноцветные среди¬
земноморские почвы возникли
в более влажные периоды чет¬
вертичного времени и плиоце¬
на. Глинистая фракция красно¬
цветных карбонатных почв
обычно содержит неразрушен¬
ные силикаты: полевые шпаты,
слюды, хлорит. В них отсутст¬
вует феррализация, п*ри кото¬
рой происходит разрушение
кристаллической структуры си¬
ликатов.
Для этих почв характерны
иллит, бейделит, смешанослой-
ные минералы (продукты вы¬
ветривания слюды) и вермику¬
лит, Каолинит обнаружен не
во всех, а преимущественно в
развитых почвах. Однако явля¬
ется ли он унаследованным от
пород или новообразованным,
остается неясным. Охарактери¬
зованный состав глинистых минералов свидетельствует о
том, что красноцветные феррсиаллитные карбонатные почвы
занимают промежуточное положение между почвами умерен¬
ного и тропического поясов.
Мощность почвенного профиля феррсиаллитных почв
(terra rossa) варьирует от 20—30 см до 2 м и более, что зави¬
сит от залегания в рельефе, условий увлажнения, подвержен¬
ности эрозии и непрерывности выветривания исходных
Успобные обозначения:
1е<0Ь -~-1»
7 1-LX-i-lg
ЕЁ
Рис. 39. Почвы Средиземноморья:
/ — красная ферреиаллитная (терра
роса), II — бурая лессивированная на
переотложчнном делювии, 1 — гумусо¬
вый горизонт, 2 — глина (с оксида¬
ми Fe), 3 — пятнистый горизонт, 4 —
горизонт лессиважа, 5 — карбонаты,
6 — аккумуляции Fe, 7 — известняко¬
вая почвообразующая порода, 8 — вы-
ветрелая порода
237
Изменение свойств почв в зависимости от климатических условий
(по Koyumdjlsky, Haalon, Dan, 1966)
<N
СО
се
S=f
Я
Ч
VO
СО
H
я
н
О
О
S
а>
о— Я
Я
а>
3 S’
а о
О 2
н о
£ с
*
S
VO
О
+
"ьс
со
U
ja i 0
е g .
О О *5 ^ ■
^ е ^ I
«Is
Sgg?g
ш
О'Н a Hd
«о см
я о
5fO 'С4
Ч o' ^
«- V 8
со
Я
Я
VO §
ч
н
СО
S
Я
ч
СГ
О
С
СО О
со
00 05
о" о"
tO LO lO
05 —
оо t"-~
ьОЮ ЮО
30 со оо' t^T
О О О о
оо о
со Г-
tCt-Too't^
-D- -Г ^
СО l^-
05 00 О Ю
30 CD
CO 00^
CO CO
^ C5 OQ
CO CS <N CM
O^
^ Tj^4
00 СО Ол
CO-CD CD tC
О
lO
I I
О Tf
СО СМ О o
—• (N Tf CD
II I I
О CO CM o
Qj ^
CO
<D
R S У
as
^ ° лГ
vo ч 5
Л о Л
О ,-<• я
w 4 w
I . >3
■ & 3
1 oo £ c(
: я ^ со
s s
с >>s
£0 ад
CX *
•Jh (Л
C/5
О
s-s
со 35
я s
s Л
<D О
О
^ tr*
л 5
D, C
^ CO
05
Я ~ п"
H^O О §
c >»o 2
OCD g
<u co a>
Н Я
к О и
* S 2
h л a
и й >>
!23S
известняков (рис. 39). Кроме того, образование подобных
почв тесно связано и с карстовыми явлениями.
Профиль в слаборазвитых почвах — АС, а в развитых —
ABC. Развиваясь под травянистой растительностью, сухими
кустарниками (маквис) или редкостойными лесами, почвы
отличаются малым содержанием гумуса. Вследствие этого
они обычно слабо дифференцированы. Только в выщелоченных
от карбонатов подтипах горизонт В четко выделяется более
высокой глинистостью и плотностью. Мощность этих почв,
как указывалось выше, сильно варьирует. Чем меньше мощ¬
ность почв, тем они более каменисты. Кроме того, характер и
свойства почв зависят от климатических условий их форми¬
рования.
Феррсиаллитные почвы формируются в аридном, семиа-
ридиом и субгумидном климате. От первых к последним возра¬
стает их мощность, увеличивается содержание ила и свобод¬
ного Fe203. С содержанием последнего связано усиление
красных тонов в их окраске. Некоторые закономерности изме¬
нения состава феррсиаллитных почв в семиаридном и субгу¬
мидном климате показаны в табл. 32.
Реакция варьирует от щелочной в семкаридных условиях
до нейтральной в субгумидных; соответственно уменьшается
емкость поглощения. Уменьшение содержания гумуса в
субгумидных условиях не является закономерностью, а вызы¬
вается частными причинами — эродироваиностью, характером
растительности и длительностью сельскохозяйственного ис¬
пользования почв.
В условиях более гумидного климата феррсиаллитные поч¬
вы приобретают ясные признаки и сдойства лессивированиых,
о чем свидетельствуют анализы почв из Испании (табл. 33).
При близких значениях pH почвенного раствора (7,4—7,6) в
почве ясно выражено увеличение содержания ила и возраста¬
ние величин емкости поглощения с глубиной.
Таблица 33
Некоторые показатели феррсиаллитных почв гумидного климата
(по Sanches et Artes, 1966)
Глубина,
см
Содержание фракции, %;
размер частиц, мм
О
d
Zu
CQ
Т.
Q.
С
N
£
О
Емкость
поглоще¬
ния
мг-экв
на 100 г
(N
4'©~
1
CN
1 g
см о
o' сГ
0,02—
0,002
<0,002
%
0—5
1,0
53,1
8,8
32,9
7,4
1,91
0.201
9,5
16,25
5—43
*,0
42,7
11,6
42,4
7,4
0,94
0,113
8,3
15,62
43—76
0,8
34,5
11,5
50,5
7,5
0,57
0,006
М
19,37
76—100
0,5
32,8
9,1
59,6
7,6
0,72
0,072
10,0
18,75
239
Распределение по профилю валовых окислов Fe, А1
(табл. 34) подтверждает возможность лессиважа, так как
количество этих окислов увеличивается с г лубиной, а'содержа¬
ние SiCV, наоборот, уменьшается. Наибольшее содержание
Si02 в слое 0—5 см обусловлено не только вертикальным, но
и горизонтальным (поверхностными водами) выносом илистой
фракции. Значительное по сравнению с породой накопление
в продуктах выветривания К2О может указывать на богатство
почв гидрослюдистыми и монтмориллонитовыми глинистыми
минералами.
Таблица 34
Валовой состав (% на абсолютно сухое вещество) феррсиаллитных почв
гумидного климата
(по Sanches et Artes, 1966)
Глубина, см
С02
Si02
Fe203
А120з
СаО
MgO
Na02
К2О
0-5
1,25
70,89
5,37
6,06
2,82
2,03
0,43
1,13
5—43
1,03
67,88
7,11
9,14
2,80
1,63
0,43
1,32
43—76
0,81
64,27
8,72
11,84
2,80
2,01
0,40
1,55
76—100
0,57
62,08
9,71
11,84
2,80
2,03
0,43
1.41
Известняк
42,92
0,72
0,22
0,04
54,40
1,22
0,74
0,07
Несмотря на разнообразие феррсиаллитных почв по мощ¬
ности и другим признакам, их физико-химический и химиче¬
ский состав достаточно устойчив. Эта устойчивость проявляет¬
ся в следующих свойствах: а) феррсиаллитном составе; б) вы¬
сокой глинистости и дифференциации ее по профилю под влия¬
нием лессивирования; в) нейтральной или щелочной реакции,
увеличивающейся с глубиной; г) накоплении смектитов или
каолинита и достаточно высоком содержании иллита; д) вы¬
сокой емкости поглощения и преобладании в составе обменных
катионов Са; е) обусловленности красного цвета преоблада¬
нием свободных и окристаллизованных форм соединения
железа.
Однако до сих пор остается дискуссионным вопрос о про¬
исхождении мелкозема — является ли он элювием известняков
или более «молодым» нанесенным на него суглинистым ферр-
сиаллитным материалом?
Эволюция описываемых почв может определяться различ¬
ными причинами, и прежде всего возрастом. С возрастом
связана смена следующих стадий: декарбонизации, декальци¬
фикации, лессиважа и ферралитизации. Эти стадии могут
формироваться и независимо от возраста, например, при изме¬
нениях водного режима.
Наконец, изменения подобных почв могут происходить и
под влиянием смен растительности, особенно при искусствея-
240
ном лесоразведении, орошении и других мелиорациях. Так,
под лесными насаждениями могут ускоряться процессы лесси-
вирования, а под основами леса возможно и слабое оподзоли-
вание. Однако вопросы эволюции феррсиаллитных почв изу¬
чены еще недостаточно. В равной мере неясны и направления
почвообразования на переотложенных красноцветных глини¬
стых продуктах, производных известняков.
Сельскохозяйственное освоение этих почв в наибольшей
степени определяется условиями рельефа и степенью выра¬
женности карста. Наиболее ценны почвы на равнинах и скло¬
нах крутизной не более 10°, не подверженные карстовым
процессам. Почвы на склонах крутизной более 10° требуют,
как правило, специальной защиты от эрозии. При таких укло¬
нах наиболее эффективно террасирование. Почвы с карстовы¬
ми явлениями для земледельческого освоения непригодны
или оно возможно только выборочно на участках без их про¬
явления.
Названные почвы обладают прочной структурой и благо¬
приятными физическими свойствами. При высокой глинисто¬
сти резко возрастает величина неусвояемой влаги, поэтому
для получения высоких урожаев необходимо орошение. Оно
создает возможности для получения двух урожаев овощных и
зерновых культур в год. Почвы требуют тщательной обработки
и применения, в первую очередь азотных и фосфорных удоб¬
рений, в том числе и зеленых (посевы бобовых культур и их
запашка). Почвы наиболее пригодны под виноградную лозу,
зерновые; овощные, картофель, цитрусовые и другие плодовые
культуры. . '
Коричневые почвы субтропических
и тропических сухих лесов и кустарников
Коричневые почвы впервые выделены и описаны И. П. Ге¬
расимовым (1949) как оригинальные почвы, образующиеся
под сухими субтропическими лесами и кустарниками типа
средиземноморского «маквиса». Эти почвы были выделены им
из бурых лесных, как их крайние «сухие» варианты. Француз¬
ские почвоведы выделяют их под названием sol moron. Однако
многие западно-европейские почвоведы до сих пор относят
такие почвы к средиземноморским бурым лесным почвам. Ко¬
ричневые почвы существенно отличаются от бурых лесных
почв. Вместе с тем степень изученности их в средиземномор¬
ских странах далеко недостаточная.
По И. П. Герасимову (1954, 1956), для коричневых поче
наиболее характерно резко выраженное оглинение всей их
толщи и особенно средней части, обусловленное высоким
содержанием ила. Эту повышенную оглиненность И. П. Гера¬
16 Зяк 1542
241
симов связывает с усилением внутрипочвенного выветривания
in situ или метаморфизации, а не с перераспределением ила в
результате лессиважа или иллювиирования. Установлено, что
наибольшая роль в глинообразовании принадлежит смектиза-
ций д отчасти гидрослюдам. С повышением содержания смек-
титог связаны сильное уплотнение, переходящее в слитость,
трещиноватость и глыбистость оглиненного горизонта в сухом
состоянии. Все это позволяет полагать, что в коричневых
полвах проявляются признаки и свойства слитости. Коричне¬
вые почвы Средиземноморья в процессе своего развития испы¬
тывают так называемую тирсификацию (Марокко), или
туаресофикацию (Ал^сир).
Другой, не менее важной особеносгью коричневых почв
является карбонатность минеральной части. Степень карбонат-
ности и глубины залегания карбонатов зависит от стадий раз¬
вития почв: в карбонатных они обнаруживаются с поверхности,
в типичных и выщелоченных их залегание определяется глу¬
биной и интенсивностью промачивания почв атмосферными
осадками. Гидротермические режимы формирования коричне¬
вых почв контрастны (более сухой' летний и относительно
влажный зимний сезоны). Водный режим почв непромывной
или периодически промывной с относительно наибольшим
увлажнением средней части профиля, что коррелирует с его
оглиненностью.
Растительность изменяется в широком диапазоне — от
дубовых и дубово-грабовых лесов до зарослей кустарников
типа «маквис», представленных густыми кустарниками с
отдельными деревьями пробкового дуба, а местами и вторич¬
ной лугово-степной травянистой растительностью.
Почвообразующими породами служат известняки, мертели,
глинистые сланцы, большей частью карбонатные. Реже почвы
развиваются на кристаллических породах. Коричневые почвы
характеризуются профилем ABC мощностью до 100—150 см.
В их типичных представителях гумусовый горизонт имеет
коричневый или светло-коричневый цвет. В окраске горизон¬
та В преобладают буровато-коричневые тона, с глубиной
окраска постепенно светлеет до палевой, что связано с умень¬
шением содержания гумуса и- появлением карбонатов. Струк¬
тура в горизонте А — мелкозернисто-комковатая, она сменяет¬
ся прочной ореховато-комковатой в горизонте В (в нем часто
видна трещиноватость), карбонатность начинается в нижней
части горизонта В. В Средиземноморье (Алжир, Тунис) глы¬
бистость и уплотненность появляются с глубины 30—40 см, а
в опраскс горизонтов Р и С преобладают ооаижевято-бупне и
красновато-бурые тона.
В выщелоченных почвах на тех же породах содержание
ила повышается до 45%, а мощность оглиненной толщи уве¬
24 2
личивается до 100 см; ниже появляются карбонаты и оглаше¬
ние уменьшается. С карбонатностью коррелирует и реакция
среды. В типичных почвах реакция слабощелочная (pH 7,1 —
7,5), а в выщелоченных — в верхней толще (0—100 см) слабо¬
кислая или близкая к нейтральной (pH 5,6—6,4), ниже пере¬
ходит в слабощелочную (рН>7,0). Гумусом более обогащены
типичные, а не выщелоченные почвы.
Изменения пород при наложении коричневоземообразова-
ния сводятся к некоторому обедненикГих Si02, К20, Na20 и к
обогащению Fe203, А1203, СаО, MgO. Наиболее характерная
черта коричневых почв — увеличение содержания Ре^Оз в
поверхностном горизонте на фоне обогащенности почв С^О и
MgO. Этим они отличаются от бурых лесных почв. В последних
происходит более интенсивная потеря Са и Mg. В иле корич¬
невых почв также происходит накопление Fe203 в верхней
толще при стабильности содержания А1203; и некотором
увеличении содержания СаО и MgO с глубиной. Стабильное
и высокое содержание К20, коррелирует с содержанием в них
гидрослюд. В выщелоченных коричневых почвах заметно пе¬
рераспределение Fe203 и А1203 с максимумом на глубине
50—60 см. Ил содержит повышенное количество Fe203 в верх¬
них горизонтах* а в остальном эти почвы сходны с типичными.
По молекулярным отношениям Si02: А1203 и Si02: R203
коричневые почвы относятся к типично сиаллитным. Высокая
глинистость и содержание СаО и MgO в типичных коричневых
почвах определяют повышенное содержание обменных Са и
Mg, а также высокую емкость поглощения (53—41 мг-экв).
В выщелоченных ^почвах эти величины ниже и, кроме того,
содержание обменных Са и Mg увеличивается с глубиной, что
обусловливается не только выщелоченностью карбонатов, но,
вероятно, и передвижением их с илом. В целом для коричне¬
вых почв характерно накопление Fe203 на фоне высокого
содержания силикатных и обменных Са и Mg.
Коричневые почвы Северной Африки (алжирское и тунис¬
ское Средиземноморье) выделяются щелочной реакцией нри
полной выщелоченности от карбонатов (табл. 35, разрез № 17),
меньшим количеством ила, более высоким содержанием гуму¬
са и несколько меньшим — обменных Са и Mg, но с явным
их биогенным накоплением в горизонте А (0—10 см). В
крайнем аридном представителе этого рода почв — серо-ко-
ричневых почвах отмечается высокая карбонатность с поверх¬
ности, а в связи с этим и меньшая гумусировайность, они
более глинисты, с максимумом ила в поверхностном горизонте.
В целом северо-африканские коричневые почвы принципиаль¬
но отличаются от алжирских бурых лесных почв. Отличия
сводятся к тому, что в последних содержание ила увеличивает¬
ся с глубиной, что, вероятно, связано с лессиважем; от.сутст-
243
cd
SJ
S
‘ \o CO
t-< —
об
о
£
'.4
:c
О.
-9*
<
*a
о
s
q.
<U
U
oa
IT
. о
X
и
<u
4*
X
cx
;>»
ю
ж
*
‘.2
oa
o>
x
! T
X
o.
о
£
° *
o> 0>
1*8
§ *
5 «
l§
C aa
+
CM
fcuo
+
CM
ce
u
S о
%‘i
Q« SJ
o> «
*3 cd
o q.
u -e*
о
V
о
о
V
О
<J
rO
J_ см
oJC
03
Я
О s
>><->
«=2
и
t-M WH
§ я
Л <U
& ^
« s
о
с
eeadeed
dawoH
оо со со
о> о
ООО СО О СП О СО
СО СО Ю N 0^05 ^ ю
а> of со"of csf of со
t-- см оо
—I см оо
—Г r-Г со
OJ —
1.0 ю о
00 —i 05 со" со со
—-СО^
cj> о *ЧГ
О) LO СП
СО -o’ оо
СО СЧ «—
о-а^ оосч —
СО 00 t4^ оо
—..—■• СЧ CM OJ
сп а~> со оо см ^ оо со
1^- г-. oi
I"- уХЭ 00
СО ~ о
см di —
Г-- СТ> 00
СО*" —О
О CN 00 LO со
Ю ОО О 00 CD
t—” oi — о" о'
а>
Cl
с
о ,
со со to ю Iо
ООО
ср.— со
_ О
ОЮЮОС0
— СМ ОО СП —
S'
I I
I I
оююоо
— СМ 00 СМ
О К
со е* 1=1
О л
К о
2 ° о
?ЯП
гг s « С
о К'О 2
5«|г§
я & cW
2 !>"> 2 m
й ^ 2 ®
К CQ
«-Is.’
« * ?. 4>
CQ Я ^ С
Л) о ft
£ s V -
5 2.^ В*
К itf
си са
О •
£
§«
3* • -
о та
о >*
Stf-
ч
в £т
w 4 2
5 4) н
£ {- VO
'Q S я
и {- х
х о <и
3* СС sX
К О.1-1
Q. е;
О а;
« *S о
62^
а. £ ж
<3г*
S 5 я д
Я * О
s al. ft
й
»я
« Я
са
я
и са s
"I..S
чОО
£ ° о
ж са § •8-
Ч S** is
1=1 о CD
. Р С
са о
s я к
а, я 3 g §<
>>о ж са 2
гп » о: ^ S
VO 0Q
о са - «г
Он ex, са <и
Я 6- о я
244
вуют карбонаты; реакция среды изменяется от нейтральной
(pH 6—7) в верхнем горизонте до кислой (pH 5,4—5,5) в ниж¬
них горизонтах; содержание поглощенного кальция резко
уменьшается с глубиной.
' Коричневые почвы подразделяются на следующие подтипы:
а) карбонатные, содержание СаС03 с поверхности, наименее
увлажняемые; б) типичные с карбонатностью, начинающейся
в нижней части горизонта В; в) выщелоченные с карбонат¬
ностью, начинающейся в горизонте С, с нейтральной и слабо¬
кислой реакцией, заметным перераспределением Fe203 и ила.
Коричневые почвы занимают относительно более низкие
высотные уровни, выщелоченные — более высокие. Ниже
коричневых карбонатных почв распространены серо-коричне¬
вые. В верхней части пояса коричневые почвы переходят в
бурые лесные остаточно-карбонатные или типичные. Такое
переходное положение коричневых Почв и определяет совме¬
щение в них признаков и свойств степного и лесного почво¬
образования.
Эволюция коричневых почв связана главным образом со
сменой растительности. При вырубке лесов и замещении их
лугово-степной растительностью происходит эволюция в сто¬
рону остепнения и приобретения почвами признаков и свойств,
обусловленных слитогенезом. Аналогичные явления происхо-
дяг и при освоении почв под сельскохозяйственные культуры.
При орошении признаки и свойства слитости усиливаются.
Почвы широко используются под различные сельскохозяй¬
ственные культуры, в том числе и под такие субтропические,
как виноградная лоза, плодовые, включая инжир, а в наиболее
теплых условиях — цитрусовые, оливковые насаждения ил р.
На них также выращивают оврщные культуры и твердые
сорта пшеницы. Почвы эти потенциально богаты калием, но
нуждаются' в пополнении запасов фосфора и особенно азота.
При внесении удобрений урожай всех перечисленных культур
повышается на 20—30%, а при орошении — и более.
Коричневые почвы сравнительно легко поддаются эрозии •
особенно на склонах крутизной больше 5—10°, поэтому борьба
с ней на освоенных площадях должна стоять на первом месте,
а на вновь осваиваемых площадях необходимо предусматри¬
вать противоэрозионную профилактику. Террасирование скло¬
нов, контурная обработка, кулисные йосевы должны найти са¬
мое широкое применение и быть дифференцированными в
зависимости от направленности хозяйства и характера земле¬
пользования.
Коричневые почвы тропических саванн. Коричневые почвы
выделяются и в тропических переменно-влажных областях,
например на Кубе (С. В. Зонн, 1968). Здесь эти почвы приуро¬
чены к саваннам и в своем образовании связаны с карбонат¬
245
ными породами или продуктами выветривания вулканических
пород.
Эти почвы формируются при температурах приземного слоя
воздуха 25—27°С и атмосферном увлажении, составляющем
1250—1500 мм в год, с резкой сезонной дифференциацией вы¬
падения осадков — летом 60—70%, а осенью и зимой — не бо¬
лее 30—40%. Такой сменой сезонов увлажнения определяется
слабое выщелачивание карбонатов и других оснований из
почвенной толщи. Соответственно й состав минеральной части
их отражает типично сиаллитный характер.
В этих условиях коричневые почвы приурочены к карбо¬
натным породам относительно легкого гранулометрического
состава (карбонатным песчаникам или песчанистым слан¬
цам). Коричневые почвы залегают преимущественно на скло¬
нах, где они меньше промываются атмосферными водами
вследствие их частичного поверхностного стока.
Следует подчеркнуть, что несмотря на морфологические
черты сходства коричневых почв тропических саванн с типич¬
но коричневыми почвами сухого тропического Средиземно¬
морья, первые выделяются своими отличительными свойства¬
ми и позволяют пока относить их к коричневоземно-тропиче-
скому аналогу типично коричневых почв.
Выделение в тропиках коричневоподобных почв лишний
раз подчеркивает, что при существенном различии таких фак¬
торов их почвообразования, как: климат, растительность, воз¬
можно возраст, могут формироваться почвы, близкие построе¬
нию и составу в сухих субтропиках и тропиках. В таких слу¬
чаях в наибольшей степени, определяющим или вернее управ¬
ляющим современными ЭПП, могут быть пропитывающая
(вторичная) карбонатность почвообразующей толщи. При
этом имеются в виду такие условия, при которых карбонаты,
преимущественно кальция, поступают в почвообразующую
толщу как капиллярным путем (снизу вверх), так и боковым
(внутрипочвенным) притоком по склонам из первично карбо¬
натных подстилающих осадочных пород, таких как песчаники,
глинистые сланцы и им подобные.
Возможно, что влияние карбонатности почвообразующей
толщи сказывается прежде всего на стабилизации окристалли-
зованных форм оксидов железа с содержанием их не более
3—5%. Они и придают м^елкоземистой части почв коричневые
тона окраски. При бескарбонатности подстилающих почвы
пород эффузивного происхождения углекислый кальций на¬
капливается в значительно меньших количествах, вероятно,
при выветривании и биологическом круговороте. В этих слу¬
чаях коричневые тона окраски скорее связаны с большим со¬
держанием в продуктах выветривания окристаллизованных
форм оксидов железа, в большей степени высвобождающихся
246
т первичных минералов, представленных сильно окристалли-
зованными формами.
Вопреки сложившимся представлениям о полном выносе
из тропических почв карбонатов кальция отмечено, что в
переменно-влажных климатах вынос СаС03 из богатых им
пород совершается очень медленно. Поэтому коричневые поч¬
вы и в тропиках по степени выщелоченности от карбонатов
довольно четко подразделяются на карбонатные — (невыще-
лоченные), слабовыщелоченные, выщелоченные и бескарбо¬
натные.
Среди коричневых карбонатных наиболее широко распрост¬
ранены почвы с залеганием карбонатов на глубине 30—40 см.
Эти почвы чаще отличаются маломощностью, хотя^среди них
встречаются и разновидности, мощность которых достигает
100—150 см. Причины маломощности, вероятно, связаны с
эрозионным обновлением. Коричневые почвы относительно
очень молодые и с высокой карбонатностью. Их номенклату¬
ру следует рассматривать как условную. Но несомненно одно,
что подобные почвы заслуживают выделения в особый тип
тропических почв.
Почвы также маломощные на бескарбонатных эффузивных
породах под сухосаванной растительностью, развивающейся в
условиях слабой водопроницаемости и малой влагоемкости
продуктов выветривания, а также повышенного поверхностно¬
го стока ливневых вод.
Описываемые почвы различаются по гранулометрическому
составу. Карбонатные почвы выделяются увеличением содер¬
жания ила с глубиной и превалированием фракций 0,25—
0,05" мм. Бескарбонатные, наоборот, характеризуются умень¬
шением количества ила с глубиной и увеличением содержания
фракций от 1 до 0,01 мм. Подобные различия обусловлены
составом и степенью выветрелости почвообразующих пород.
В этих почвах нет выраженного оглинения в горизонте В, чем
они и отличаются от коричневых субтропических почв.
По величинам pH, содержанию и распределению гумуса
тропические коричневые почвы близки к коричневым субтро¬
пическим. Для них характерна слабощелочная реакция, со¬
держание гумуса достигает в горизонте А 4,4—5,4%. Распре¬
деление его по профилю зависит от гранулометрического со¬
става и общей мощности мелкоземистой толщи. Чем она мощ¬
нее, тем постепеннее снижается содержание гумуса с глу¬
биной, и наоборот. В выщелоченных почвах содержание С02
резко возрастает с глубины 40—55 см, где карбонаты Са на¬
ходятся преимущественно в мицеллярной форме.
В составе гумусовых веществ коричневых почв (табл. 36)
преобладают фульвокислоты, связанные, преимущественно с
Са (фракция 2). В карбонатных подтипах среди гуминовых
247
cd
J=f
s
4
о
cd
H
sr .
о
в
и
2
ео
£
'.5 .
CU
о
sc
SS4
>ȣ
s2
>»
и я
tt s
cd о
о вО
я w
X
о
S
а-
м
cd
О
в
О
>1
а
и
эф
О • MJ0
WHttKiAj
и
н
о
ч
и
К
X
о
CQ
л
С?
>»
•в*
X
к
К
S*
*
cd
Си
•©"
35
г
>>,
X
IS
«
О
х
К
г
>, Н
(-. о
:=г
«
cd
сх
СО
vo
о
О
х
К -
хо ^
>» W
ч
со
ег
о
U
со ю
<чг СО со
о о о
оо
СМ О 05
СО СО
СМ СО
t^. о
со о оо
Ю СО СО
со Г
см
сЗЗ
со см
05
СМ •
см о ^
00 05 00
СП 05
^ 05
со 1Л ^
ю оо ОО
со
05 05
05 05 1C СО СО
ю н
05 й>
о ж
<и
к
Tf hs. CM 00
—■ — со lt: r-
о ю о
-H(N^
X
cd
в
о
о
о.
к
cd
PQ
0>
X
V
к
си
о
*
к
СО
ж
н
со
ж
о
VO
сь
В"
К
Си
о
248
Валовой состав (% на прокаленное вещество) коричневых почв
(С В. Зонн, 1968)
00
Sf
я
ч
vo
Л
Н
S
s
о
а
о
я
н
о
О)
о,
с;
ч
>>
<D
J=Z
О
ел
-о,
со ^
О
с
О
cd
U
О
СМ
О)
(X
О
см
<
О
с/3
^ со
К т
ftS g
Jos
О схх
С с
г
о
VO
>>
ч
U
Ю СМ СО
00 со СОЮ LO
LO со to СО 00
О СМ ~ ю
0 05N 00 СО
ITS
^ оо о со ю
Г-со 00 ~
со" со" СО со"
СО ^
СО ^ СО ^
ООО я
05 тр —< СМ
О 05 00 СО
05 00 00 СМ
. LO ^ о оо
00 00 СО ю
см СМ СМ СМ
о" о" о o'
см СО ю со
00 I"- 05 00
со lO см ю
^ -^"lO
lO — СМ 00
«О t^CO оо
00 СО СО СО
-OCON
05^05 05 О
of см" СМ оо"
>- о 05 о
ог~ о —
•o'o' о" О
оо rj- о? ю
10 СХЭ ю о
of см" см" со
00 оо со см см
— со Ю ю
со" со* со оо
— О)
сз 0°^;
я ” °i
н ю ю
то
о
О
О,
я
00 LO
СО —
о" <о"
V
^ UJ L1J -ЧГ
о о" о" о"
05 00 см о со S о —'
05 и оо СО
О СО О оо" со" % —" of
со со
05 —
(0 =- = £2
. о
с
*я
с
LO со оо со
О o' 05 o'
Ю 05 О CM CD
0_05 СО о —
—05" — LO
см см — Л
со со ю см ю
00 00 05 05 00
7Х £ оГ 14."
vO СО LO Tf
05 00 ^ 00'00
0О 00 о ^ тг
см" о" of —" со"
СМ СМ —« СО со
*
ю
о
см
1
TF
1
СО
1
1
ю
1
о
1
со
LO
СО 05 о
*4 ^
ОО СЛ гС СО
CDin^^
LO ю ю ю
СО ^ О ^
СО —н — СП
Tt" см" 05" о
2§§!g
! I I I
- -4 о LO
— го
• О
VO -
р-
00 СМ ^ —
О ОО^СО Ю
00 оо' О 05"
О Ю СМ со
СЧ/О ~ СО
ю'со" Tf"
00 00 т»* ГО
’—1 Ю СП »—1
ю ю ю
о" о' о" о"
— О О О —
О Ч.ос1’“1с0
о со" 00 со" Tf
о
V
S СО ю ^
g: ю ^ см со
о о"о"~'~"
с
со см ^
с; ЮОЮС5
S со СО СО тг"
СМ СМ СМ OI
тССОЮ^
о 05 со 05
=Я
- о
я ,
н
03 Г*- СО 05 ОО
я сч t^cqio^
^ ОО Ю't ю
^ ^ _н _
СО
- н
о
О)
'О со со о t4»
NCOOCO
S Ь^соо'
•— см см см
00 СО со см
см ол Л
оо со" of
см см см а
оюо-t
*—« СМ ^ СО
III!
«юо^
—■ СО LO
ОО 05 СМ
О СО о ^
СО of —см"
СМ СМ СМ О!
о
О
о
LO
*т
см
1
1
00
1
1
см
1
1
о
1
LO
со
249
* В % на прокаленную и бескарбонатную почву.
кислот также преобладают связанные с Са, а в бескарбонат-
ных — связанные с Fe. Характерно и высокое содержание
гуминов, что сближает рассматриваемые почвы с темными
слитыми.
Как показывают анализы валового состава (табл. 37),
почвы, развитые на карбонатных песчанистых сланцах, в верх¬
ней бескарбонатной толще обогащаются Si02, А1203 и отчасти
Fe203 за счет резкого уменьшения содержания СаО. В бескар-
бонатных почвах, наоборот, содержание Si02 более или менее
равномерное по всему профилю с незначительным повышением
его в горизонте А.
В илистой части также не наблюдается существенных изме¬
нений в содержании Si02 и Fe203, обусловленных ее перерас¬
пределением. Обращает внимание только некоторое обогаще¬
ние верхней толщи карбонатных и средней части профиля
бескарбонатных почв А1203, а также резкое обогащение ила
обеих почв MgO, что, вероятно, связано со смектизацией про¬
дуктов выветривания. В связи с этим наблюдается слитость
в них. Очень часто коричневые почвы переходят в типично
слитые.
Коричневые тропические почвы характеризуются сиаллит¬
ным составом с элементами слитогенеза, что также сближает
их с коричневыми субтропическими почвами. Некоторой спе¬
цифичностью описываемых почв является относительно высо¬
кое (до 29,3% от валового) содержание окристаллизирован-
ных и малое содержание подвижных форм Fe203. Это может^
указывать на сравнительно интенсивное выветривание пер¬
вичных минералов и участие высвобождающегося железа в
образовании глинистых минералов, а не на его вынос за преде¬
лы почвенного профиля. Такое состояние- Fe203 в известной
мере отражает тропический характер преобразования мине¬
ральной части подобных почв.
Коричневые карбонатные почвы могут осваиваться под са¬
мые разнообразные культуры и, прежде всего, под цитрусовые,
сахарный тростник, а также батат, маниоку и др. При освоении
необходима защита почв от эрозии. На склонах крутизной
более 10° следует выращивать многолетние культуры, не
требующие ежегодной обработки. Почвы нуждаются в фосфор¬
ных и азотных удобрениях.
Коричневые бескарбонатные почвы при мощности более
70—80 см в условиях пологого рельефа также могут использо¬
ваться под различные культуры, включая овощные, особенно
при орошении. Почвы с меньшей мощностью, как правило,
сильно уплотнены и большей частью не пригодны для освоения
под сельскохозяйственные культуры. Такие почвы используют¬
ся только под пастбища для выпаса небольшого количества
250
скота. Выборочно почвы выровненных участков могут осваи¬
ваться и под продовольственные культуры.
Бурые лесные почвы
Бурые лесные почвы, или буроземы, весьма разнообразны
по составу и свойствам. Их разнообразие определяется широ¬
ким диапазоном биоклиматических условий, в которых они
формируются. Буроземообразование проявляется от районов
умеренного пояса с широколиственными и хвойно-широколист¬
венными лесами вплоть до сухих районов субтропическою
пояса. В тропическом поясе бурые лесные почвы встречаются
только в горных районах, где они приурочены к высотам более
2500—3000 м и развиваются также под лесами, по составу
близкими к лесам умеренного пояса.
В ареале своего распространения бурые лесные почвы под¬
разделяются на провинциальные подтипы: средиземномор¬
ские, атлантические, континентальные и др. Такое подразделе¬
ние основано на достаточно четко выявленных в них отклоне¬
ниях от типовых признаков и свойств.
Генетическими признаками и свойствами бурых лесных
почв, на основании которых они объединяются в большую груп- *
пу, являются следующие:
а) профиль ABC, всегда четко выраженный по содержа¬
нию гумуса, распределению ила и полуторных окислов Fe и А1;
б) преобладание мягкого гумуса (муль) или мягкосреднегу¬
мусовых (мульмодер) органических остатков, слагающих под¬
стилки; в) нецыраженность признаков и свойств, обусловлен¬
ных подзолистым процессом, несмотря на формирование под
воздействием лесной растительности; г) дифференциация про¬
филя, происходящая как под влиянием лессиважа, так и внут-
рипочвенной метаморфизации (оглинения),чем обусловливает¬
ся формирование горизонта В, обогащенного илом и полутор¬
ными окислами Fe и А1; д) наложение на дифференцированный
профиль псевдооподзоливания в результате сезонного пере¬
увлажнения атмосферными осадками толщи, лежащей над
горизонтом В, и сегрегации в ней и ниже ее железа в мелкие
конкреции и примазки.
Степень проявления перечисленных признаков и свойств
усиливается от средиземноморских к атлантическим и им
подобным климатическим условиям. В горных областях тропи¬
ческой зоны с большей гумидностью для бурых лесных почв
характерна интенсивная гидратированиость железа, что про¬
является в желтых тонах окраски.
В средиземноморских и аналогичных им климатических об¬
ластях буроземообразование происходит на карбонатных и
бескарбонатных породах. Но и на последних в некоторых слу-
т
чаях Са, высвобождаясь из силикатов, преобразуется в СаС03,
поэтому многие лесные почвы семигумидных областей ниже
горизонта В содержат в тех или иных количествах СаСОз (по
этому показателю она часто относятся к остаточно-карбонат¬
ным). Бурые лесные почвы в средиземноморских областях
распространены выше феррсиаллитных и чаще всего приуро¬
чены к интервалу высот от 400—500 до 1500—1800 м, а в райо¬
нах с повышенной суммой осадков встречаются и ниже.
Бурые лесные почвы в субтропических областях формиру¬
ются при годовых осадках от 500—600 до 900—1000 мм с
максимумом выпадения (до 60—70%) осенью и зимой. Сред¬
негодовые температуры их формирования не превышают 18 —
20СС, минимальные — 4—5°С, а максимальные — 29—33°С.
Средняя температура лета составляет 24—26°С. В подобных
условиях почвы при периодическом (в отдельные сезоны, но
не каждый год) промывном водном режиме имеют дефицит
доступной влаги в летние засушливые месяцы.
Формируются бурые лесные почвы преимущественно под
широколиственными лесами из дуба скального, пробкового,
конферта с подлеском из колючих кустарников: илекс, прунус
и др. В травяном покрове преобладают злаковые. В более гу-
мидных условиях дуб уступает место буку.
Почвообразующими породами могуг быть выщелоченный
элювий и делювий продуктов выветривания известняков, слан¬
цев, песчаников, а также кристаллических пород (гранитов,
гнейсов) и эффузивов (базальты, вулканические отложения и
др.). Продукты выветривания всех пород сильно оглинены как
in situ, так и в результате перемещения йла лессиважем из
верхних горизонтов в нижние. Примером могут служить дан¬
ные механических анализов двух почв, приведенные в табл. 38.
В этих почвах количество более крупных фракций (от 2 до
0,002 мм) уменьшается с глубиной, а мелких (<0,002 мм) —
увеличивается.
Генетические особенности бурых лесных почв связаны с
интенсивным разложением органических остатков, слагающих
подстилки. Продукты разложения подстилок, поступая в поч¬
вы, способствуют образованию глинисто-гумусово-железистых
комплексов. Эти комплексы склеивают элементарные частицы
в микро- и макроагрегаты, что предохраняет минеральную
часть почвы от более глубокого разрушения, интенсивного
лессивирования, а также и от оподзоливания. С теми же ком¬
плексами связана и бурая окраска почв. Стабилизация гумусо¬
во-железистых комплексов обеспечивается высоким содержа¬
нием углекислого и обменного кальция. Выщелачивание СаС03
изменяет реакцию среды до слабокислой, что сказывается на
устойчивости гумусово-железистых комплексов. Становясь бо¬
лее подвижными, они подвергаются лессиважу и вновь стаби-
252
Некоторые показатели бурых средиземноморских почв
s
*=:
о
03
Н
ж <5
Ч> ^ 55
Я 3 *
Р CJ гэ
Н «а оЗ-
U я я
л & _
-о ^ S
*£
s £
Ы с
, о; • о
) Я ^ о
: я s 55
с-i
О
о
То
+
Е
Л
+
2
cd
Z
2
я
о
я
+
СО
+
3
я
я
а>
С4!
ьд
•S
S
\о
О
+
<м
са
а
OsH 8 Н<*
% г0ЭвЭ
2
о
*f 1
я s
гоо‘о>
Ef *
ео s
СХ f-
1 (М
88
©сГ
<ц ЯГ
55 с_
я гг
IS
° 1
О
СО ig
* п
Он СО
а) а.
§
CJ
V 0-Z
W0 ‘
BHHpAL'J
О сэ
00 о" о" о"
оо оо о о
^ ’“1 о
О СМ О
00 оо , о
то
Ю 05 СМ СО
’“«.0> Ю О!
05 а>" оо" о
см СМ
о о
СМ со О. о
О4 О*4
см со о о
СМ.Ю СМ.-5
о о —Г со
со со см со
0.0.0 о
о" О о о"
о о о о
CO. Tf *-н^со
—со аГ
ООО о
СО. О. CM СМ.
t 00 Tf ^
'—'
СО. СМ.— 05
со" со оо осГ
о.о.со ю
О О —со"
со Тр ГО —.
О О О о
о" о" о" о"
00 LO о JL
СО CM CM q
«=с
о" о о
о
а.
00 CN.CM 00
1-Г г-Г о"
СМ <м ^г- rf
^ со О LO
см" со" in см"
— см — см
h- СМ СО см
Г'-" со" оо —Г
СО со — см
— О. LQ Ю
lo" со" 05 lo
СМ см —. —
ю со ю
см тг h- |
1 1 1 о ю
О 005 —
см ю —
О !-0 ТГ
СМ -О t -
оо —• *?г
ONO
О;«0 0
см" csT см"
LO гг
СО CD СМ
О О о'
ООО
О ю
со СО ОС
(NOo
^ О ю
к СО 05 05
осч ос
со со" ио
н
<и
я
£22 о;
°.о <и О-
о о я с
о
^OQOQ о
ь- со 00
Ю. см о
о" о o'
О ^ (Л
— (М 00
(NOW
СМ СМ СО
—1СЧ 00
со tC LO
CM CM —
ООО
СМ СО
I I I
ООО
CM Tf
253
лизируются в результате коагуляции на границе перехода
слабокислой реакции в щелочную, чему способствуют остаточ¬
ные количества СаС03.
Строение бурых лесных почв полнопрофильное* с системой
горизонтов АцАВС. Различия в морфологии значительны, осо¬
бенно при развитии почв на разнообразных породах и при
наложении лессиважа и псевдооподзоливания. Последний
процесс характерен для семигумидных и гумидных субтропи¬
ческих условий.
Гранулометрический состав и физико-химические свойстьа
бурых лесных почв различны и зависят прежде всего от соста¬
ва почвообразующих пород, что показано на примере почв,
развитых на карбонатных и бескарбонатных породах (см.
табл. 38). Первая почва выделяется большей оглиненностью и
значительным увеличением ила с глубиной, вторая характе¬
ризуется меньшим оглинением, но также увеличением ила с
глубиной. Реакция среды при остаточной карбонатности почв
нейтральная в верхних горизонтах и щелочная — в нижних,
коррелирующих с содержанием и распределением СаСОз. В
бескарбонатных почвах реакция слабокислая, с глубиной
кислотность несколько увеличивается.
Содержание гумуса в почвах низкое. В бескарбонатиой
почве оно немного выше, чем в карбонатной, а содержание
валового азота имеет обратное соотношение. Такая закономер¬
ность обусловлена более интенсивной минерализацией гумуса
в остаточно-карбонатных почвах по сравнению с бескарбонат-
ными. В связи с этим в первых отношение С : N более узкое,
чем во вторых. Существенны различия и в составе обменных
катионов. В остаточно-карбонатных почвах преобладают Са
и Mg и содержится Na; количество их возрастает с глубиной.
Обменный водород присутствует только в бескарбонатных го¬
ризонтах. Емкость поглощения и сумма обменных катионов
увеличиваются с глубиной.
Лессивированность в бескарбонатных почвах выражена
интенсивней, чем в карбонатных. Особенно убедительно это
подчеркивает содержание полуторных окислов Al, Fe и Si02
в илистой фракций в горизонтах В тех же почв. В бескарбо-
натпых почвах резко увеличивается содержание А1203 и
уменьшается количество Si02.
В карбонатной почЁе имеет место смектитовый состав ми¬
нералов с присутствием каолинита; молекулярные отношения
Si02: R2O3 и Si02: А1203>3. В бескарбонатиой преобладает
каолинит, а отношение Si02: А1203<2,5.
Выше были рассмотрены два основных подтипа почв: бу¬
рые лесные сстаточио-карбоматиые (va элювии известняков)
и бурые лесные бескарбонатные (на элювии кислых пород).
Оба подтипа имеют ясно выраженную лессивированность.
254
Она проявляется не только в перераспределении ила, полутор¬
ных окислов Fe и А1, в составе обменных катионов, но и в эво¬
люции строения профиля. Если для Нормальных (не лессивй-
рованных) бурых лесных почв характерно строение профи¬
ля АсА\ВС, то в лессивированных, помимо большего оглаше¬
ния, обогащения R203 и увеличения мощности горизонта Ви
происходит увеличение и дифференциация горизонта А на
подгоризонты Ах и Л2/. Последний подгоризонт выделяется
меньшим содержанием ила и F203, вследствие чего он имеет
более светлую окраску, чем горизонт Ах к В. Однако сохра¬
няет структурность, которая характеризуется мелкой комко¬
ватостью. Индекс / подчеркивает признаки, возникающие в
результате лессиважа. При сезонном переувлажнении лессн-
вйрованной толщи в ней появляются признаки поверхностной
глеевости (сизые и ржавые пятна), а также железистые
примазки и конкреции. Такие почвы относятся к подтипу..бу¬
рых псевдооподзоленных.
При усилении киослотности бурых лесных почв, наиболее
ярко проявляющейся при развитии их на метаморфических
породах (гранит, гнейс, слюдистые сланцы), песчаниках и
т. д, они выделяются в особый подтип бурых лесных кислых
или олиготрофных почв (французская классификация). Боль¬
шей частью такие почвы формируются под буковыми лесами и
отличаются повышенным накоплением А1 и Fe, что приводит
к снижению емкости поглощения и большему внедрению'в
поглощающий комплекс А1 и Н. Почвы, развивающиеся на
более богатых, в том числе и известковых, породах часто
относятся к мезотрофным.
. Таким образом при развитии на карбонатных породах бу¬
роземообразование сопровождается декальцификацией (выще¬
лачивание СаС03 и особенно Са из поглощающего комплекса),
которая сменяется лессиважем (включающим лессиваж кол¬
лоидов), редко переходящим в псевдооподзоливание. На
бескарбонатных кислых породах начальная стадия почвооб¬
разования кислотная, без перераспределения веществ сме¬
няется кислотно-лессиважной с накоплением в горизонте В
Fe и А!, а эта последняя стадия — псевдооподзоливанием.
В некоторых случаях отмечено и оподзоливание.
Площади бурых лесных почв на склонах крутизной более
15—20° наиболее целесообразно сохранять под лесами с ин¬
тенсивным ведением лесного хозяйства. Леса на таких почвах
имеют огромное почво- и водоохранное значение. При меньших
уклонах возможно й сельскохозяйственное использование
почв, преимущественно под виноградники, плодовые и овощ¬
ные культуры, а также кукурузу, табак и др. Однако следует
учитывать слабую противоэрозионную устойчивость бурых
лесных почв. Возделывание пропашных культур должно соче¬
255
таться с мерами защиты почв от эрозии, а площади плодовых
садов, особенно при орошении, целесообразно засевать трава¬
ми в целях задерненйя поверхности.
Особо ценные леса из пробкового дуба на бурых лесных
почвах нуждаются в строгой охране как противоэрозиониые
и водозащитные. Выпас скота в лесах на бурых почвах недо¬
пустим, так как он приводит к потере естественной способности
древесных пород к возобновлению.
Вертисоли
Общие представления. Вертисоли образуют обширную ми¬
ровую группу почв, объединяемую проявлением особого про¬
цесса — слитогенеза. Его обнаруживают и описывают в почвах
не только субтропического и тропического поясов в зонах
переменно-влажносо и аридного климата, но и в почвах степ¬
ной и полупустынной зон умеренно теплого пояса. Слитогенез
в этих зонах имеет принципиальные различия, поэтому такие
почвы в субтропиках и тропиках мы относим к вертисолям, а
в умеренно теплом поясе — к темным слитым. Слитогенез
обусловливается многими причинами, но главная из них —
сезонное поверхностное (в дождливый период) или грунтовое
переувлажнение нейтральными или щелочными водами, обога¬
щенными Са, Mg, Si (отчасти Na). Они обеспечивают устой¬
чивость смектитового состава глинистых минералов и внедре¬
ние в почвенный поглощающий комплекс катионов Са и осо¬
бенно Mg. Эти катионы могут замещать в кристаллической
решетке каолина ионы Н, вследствие чего происходит преоб¬
разование его в минералы смектитовой группы. Наличие этих
минералов и определяет главные отличительные свойства вер-
тисолей.' С высокодисперными минералами смектитовой
группы связываются следующие строения и свойства верти-
солей:
1. Иловато-глинистый гранулометрический состав с содер¬
жанием ила (фракций <0,001 или <0,002), достигающим 50—
80%.
2. Слоеватое строение горизонтов с максимальным накоп¬
лением минералов смектитовой группы, вследствие чего в них
образуются плоскости скольжения (slickenside). Часто такие
горизонты имеют наклон, повторяющий общий уклон рельефа.
Образование плоскостей скольжения, по всей вероятности,
связано с листоватой или чешуйчатой формой илистых частиц.
. 3. Набухание, высокая пластичная компактность во влаж¬
ном состоянии и большое сжатие с образованием вертикальной
и горизонтальной трещиноватости — в сухом. Трещины дости¬
гают ширины нескольких сантиметров и глубины 1—1,5 м.
4. Большей частью темный цвет при содержании гумуса,
256
не превышающем 1,5—2,5%. Это явление, вероятно, обуслов¬
лено преобладанием высокодисперсных форм гумусовых ве¬
ществ, зажатых в межслоевых пространствах смектитовых ми¬
нералов.
Вертисоли имеют черную, серую, коричневую и красноватс-
бурую окраску. Различия между первичным (основным) и
вторичным (налагающимся) слитогенезом заключаются в
следующем: первичный слитогенез большей частью проявляет¬
ся в почвах, образовавшихся на месте бывших водоемов
(заливов, озер), заиленных в результате аккумуляции илисто¬
го материала из минерализованных вод, содержащих магне¬
зиальные и другие соли. В таких мелководных водоемах
подводное почвообразование проходило при участии болотной,
а местами и мангровой растительности. Продукты разложения
их органической массы и послужили источником образования
гуминов в надводную стадию почвообразования. С высоким
содержанием гуминов отчасти связаны темные тона окраски
таких почв.
Вторичный слитогенез вызывается сезонным поверхност¬
ным или поверхносто-грунтовым переувлажнением, включая
и орошение щелочными водами, особенно содержащими Si02
и магниевые соли. В таких условиях также может происходить
смектизация и проявление слитогенеза, особенно при контраст¬
ности смен режимов увлажнения и иссушения. Во влажные
сезоны усиливается пептизация, а в сухие коагуляция илистой
части почв. С комплексом этих явлений и процессов связаны
дополнительные изменения в групповом и фракционном
составе гумуса, соотношении механических фракций, а также
в физических свойствах почв.
Типичные вертисоли гидроморфного происхождения ха¬
рактеризуются неясной дифференциацией почвенных профи¬
лей. При наложении слитости на почвы других типов (вторич¬
ный слитогенез) сохраняется дифференциация профилей,
свойственная последним, так как слитость проявляется в от¬
дельных горизонтах. Свойствами вертисолей, особенно в го¬
ризонте В, резко выделяются некоторые коричневые «и корич¬
нево-красные почвы саванны.
Для вертисолей характерна щелочная и реже нейтральная
реакция. Они большей частью карбонагны с поверхности или
па различных от поверхности глубинах, что указывает на ту
или иную степень их выщелоченности.
Наряду со сплошной или пятнистой пропитанностью кар¬
бонатами, вертисоли содержат карбонатные конкреции, при¬
уроченные к различным их толщам. Все разнообразие карбо¬
натных конкреций, встречающихся в вертисолях, может быть
объединено в следующие группы по их химическому составу:
а) собственно карбонатные — связанные с современным поч¬
17 Зак. 1542
257
вообразованием; б) кремнеземисто-карбонатные, вероятно,
привнесенные механическим путем (включения); в) марганцо¬
во-железисто-карбонатные, обычно черные, также скорее
относящиеся к стадиям избыточного увлажнения (описаны в
почвах «бадоб» в Судане, Сомали).
По мнению Дюшофура (Dushaufour, 1968), отличие слитых
почв от черноземов заключается в том, что в них гумусовые
соединения связаны с железом, а не с кальцием. Содержание
соединений железа в различных формах — характерное свой¬
ство слитых почв, прошедших стадию гидроморфизма. Извест¬
но, что железо приобретает растворимость и подвижность в
кислой среде при pH ниже 3,4. Можно полагать, что различ¬
ные формы соединений железа в этих почвах частично сохра¬
нились от прошлых стадий их формирования в более кислой
среде, а частично они образуются в современных условиях —
.во влажные периоды, когда возможен переход окисных соеди¬
нений в закисные. Подобное явление может происходить при
невысокой карбонатности слитых почв.
Некоторые исследователи (И. П. Герасимов и др.) пола-^
гают, что формирование черных слитых почв приурочено
преимущественно к продуктам выветризаиия основных эффу¬
зивных пород — базальтов, андезитов, траппов, а иногда и
к вулканическим пеплам. Такое представление возникло в
результате изучения подобных почв Деканского плато в
Индии. Однако С. В. Зонн (1967) и Котхекара (1967) не
подтвердили их формирование на элювиях указанных пород.
Здесь они развиты на самых разнообразных переотложенных
глинистых породах. Трудно согласиться и с утверждением
некоторых исследователей почв Судана (Greene, 1959), что
слитые почвы Геезиры якобы формировались на глинистых
золовых отложениях.
В разных регионах вертисоли выделяются под различными
названиями. Их номенклатура и однозначность генезиса
остаются дискуссионными во всех странах умеренного и тро¬
пического поясов. Дюдаль (Dudal, 1964) указывает, что
подобные почвы известны более чем под 40 различными
названиями. В Индии к ним относят регуры, или черные хлоп¬
ковые почвы (Black cotton soils). В Австралии, где они приуро¬
чены к рельефу типа «гильгай», их называют черными земля¬
ми. В Центральной Африке слитые почвы относят к черным
тропическим глинам, а в Южной Африке к «блек турф» или
«влей», в Гане — к меланитам. В арабских странах Средизем¬
номорья такие почвы именуются «тирсами» или «туарес»; в
Судане.они известны под названием «бадобы», в Южной Аме¬
рике выделяются как terra negra plastic. В американской ли¬
тературе до 1960 г, эти почвы объединялись под общим назва¬
нием грумосоли (Oakes, Тогр, 1950). После 1960 г. им присвое¬
258
но новое название — вертисоли (Soil Taxonomy, 1975). В Ин¬
донезии они выделены в группу маргалитных почв (D ames,
1949). К группе слитых почв близки смолницы Югославии и
смоницы Болгарии, а также слитые черноземы Кубани (СССР).
По Дюдалю (Dudal, 1964), вертисоли занимают во всем
мире площадь около 235 млн. га. Из них около 90 млн. га
находится в Австралии, 60 млн. га — в Индии, 40 млн. га —
в Судане. Тропические и субтропические вертисоли распрост¬
ранены между 49° с. ш. и 45° ю. ш. Развиваются они преиму¬
щественно под травянистой савапного типа растительностью.
Реже вертисоли формируются под широколиственными леса¬
ми и в долинах рек при залегании близких грунтовых вод.
На‘Африканском континенте ‘наибольшие их площади
приурочены к территории, расположенной к югу от Сахары, а
также к приморским равнинам Средиземноморья (Марокко,
Алжир, Тунис). Подобные почвы описаны в Нигерии, Судане,
Республике Чад, Южной и Восточной Африке. Крупными
массивами они встречаются в Анголе, Эфиопии; Гане, Сенега¬
ле, в западной части Мадагаскара, в Сомали. В Азии черные
глинистые почвы распространены в Индии (Деканское пла.-
то), Индонезии, Таиланде, Бирме и других странах. В Южной
Америке вертисоли описаны в Уругвае, Аргентине, на Кубе, в
Пуэрто-Рико, на о. Гаити.
Большие площади рассматриваемых почв, несмотря на
трудности их обработки, освоены под различные сельскохо¬
зяйственные культуры и больше всего под рис и сахарный
тростник. Неосвоенные площади черных вертисолей представ¬
ляют ресурсы первоочередного освоения. Однако для успешно¬
го и рационального использования этих почв необходимо
глубокое знание их состава, свойств и происхождения. Только
на основе этих данных возможна разработка научно обосно¬
ванных- мероприятий, обеспечивающих получение на них высо¬
ких урожаев.
Строение профилей вертисолей разнообразно и связано с
мощностью мелкоземистой толщи и глубиной залегания грун¬
товых вод. Вертисоли могут быть как автоморфными, так и
гидроморфными. Однако автоморфность их в большинстве
случаев «вторичная», эволюционирующая из гидроморфных
почв. Так, в Индии в черных автоморфных вертисолях общая
мощность мелкоземистой толщи колеблется от 0,3 до 1,5 м, а
в гидроморфных грунтовые воды залегают на глубине о г 1 до
2—2,5 м.
На Кубе черные и серые слитые почвы имеют преимущест¬
венно гидроморфное происхождение. В них грунтовые воды
залегают на глубине 1,5—2,5 м. Аналогичные закономерности
отмечаются в Бирме и ряде других стран. Несколько особня¬
ком стоят слитые почвы Сомали и Судана. Здесь они имеют
259
коричневый или серо-коричневый цвет, что, вероятно, связано
с особенностями интенсивной минерализации гумусовых ве¬
ществ (Е. Гусенков, 1969). В Судане почвы, кроме того, отли¬
чаются как палеоморфизмом, так и современным гидрохмор-
физмом. Палеогидроморфизм проявляется в Бутане, совре¬
менный по древним террасам рек Белый Нил, Атбара и др.
В Бутане слитые почвы преимущественно Са—Mg-смекти-
товые, а в других регионах широко распространены Na-смекти-
товые, но без каких-либо признаков и свойств солонцеватости.
Встречаются и остаточно засоленные в нижних горизонтах
почвы с грунтовыми водами на глубине 3 м (Судан). В типич¬
ном строении гидроморфных слитых почв (С. В. Зонн, Эль-
Тежани, 1983; Дахаб, 1983) обычно
выделяется пахотный слой как
часть горизонта А (рис. 40). Он
сравнительно рыхлый, с грубой
комковатой структурой. Ниже сле¬
дует горизонт А1, черный или серый,
с глыбистой структурой и трещино¬
ватостью. Мощность его колеблется
от 50 до 60 см и более. Горизонт В
включает подгоризонт (g) —
глыбистый, часто с карбонатными и
железисто-марганцевыми конкре¬
циями., Подгоризонт В1 (g) достига¬
ет глубины 80—90 см, имеет ясные
признаки глееватости — сизые и
ржавые пятна, он глыбисто-пластич¬
ный, карбонатный, с железистыми
конкрециями.
Горизонт С (g) или G простира¬
ется до грунтовых вод, он постоян¬
но влажный, пластичный, глыбисто¬
бесструктурный, пропитан карбона¬
тами, встречаются кристаллы и дру¬
зы гипса. Каждому из горизонтов
свойствен свой характер и формы
передвижения илисто-коллоидного
материала: в горизонте А\ этот ма¬
териал осаждается в виде тонких
пленок на структурных отдельно¬
стях, в горизонте В имеет верти¬
кально-натечные образования по
трещинам и ходам корней, в горизонте С (g) представлен в
виде пленок и натеков между слоеватыми отдельностями, ве¬
роятно, унаследованными от отложенного материала.
Вариации в строении профилей этих почв весьма сущест¬
Рис. 40. Строение слитой
почвы Индии (по С. В. Зои¬
ну, 1965):
I — карбонаты Са, 2 — уровень
грунтовых вод
260
венные. Южно-американские слитые почвы отличаются от
индийских меньшей мощностью гумусового горизонта, большей
оглеенностью горизонта C(g) и наличием гипса. Подобные
почвы, как правило, приурочены к приморским низменностям
или к древним речным террасам. Автоморфные слитые почвы
отличаются отсутствием признаков оглеения и большей кар-
бонатностью.
Выделяются они и по микроморфологии. Так, для микро-
строения слитых гидроморфных почв Индии (район Хайдера-
бада) характерна пропитанность минеральной части глини-
сто-железистым, хорошо оптически ориентированным вещест¬
вом. Вместе с тем оно имеет примесь микрокарбонатных кон¬
креций. Такое совмещение в одном профиле как бы.взаимно
исключающих образований подтверждает ранее высказанные
предположения о двухфазности образования подобных почв.
Близки по микростроению и черные выщелоченные слитые
почвы Кубы (провинция Ориенте).
Микростроение обоих профилей имеет много общих черт,
что указывает на большую роль различных форм железа в
слитогенезе и согласуется с высказываниями о генезисе вер-
тиеолей Дюшофура (Duchaufour, 1970). Роль же карбона¬
тов Са в генезисе этих почв подчиненная, и этим, как справед¬
ливо отмечает Дюшофур, слитые почвы существенно отлича¬
ются от чернозема, в которых Са принадлежит главная роль.
Состав и свойства. Основные генетические и агрономиче¬
ские свойства вертисолей определяются гранулометрическим
составом, который в вертисолях почти всех континентов суб¬
тропического и тропического поясов однороден по содержанию
фракций <0,001 или 0,002 мм (табл. 39). В большинстве
вертисолей количество глины (ила) несколько увеличивается
с глубиной, что подтверждает возможность проявления лесси-
важа.
Кроме того, как правило, количество глины (ила) в верти¬
солях возрастает от семиаридной к субсаванной зоне, что
особенно ярко видно на примере вертисолей Центрального и
Восточного Судана. Подобная зависимость связана с атмос¬
ферным увлажнением, определяющим интенсивность смекти-
тообразования (табл. 40).
Вертисоли относятся к слабо- или силькощелочным почвам
с колебаниями величин pH от 7,2 до 9,4 (табл. 41). Для всех
почв характерно повышение щелочности с поверхности до
горизонта В2> а затем некоторое снижение ее с глубиной. Это
явление в наибольшей степени связано с увеличением содер¬
жания СаС03. В вертисолях, развитых на делювии известня¬
ков, pH увеличивается с глубиной. Большинство почв карбо¬
натные. Содержание гумуса незначительное (в горизонте А
от 1,5—1,6 до 3,0—3,5%) и постепенно уменьшается с глуби¬
ной.
251
Таблица 39
Гранулометрический состав слитых почв
(по методу Н. А. Качинского)
Почва, местонахож¬
дение
Содержание фракций, %
размер частиц,
Глубина, см
1—0,25
0,25—
0,05
1
ю —
<з<о
с" О*4
0,0! —
0,005
1
ю —
So
о о
о
о
о
V
Черная гидро-
3—i6
0,1
11,1
10,0 '
7,1
5,7
50,6
морфная; Индня, рай¬
33—40
0,4
10,0
10,2
69
7,9
41?,6
он Хайдерабада
100—110
0,2
10,4
40.6
4,1
9,4
51,1
(С. В. Зонн, 1967) *
160—170
0,2
11,6
6,4
4,7
9,5
55,6
Черная слитая
1 — 10
0,4
8,6
9,4
6, Г
15,3
59,6
гндроморфная; Куба
20—30
0,4
8,8
12,2
3,3
11,5
63,8
(С. В. Зонн, 1968)
60—70
0,2
'.',4
14,0
10,8
16,2
58,4
140-150
6,5
9,6
9,4
10,9
130
51,0
То же, Централь¬
0—10
0,6
3,9
12,6
6,?
16,2
59,9
ная Бирма, район
25—35
0,7
1,8
12,7
6,9
16,4
61,4
г. Мандалая (У Мья и
40—50
1 5
2,2
12,2
5,1
16,9
62,2
Вин Хтин, 1969)
ГО—70
1,1
0,8
10,3
7,3
13,5
66,9
Слитая коричне¬
0—25
1,0 **
14,0 ***
85,0****
вая саванная зона;
25—156
]
1.0
16,0
23,0
Центральный Судан
В. Зонн, Эль-Те-
а<ани, 1983)
156—200
2.0
16,0
82,0
Слитая черная
0-3
12,0
26,0
62,0
пустынная; Судан —
3—10
12,0
20,0
68,0
Г езира (С. В. Зонн,
10—45
12,0
20,0
68,0
1:»ль-Тежани, 1983)
45—75
12,0
:>,о
70,0
75—108
4.0
22,0
74,0
108—175
8.0
18,0
74,0
* Без учета потерь от обработки.
** 1—0,05 мм.
*** 0,05—0,002 мм.
**** <о,002 мм.
Содержание валового азота варьирует от 0,13 до 0,17% >
а отношение. С : N — от 10 до 12—13. Более разнообразен груп¬
повой и фракционный состав гумуса (см. табл. 41). Для этих
почв характерно высокое содержание гуминов — 50—80% от
общего углерода, а для большинства слитых почв — преобла¬
дание гуминовых кислот над фульвокислотами. Только в вер-
тисолях Ганы (табл. 42) соотношение обратйое. По составу
гумусных соединений почвы подразделяются на три группы:
а) гуминово-гуминные с преобладанием гуминов и гуминовых
262
Таблица 40
Зависимость глинообразования и содержаний смектитов в вертисолях
от биоклиматических условий (Дахаб, 1983)
Биоклиматическая
зона и количество
осадков в год, мм
Глубина,
см
Содержание
фракций, %;
размер частиц,
мм
Минералогический
состав, %
Почва
Ил
СМ |
о
°
V i
<0,001
каоли¬
нит
|
К
и:
i
о
С (-
СО К
us X
fr
S
Н
ы
а
2
о
Семиаридная,
0—4
65
25
9,8"
55,2
15,0
85,0
300—400.
16—30
63
46'
5,0
58,0
8,0
92,0
30—52
65
54
7,2
57,8
11,0
89,0
Сухая субса-
0—10
72
49
2,9
69,1
- 4,0
96,0
ванная, 500—700
60—100
78
не
3,1
74,9
4,0
96,0
опред.
400—185
78
„
8,6
69,4
11,0
89,0
185
78
„
8,6
69,4
11,0
89,0
Субсаванная,
0—10
82
69
3,2
78,8
4,0
96,0
600-800
10—40
82
69
8,2
73,8
10,0
90,0
40—65
82
69
3.3
73,8
4,0
96,0
65—90
80
55
3,2
77,8
4,0
96,0
90—107
86
55
5,2
80,8
6,0
94,0
Таблица 41
Некоторые химические и физико-химические показатели черных слитых почв
(С. В. Зонн, 1968)
Местонахож¬
дение
Глубина, j
см j
(
1
pH
в
Н20
Г умус
(по Тю¬
рину)
со2
Fe, %
Емкость
поглоще¬
ния,
мг-экв/
100
по j
Там-
му |
по
Джексо¬
ну
. %
Индия, рай¬
3—16
9,4
1,68
2,39
0,80
•ие
52,11
он Хайдера-
опред.
-
бада
30—40
9,7
1,12
1,32
0,59
«
54,67
65—75
9,4
1,08
1,66
0,59
«
57,98
100—110
9,1
1,07
'2,09
0,22
«
58,31
Куба
1—10
7,2
3,12
нет
не
«
ие
опред.
опред.
10—20
7,3
3,02
0,83
«
«
20—30
7,6
2,56
1,81
»
«
«
40—50
7,8
0,92
не
«
опред.
Централь¬
1-10
7,4
2,98
1,14
0,63
1,63
не
ная Бирма, рай¬
25—35
8,7
2,95
1,03
0,68
1,50
опред.
он г. Мандалая
40—50
8,9
2,79
1,03
0,70
1,75
«
263
Групповой и фракционный состав гумуса вертисолей
(по методу И. В. Тюрина)
сч
.
Ef
К
Ч
VO
СО
f-
M(j>r^ • MJr^
<Ю со сч
сч" сч" ^ ^
05^ 05 ОТ)
o' о o' о"
сч^о
сч" —*' о
СО <N (N
lO СО СО <vj'
S
S
U
ны
^СЧ 0> со
1о" to оГ 'Ф
со со ю со
ююю^
^ о 00
О) 1о о
Ю 1-^ оо
СЧ — СП>
Ю'Д'^О
1 —< 1 СЧ
►Q
PQ
ЕГ
О
о
ч
о
я
«
сумма
^^°ою
стГ о г-" со"
г- со сч со
оГ 05 о o'
—• СЧ СО
00^05 05^
о ^
05 —< СЧ СО
'—* —~ Q I'-*'
и
СО
е[
о
Рн
о
QQ
JQ
ч
>,
•в-
со
[>. со СО —'
—Г csf —Г CN
ОО^СЧ — оо
со г- об o'
СЧ со со
—Г —Г
СЧ ^ о ю
—Г —Г —^ сч~
ч
>>
о
и
X
к
я
я
м
.<0
Он
•0*
CQ
СЧ
Г-- in CN
СО СО —«
<Л 00
"vt* LO t^T
Tf ^ со
СЧ 05 о
—^ СО^ ^ CN
со" LO оГ
а
а)
ЕГ
Я
Я
-
нет
«
SNNO
00 СО СО Сч"
1,2
нет
»
1Л ^ 00 О^
со со" со со"
СО
и
Он
О
о
X
3
со
о
я
сумма
СЧ -С0 СЧ^
Ю со СЧ" СГ>"
см СЧ со СЧ
О^ со СО с»
ОО' об-1-0
05 СЧ^1_0
СО О-" 00
СО —•
со СЧ СЧ
со оГ оо со
«О СО СО Ю
аЗ
ы
ю
о
я
2
>» fe
t-H О
ч
X о
со
^^•„сч <о^
^ ^ со" СО
Ю Ю 1^-
сС ОО СО I''*
^ СО —<
ч5 г-Sca
—^СО 05 СЧ
СЧ СЧ г-Г СО
О
и
к я
я «
Sf
«
СО
Он
СЧ
ОС
o' оГ СО СЧ~
сч — см сч
О
ОС 05 СО ^
со СО#^
СО LO* СО
СЧ —
0^05^^—^
^0 1Л (N
со О СО Ю
■&
PQ
-
нет
«
«
<<
1,9
0,7
нет
3.4
»
I9K
8>
СО 05 О 05
о' 0'—“ о"
о
а
— СО СЧ —'
05 СО^ СО со
о" o'" o' о
~ СО СО 1"-
СО со ОС 00
о ~ о" о
ю ^ ь-
СО СО
—' o' o'
СЧ '—1 СЧ ю
г- г-~ О СО
—' о
Глубина.
см
о
СО о Ю —.
1 1 1 1
СО О Ю 05
со СО о
СО
со С5 СЧ Tf
1 1 1 1
о со ю со
— со
О 1 о о
— со
1 ! 1
— ю о
ГО LO
о ю о о
— СО ю 05
1111
о ю о о
ГЧ ^ 00
X
о
X
со
я
о
н
а
о
С
Я
к
со
я
•в*
Оч
о
2 S
о 5
р, СО
Я Л
£ Оч
<р
К 3
►— со
ОнХ
S оа
(Я о
Н VO
2 о
0-.ГП
со ^
*«
я «з
с? U
о
« S
СО
s*s
и1 си —
£g
Я 05
•е*
й*
i
о
Си
t=t со
К vo
со . -
~ t-
С. со
0J ж
^ =
Н СО
Ж е*
& *
*1
'g.S.
' со
^ со
О S
X о.
264
кислот; б) гуминовые с преобладанием только гуминовых кис¬
лот; в) гуминово-фульватные с превышением фульвокислот
над гуминовыми кислотами.
Отсутствие или очень малое содержание во всех почвах
свободных или так называемых бурых гуминовых кислот и
фульвокислот служит показателем преобладания «старых»
гумусовых соединений. Исключение представляет только сли¬
тая почва Бирмы. Преобладание в ней гуминовых кислот,
связанных с Са (фракция 2), указывает на относительную
«молодость» гумусовых веществ по сравнению с другими поч¬
вами и большую их связь с высокой карбонатностью мине¬
ральной массы. Незначительное содержание во всех почвам
гуминовых и фульвокислот может быть связано со слабораст¬
воримыми формами этих соединений (рис. 41).
I
Al
Cat
Са2
Са
Успо&ные обозначения:
Рис. 41. Почвы сухого Средиземноморья (Се¬
верная Африка) г
А—бурая стопная с ыюслоями СаСОз. II — тирс,
///.— вертисоли, / — гумусовый горизонт, 2 — карбо-
nntbi. 3 — глина (с оксидами Fe), 4 — подстилка,
5 — карбонатные прослои, 6 — почвообразующая по¬
рода
Несмотря на формирование во влажных и переменно-влаж¬
ных тропических условиях, слитые почвы характеризуются
сиаллитным составом минеральной части с молекулярными
отношениями Si02 : Al203>4. Содержание Si02 в них высокое
и колеблется от 55 до 71%, что не согласуется с составом
265
эффузивных пород, обедненных Si02. В большинстве почв ко¬
личество Si02 убывает с глубиной, что указывает как на
однородность отлагавшихся наносов, так и на потерю части
ила из верхних горизонтов в результате эрозии и обработки.
Не исключено, что снижение Si02 с глубиной обусловлено и
относительным повышением содержания А1203 и Fe203 в ре¬
зультате лессивирования. Содержание Ре203 в них невелико,
а А1203 в 2—3 раза больше, чем железа. В большинстве слу¬
чаев MgO, а в некоторых почвах и Na преобладают над СаО.
Даж^е в тех почвах, в которых СаО больше, чем MgO в иле,
соотношение меняется в пользу MgO, что может служить од¬
ним из подтверждений высокого содержания в почвах смекти-
та.
Сиаллитный состав илов подтверждают соотношения
Si02: А1203 — от 3,2 до 5 и выше (табл. 43). В илах большин¬
ства почв четко проявляется увеличение содержания Fe203 и
А1203 с глубиной, что подчеркивает возможность передвиже¬
ния ила по профилю (процесс лессивирования).
Таблица 43
Валовое содержание (% на прокаленное и бескарбонатное вещество)
окислов в иле (<0,001 мм) вертисолей
; (С. В. Зонн, 1974)
Почва, местона¬
хождение
Г лу-
бииа,
Si02
РегОз
А!203
СаО
MgO
Молекуляр¬
ные отноше¬
ния
см
Si02:
А120з
S1O2 '•
Fe203
Черная гидро¬
3—16
55,35
13,77
24,14
1'07
2,85
4,11
10,71
морфная; Индия,,
3—40
53,77
13,70
26,11
1,53
3,52
3,50
10,40
район Хайдераба-
да
75-75
54,69
14,18
26,45
1,52 v
2,83
5,51
10,22
Черная гидро¬
1-10
58,38
11,63
22,61
0,49
3,20
4,38
13,35
морфная; Куба,
20—30
57,68
22,10
21,79
1,19
3,44
4,27
12,65
провинция Ориенте
*60—70
58,42
11,52
22,41
0,64
3,43
4,42
13,48
Черная оста-
точно-карбонатная;
1 — 10
55,43
11,04
25,89
не
опред.
не
опред.
3,58
13,20
Центральная Бир¬
24—35
52,19
8,99
27,39
«
3,24
15,40
ма, район г. Ман¬
далая
40—50
51,75
10,38
25,81
3,49
16,60
Вертисоли (карбонатные и выщелоченные) отличаются
сравнительно низким содержанием несчликатных форм соеди¬
нений железа, снижающихся с глубиной, что коррелирует с
повышением карбонатности почв. Кроме того, ясно выступает
снижение в вертисолях несиликатных соединений железа от
субсаванной к семиаридной зонам (табл. 44). В вертисолях с
266
современным гидроморфизом семиаридной зоны существенно
снижается содержание силикатных соединений железа и в
2—4 раза увеличивается количество аморфных форм соедине¬
ний железа.
Таблица 44
Содержание соединений оксидов железа в вертисолях
(С. В. Зонн, Дахаб, 1984)
Биоклиматическая
зона
Глубина,
см
Валовое
железо,
%
Силикат-1
ное 1
Неси ли- {
катное
Экристал-
лизован-
ное
1
Аморф¬
ное
Суосаванная
0—23 *
10 ?о
77,49
21,56
19,92
1,49
23—70
10,83
79,50
20,50
19,58
1,20
70—102
10,91
80,01
19,99
17,56
1,10
Сухая субса-
0—10
11,16
89,96
10.04
8,64
1,44
ванния
10—100
11,04
89,85
10,15
9,15
1,00
100—175
11,22
90,19
9,81
9,00
0,80
Семиаридная
0—16
10,21
89,03
10,97
10,28
0,69
палео-гидро-
16—85
10,51
90,29
9,71
9,13
0,58
морфная
85—145
\0,41
90,20
9,80
9,31
0,49
гпдро-
0-3
13,81
79,00
21,00
18,50
2,50
.мо{)фная
10—45
13,87
75,11
24,29
22,49
2,90
75—108
14,05
85,23
16,30
14,22 .
1,58
108—175
13,77
84,84
15,16
14,10
1,06
Во влажно-тропической зоне черные вертисоли сопряжены
с красными ферраллитными или ферритными почвами (Desai,
1942; Singh, 1954; Raychoudhuri, 1963; С. В. Зонн, 1965; Du-
ehaufour, 1965 и др.) - Эта зависимость Доказана на рис. 36.
Генетическую связь химического и минералогического со¬
става красных и черных слитых почв иллюстрируют данные
табл. 45. Такое изменение состава иль от красной к черной
T а б .л и ц а 45
Химический состав фракции <0,06 мк из ферраллитных вертисолей
(Raychoudhuri, 1963)
Si02
AI2O3
РегОз
ТЮ2
Молекулярные
отношения
Гу¬
са
о «
о ?
с_
Почва
% на прокаленное ве¬
щество
Si(>2 *
К2О3
Si02:
А120з
мус,
%
\
О „
О Св ^
Красная
Черная
45,43
49,40
26,37
22,90
10,91
12,00
0,22
0,30
2,3
2,8
2,9
3,7
1,70
2.44 J
49
1 99
почве согласуется с преобразованиями глинистых минералов.
В фракции от 1,4 до 0,1 мк из тех же почв содержание глини¬
стых минералов составляло (в %): бейделит-смектиты — в
красной нет, в черной — 30; каолинит — 40 и 15; слюда —
267
30 и 15; кварц — 10 и 30; гематит и гетит — 8 и 5 соответствен¬
но (Nagelshmidt, Desai, Muir, 1940).
Эти данные подтверждают возможность образования бей-
делит-смектитов вторичным синтезом из каолинита, а кварца
за счет выпадения из растворов в щелочной среде. На этом
фоне важное значение приобретают переменные процессы
гидратации — дегидратации со свойственными им набуха¬
нием и сжатием почв, в результате чего усиливается переори¬
ентировка глинистых частиц и повышается слитогенез.
Кунце и Темплин (Kunze, Templin, 1965) считают, что
слитость усиливается с выщелачиванием карбонатов и акку¬
муляцией органического вещества; Симонсон (Simonson, j954 j
усиление вертисолеобразования связывает с вертикальным и
горизонтальным перемешиванием почвенной массы. Этому
способствует сильная трещиноватость и заполнение трещин
материалом из верхних горизонтов (Harris, 1958). С явления¬
ми набухания и сжатия связывается происхождение и особою
рельефа «гильгай» — мелкобугристр-грещиноватого, сопутст¬
вующего вертисолям.
Выщелачивание карбонатов не всегда имеет большое зна¬
чение, поскольку карбонаты по отношению ко всей почвенной
массе часто являются не новообразованиями, а включениями.
Таким образом, физико-химические явления и особенности
формирования вертисолей есть следствие основного процес¬
са — смектизации.
Возможность развития слитых автоморфных почв на трап¬
пах (Индия) пока не нашла убедительного подтверждения.
Лишь Laplante (1955) описал черные почвы, близкие к ин¬
дийским, в Камеруне, где они приурочены к свежему элювию
молодых базальтов; аналогичные почвы описаны в Южной
Родезии, как связанные со смектитовым элювием ультраоснос-
ных пород. Однако в этих случаях слитость почв не подтверж¬
дена анализами.
Вертисоли, образующие особый класс, характеризуются
эволюцией профилей от АС или АС через А (В) С или АВ (g) С
к /lfiC(g). Соответственно по характеру и степени они подраз¬
деляются на две группы: а) автоморфные и б) гидроморфные.
В пределах последней Duchaufaur (1968) выделяет типы в
зависимости от климата и рельефа.
Нам представляется, что систематика черных, или темных,
вертисолей должна строиться с учетом их основных свойств:
а) степени слитости (плотности, трещиноватости и структур¬
ности), б) физических свойств (водопроницаемости, влагоем¬
кости' скорости промачивания), в) выщелоченное™ от кар¬
бонатов и перемещения ила (лессиваж), г) содержания пи¬
тательных веществ, обеспечивающих потребности растений.
Меньшее значение имеют почвообразующие и подстилаю¬
263
щие породы, поскольку слитость может быть не связана с
ними. Что касается мощности горизонта А или мощности всей
толщи почв, то в Индии, например, ей придается большое
значение. При мощности вертисолей до 30 см они считаются
малоплодородными.
В настоящее время наиболее обоснованно выделение сле¬
дующих подтипов этих почв:
А. На карбонатных породах: 1) карбонатные, 2) остагочно-
карбонатные, 3) лессивированные железистые, 4) поверхиост-
но-глеевые с латеритным или слитым водоупорным горизон¬
тами.
Б. На бескарбонатных породах: 1) типичные (черные и
серые), 2) лессивированные, 3) глееватые и глеево-желези-
стые.
В Судане (район Бутана) Омар Дахаб предложил сле¬
дующее предварительное разделение вертисолей на подтипы:
1. Аккумулятивные (смектитов 45—60%, Na до 10% от
суммы обменных катионов). Род карбонатные (СаС03>2%).
2. Типичные (смектитов 60—75%, Na от 5 до 10 от суммы
обменных катионов). Род карбонатные (СаС03>2%).
3. Выщелоченные (смектитов 70—80%, Na<5% от суммы
обменных катионов). Род слабокарбонагные (СаС03<2%).
Вероятно, подобные показатели в наибольшей степени
отражают систематические различия этого типа почв.
Эволюция вертисолей многообразна, сложна и почти не
изучена. Основываясь на вышесказанном, можно наметить два
схематических ряда развития этих почв: а) первичный гидро-
морфный, б) вторичный автоморфио-поверхностно-гидроморф-
ный.
Под первичным гидроморфным следует понимать развитие
почв от подводных через надводно-гидроморфные к поверхно-
стно-лессивированным. Этот ряд может быть охарактеризован
четырьмя основными стадиями развития вертисолей (рис. 42),
проявляющихся как на карбонатном, так и бескарбонатном
фоне.
При вторичном автоморфно-поверхностно-гидроморфном
почвообразовании происходит наложение вертисолей на ранее
сформированные почвы, главным образом иод влиянием по¬
верхностного переувлажнения, обусловливающего лессиваж.
В этот ряд мы включаем так называемые тирсификапию и
туаресофикацию как разновидности слитогенеза. Эволюцию
подобных почв в тропических саванных условиях иллюстри¬
рует рис. 43.
Как отмечалось выше, несмотря на неблагоприятные физи¬
ческие свойства вертисоли широко осваиваются во многих
странах под рис, сахарный тростник и другие культуры. При
тщательной обработке, орошении и применении азотных и
260
Рис. 42. Стадии формирования гидроморфных вертнсоле."
(по С. В. Зонну, 1968):
I — гумусово-глеевая, II — глеево-вертисольная, III — типичная вер-
тисоль, IV — лессивированно-вертисольная поверхностно-глеевая. Гори¬
зонты: 1 — гумусово-глеевый, 2 — гумусово-слитой, 3 — то же, поверх-
нсстно-глеевый, 4 — то же, глееватый, 5 — слито-к^рбонатный, 6 —
слито-карбонатно-глеевый, 7 — карбонатный слитой, 8 — глеево-карбс-
натный, 9 — глеевый, 10 — грунтовые воды
фосфорных удобрений на них можно получать высокие и
устойчивые урожаи.
Культивирование трав необходимо в целях улучшения фи¬
зических свойств почв и обогащения их корневыми органиче¬
скими остатками. Возделывание трав следует предусматри¬
вать как в неорошаемых, так и орошаемых севооборотах. Ис¬
пользование слитых почв без орошения малоэффективно, так
как атмосферное увлажнение обеспечивает получение только
одного урожая в год. Освоение почв должно проводиться по
специальным агротехническим системам, включающим глубо¬
кую вспашку, тщательное рыхление, особенно в межполивиые
периоды, способы полива, обеспечивающие боковое, подпиты¬
вание и промачивание почв сверху. Почвы не нуждаются в
химических мелиорациях. Но так как азота и фосфора в них
содержится минимальное количество, то наиболее целесооб-
270
разно вносить азот в аммиачных формах, а фосфор в виде
труднорастворимых соединений (фосфоритная мука).
Рис. 43. Эволюционный ряд раззития слитого горизонта в са ван¬
ных почвах:
, Стадии: / — нормальном почвы, II — начального лессивирования и поверх¬
ностного оглеения, III — образования текстурного горизонта В и усилен»':
поверхностного оглеения, IV лессиважа
При освоении новых площадей и на уже возделываемых
необходимо исключать выжигание остатков трав; кустарников
и деревьев. Огневая очистка приносит больше вреда, чем
пользы. С ее применениехм связаны потери органических остат¬
ков, гумусовых веществ и азота, и, кроме того, при обжиге
может произойти необратимая коагуляция коллоидов.
Малогумусные карбонатно-щелочные почвы
(субаридные и аридные)
Почвы этой группы весьма разнообразны, но для всех них
-характерны следующие диагностические показатели: 1) не¬
значительное гумусонакопление, обусловленное ограниченным
участием в нем высшей растительности и быстротечной мине¬
рализацией ее отмирающих частей; 2) преобладание рассеян¬
но-конкреционной карбонатности в почвенной массе при
неясной и слабовыраженной ее дифференциации по профилю
почвы; 3) контрастный режим почвенных процессов — вымы¬
вание водно-растворимых солей (частично СаС03 в осенне-
зимний относительно влажный период) и восходящее их дви¬
жение в сухой и жаркий летний период; 4) облессованпость
мелкоземистой почвенной массы, проявляющейся при почво¬
образовании на элювиально-делювиальных и аллювиальных
отложениях.
271
Варьирование этих показателей в наибольшей степени
зависит от характера почвообразующих пород. Ими опреде¬
ляются существенные различия в строении профилей и свойст¬
вах формирующихся почв, что характерно -для подтиповых
различий. В качестве групповых и типовых показателей всем
субаридным и аридным почвам присущи низкое содержание
гумуса и высокая карбонатность, маломощный и мало диф¬
ференцированный по гумусу и распределению карбонатов
профиль. На их фоне почвенные горизонты формируются под
определяющим влиянием почвенных животных, различного
рода солевых миграций и отчасти физических изменений поч¬
венной массы в условиях крайне контрастных смен увлажне¬
ния и иссушения, нагревания и охлаждения.
При переходе от субаридных к аридным и экстраарид-
ным условиям гумусонакопление снижается, а карбонатность
увеличивается. Однако в отношении карбонатности сущест¬
вуют и значительные отклонения, обусловленные историей
формирования аридных областей и их возрастом. Не менее
важный диагностический показатель тропической аридно-
сти — усиление бурых и красноватых тонов окраски; особенно
в средних частях профилей. Характерными признаками всех
субаридных почв являются также серые тона окраски; с пере¬
ходом к тропической аридности в почвах усиливается серова¬
то-буроватая или серовато-красноватая окраска, связанная с
некоторой концентрацией на поверхности частиц пленок окнс-
ного железа.
Области пустынного почвообразования занимают обшир¬
ные пространства на всех континентах и приурочены к пере¬
ходам от субтропических сухих к влажным тропическим обла¬
стям. Только в Северном полушарии они находятся между 15
и 45° с. ш. и образуют северный субтропический ксеротермаль-
ный пояс, занимающий 38% суши (И. П. Герасимов, 1945).
Обширные площади таких почв распространены в Южном по¬
лушарии — в Австралии, Южной Америке и Южной Африке,
где они приурочены к аридным частям тропического пояса.
Степень изученности почвенного покрова этих территорий
очень мала, а для отдельных регионов вообще нет сколько-
нибудь достоверных данных. Понятия «субаридность» и
«аридность» не имеют строгих критериев. Они относительны
и обусловливаются конкретными их проявлениями в тех или
иных странах. Так, например, в Советском Союзе известным
эталоном пустынных условий почвообразования является
Средняя Азия с ее жарким, сухим климатом, годовым атмос¬
ферным увлажнением в пределах 150—360 мм. Французские
почвоведы (Меньен, 1965 и др.) считают, что по сравнению с
Сахарой, принимаемой ими за эталон пустынности, средне¬
азиатские ландшафты относятся к сухосгепным.
272
Тем не менее сероземообразование признается продуктом
субаридных субтропических условий. В таком понимании
сероземообразование вошло в мировую литературу, и серо¬
земные почвы стали выделяться в качестве одного из основных
типов субаридных, а нередко и аридных областей. Они выде¬
лены в США, Австралии, Иране, Китае, Северной Африке,
Юго-Восточной Азии. Однако не везде сероземы отвечают
установленным в СССР диагностическим показателям этого
типа. Ниже приводятся сведения только о наиболее изученных
почвах этих регионов с характерными признаками и свойства¬
ми, не осложненными процессами засоления — рассоления и
гидроморфизма. К почвам, в которых эти процессы не выра¬
жены или имеют подчиненное значение, относятся: сероземы
субаридных областей, бурые почвы тропических саванн, серые
(бурые) аридные и песчаные аридные почвы.
Сероземы субаридных областей
Области сероземообразования по режиму тепла и атмо¬
сферному увлажнению стоят ближе к красно-бурым пустын¬
ным, чем к бурым пустынно-степным почвам суббореального
пояса (рис. 44).
По А. Н. Розанову (1951), среднегодовая температура в
типичной сероземной области изменяется в пределах 9,3—
16,5°С, среднегодовое количество осадков колеблется от 130
Рис. 44. Температура воздуха (/, 2. J) и
среднемесячные суммы осадков (4, 5, 6)
соответственно в зонай бурых пустынно-
степных почв, сероземов и красно-бурых
пустынных почв
18 Зак. 1542
273
до 353 мм. Основная их масса выпадает в зимне-весенний пе¬
риод, летом осадков почти нет. . .
.Растительность, под которой формируются сероземные
почвы, многие исследователи относят х эфемерной — низко-
травно-полусаванной, связанной со средиземноморской об¬
ластью, не регрессировавшей вследствие изоляции от прежних
африканских центров (М. Г. Попов, 1927 и др.). Формирование
сероземов происходит преимущественно на мелкоземистых,
типа лёссивидных суглинков породах. Значительно реже серо-
земообразование осуществляется на элювиях коренных пород.
Сероземы имеют довольно ясное обособление генетических
горизонтов: по цвету, сложению и формам выделения карбо¬
натов.
Гумусообразование в типичных сероземах связано с коли¬
чеством органических остатков. По А. Н. Розанову (1951),
количество надземных органических остатков колеблется в
пределах 0,5—1,5 т/га, а подземных (корневых) — 15—
21,4 т/га. Суммарное поступление*равно 16—22,4 т/га. Запасы
гумуса в сероземах низкие и составляют в 50-сантиметровой
толще от 40 до 59 т/га, а во всем гумусовом профиле — От 62
до 107 т/га. Содержание гумуса в светлых типичных серозе¬
мах не превышает 2—2,5% в горизонте А и постепенно умень¬
шается с глубиной. Проникновение гумусовых веществ дости¬
гает глубины 80—100 см (табл. 46), что коррелирует с
глубиной интенсивного промачивания сероземов.
T а б л и ц а 46
Некоторые свойства сероземов (С. В. Зонн, 1974)
Глубина,
см
О
см
X
ее
X
О.
Гумус
1
N
1
C:N
Об
КЗ
S
S
>>
о
менные катионы,
мг-экв/100 г
% от суммы
Су* ой
остаток,
%
%
Са24'
!
Mg2-b
К+
NaH
0—10
8,1
2,23
0 14
8
8,11
84
10
6
нет
0,158
12—22
8,4
1,00
0,007
9
7,20
76
17
7
„
не опред.
30—40
8,4
0,52
не опред.
6,12
58
27
12
3
0,84
50—60
8.5
0,48
«
5,18
68
18
12
.2
0,424
70—80
8,3
0,31
«
4,74
75
19
4
2
не опред.
100—110
8,2
0,22
ч<
5,08
49
46
3
2
0 140
150—160
8,7
нет
4,94
35
55
6
4
не опред.
Почвы относительно обогащены азотом, на что указывают
узкие отношения C:N (8—9). Тем не менее сельскохозяйст¬
венные культуры, культивируемые на осваиваемых при ороше¬
нии почвах, больше всего нуждаются в азоте. Низкое содержа¬
ние гумуса коррелирует с особенностями гранулометрического
274
состава почв. В них преобладают фракции размером от
0,25 до 0,01 мм, что снижает адсорбционную способность почс
не только в отношении катионов, но и гумусовых веществ. В
распределении фракции <0,001 мм заметно слабое увеличе¬
ние ее до глубины 50—60 см, т. е. до горизонта с повышенным
количеством карбонатов.
Более детальное изучение распределения по профилю
частиц размером <0,001 мм и <0,002 мм позволило А. Н. Ро¬
занову (1951) утверждать, что увеличение ила и коллоидов дс
глубины 60 см обусловлено метаморфическим оглинением.
Однако Н. Г. Минашина (1966) считает, что подобное повы¬
шение ила характеризует остаточные горизонты палеойочв,
погребенных под более «молодыми» отложениями.
Одним из главных диагностических показателей типичных
сероземов является высокая карбонатность. Количество кар¬
бонатов в сероземах увеличивается с глубиной, указывая на
некоторое их перемещение под влиянием осенне-зимних нисхо¬
дящих токов влаги. В составе карбонатов преобладает СаС03.
По А. Н. Розанову, карбонатные конкреции имеют следую¬
щий химический состав в % на абсолютно сухое вещество:
Si02 — 28,41; Fe203 — 8,25; СаО — 32,50; MgO-— 1,20;
С02 — 25,22. Наличие в конкрециях Si02 может указывать на
вторичное образование конкреций в результате выпадения из
передвигающихся почвенных растворов не только CaCO?, но
и Si02 и Fe203.
Валовой состав (табл. 47) показывает однородность и
устойчивость минеральной массы сероземов. В них нет элю¬
виального передвижения отдельных окислов и явно преобла¬
дает силикатный MgO над СаО, особенно в коллоидной фрак¬
ции. Кроме того, в последней существенно увеличивается со¬
держание Na20. Определений А. Н. Розанова показали, ч^о в
сероземах преобладают Mg—Na-смектиты, слюды и неболь¬
шое количество каолинита и кварца.
Наконец, сероземы обладают сравнительно небольшой сум¬
мой обменных катионов, снижающейся с глубиной, что ука¬
зывает на роль Гумусовых веществ в некотором увеличении
обменных катионов в верхних горизонтах. В составе обменных
оснований преобладает Са; роль обменных К и Na ничтожна.
Сероземы представляют обширную группу почв, включаю¬
щую несколько типов, главными из которых являются: I) пу¬
стынные сероземы с подтипами: такыровидиые, гипсоносные,
кыровые; 2) сероземы с подтипами: северные, типичные, сслон-
чаковатые, солонцеватые, орошаемые; 3) сероземно-луговые
почвы с подтипами: аллювиально-луговые, дельтово-луговые,
газовые луговые и орошаемые. , .
Пустынные сероземы выделяются преимущественно лег¬
ким, песчанистым гранулометрическим составом и используют-
275
1
td
rf
s
*5
AO
■vi
s
о
&
О
« 5
ss
'О s
pi
n O —
<D t- t
vo o «
«# г §
*«i
° о
w^Q,
I 5*
п о
У 4>
Si<
«8*
ffi io>
о о
ч ав
at н
GQ Св
Я
О
ю
&
и;
о
а>
я©
а>
Я
* «
а. я
ts я
•=? <и
>> a
* о
<и а-
ч н
О о
пиО
9 о?
слдц
s>S
со <
О
то
О
ся
*
о
ЪА
S'
. о
<я
U
О
о»
а
О
<м
<
о
сч
а>
U-,
О
сл
О
и
X К о-
сх, с; ж
<u s я s
^ « я
о 4 О Я
С—4 ^ Л
^хо
о
С
rj'
О О О o' о* оо
СО СО СО CQ СО СЧ
—^'-о 00 00 г-г-
&> 00 00 00 оо 05
N О о ^ ОС ос
СО СЧ to <чг «3*
Tf CO СЧ V- — ^
Noo_ai^«
<N см'оГciСЧ.СЧ
юо oo
СЧ СЧ СЧ~СЧ~ СчГ —«
00 00 CO СЧ СО г
-(Nfs., -
— о* ~ — ■
са о> оо ^ ^ со
о* о о~ о о сГ
СЧ (М О О 00 00
-н ^ СО СО ^ СО
*
S .
сч
о
о
o'
V
К
xs
*
' 05 СП 05 Г-- ОС ГО
0„ О СЧ О. LC
CO* CD CCf со СО" СО
^ сч I"- оо
CD CD СЧ CD
о сгГ оГ оГ о
CP СО CD CD
СО Г4 ^ О
оо
СО ^ °0 05 аГ О
со со ^ со 05
сч о Г- 05 05
о о о
о
О СЧ О О О 1—•
—■ СЧ ^ СО ОО —1
СО СО СО СО СО СМ •& ~
к
са
X
9
о
*3
ч
о
со
со"
со
сч
О.
^ .
CD
Г'-
05
h-
СО
СО
00
05
сч'
сч
00
СО
г-
СП
о
о
о
о
Г"-
о
ю
о
* о
ю
со
_Г
05
сч
00
г—
try
иО
о"
o'
СО
05
со"
с-Г
ю
L.T
*=(
си
а>
Он •
X
с
о
со
1
05
ол
05
1Л
о
О
со
TJ*
1
т
1
о
1
о
СО
ю
276
ся как естественные пастбища. Освоение их под сельскохозяй
ственные культуры возможно только при орошении (преиму¬
щественно малыми поливными нормами). При освоении
песчанистых разновидностей вероятна дефляция. Почвы нуж¬
даются в азотных и фосфорных удобрениях, пригодны при
орошении под хлопчатник, бахчевые, овощные и другие
культуры.
Сероземы типичные имеют благоприятные физические
свойства, легко обрабатываются и в них присутствуют все
элементы, за исключением азота и фосфора, что ойределяет
возможность возделывания на них самых разнообразных
однолетних и многолетних сельскохозяйственных культур при
орошении. Наиболее пригодны почвы для выращивания хлоп¬
чатника, виноградной лозы, зерновых и разнообразных плодо¬
вых культур. Сероземные почвы нуждаются в азоте и фосфоре.
Последней в этих почвах в больших количествах связан с
Са (апатитовые формы), чем определяется зафлсфачивание
сероземных почв. Только на темных сероземах возможно воз¬
делывание зерновых без орошения (богарное земледелие).
Сероземно-луговые почвы так же, как и сероземы, пригод¬
ны для использования под самые разнообразные культуры.
Они более подвержены вторичному засолению.
Бурые субаридные почвы тропических саванн
' Бурые субаридные тропические почвы, выделенные Меш ¬
еном (1965) в Западной Африке, развиваются в районах
между изогиетами осадков от 200 мм на севере до 500 мм .на
юге. К югу они переходят в тропические ферраллитные почвы,
а к северу сменяются серыми аридными. Почвы подразде¬
ляются на две грвуппы: бурые и красно-бурые.
Красно-бурые почвы развиваются в районах между изогие¬
тами 500—350 мм преимущественно на кислых рыхлых поро¬
дах, в условиях хорошего дренажа. На всех остальных породах
и севернее изогиеты 350 мм формируются бурые почвы,
различного гранулометрического состава. Меньен указываем
что бурые почвы, развивающиеся на древних красноцветных
образованиях, не должны смешиваться с краейо-бурымн поч¬
вами, в которых цвет является результатом современного поч¬
вообразования. Относя бурые субаридные почвы к почвам
«стопного» типа, Меньен считает, что о_н»и являются более
«старыми», расположенными на древних поверхностях.
В связи с этим возникает вопрос *о времени образования
карбонатов. Являются ли они остаточными или их образование
вторичное, обусловленное усилением аридности за последние
2—3 тыс. лет? Меньен указывает, что за это время атмосфер¬
ное увлажнение снизилось на 200 мм. Поэтому распространс-
27?
ние здесь почв с латеритными панцирями является свидетель¬
ством прошлого почвообразования. Эти почвы сильно размыты
и переработаны ветром, и на них развиваются молодые почвы
с явлениями временного гидроморфизма.
Формируются почвы в типично тропическом климате. Ре¬
жим его характеризуется весьма коротким дождливым и
длительным сухим сезоном. Среднегодовые температуры
составляют 27—28°С с максимумом в апреле—мае. Влажность
воздуха в сухой сезон крайне низкая. Растительность пред¬
ставляет собой сочетание акациевых редкостойных кустарни¬
ков с колючекустарниковыми формациями со злаковым назем¬
ным покровом. Растительность часто страдает от огня или от
выпаса скота. Обогащение почв гумусом происходит преиму¬
щественно за счет корневых остатков. Меньен полагает, что
в образовании гумуса роль микробной флоры значительна и
развитие ее отдельных групп связано с различными уровнями
увлажнения почв.
В описываемых почвах наиболее ярко выражены следую¬
щие элементарные почвенные процессы: гумусонакопление (по
Меньену — остепнёние), карбонизация* ферритизация, неосин¬
тез глин и лессиваж.
Гумусонакопление в среде' от нейтральной до сильнощелоч¬
ной характеризуется образованием коллоидных органических
комплексов, достаточно устойчивых против микробною воз¬
действия. Эти комплексы представлены смесью серых гумино¬
вых кислот (богатых азотом и сильно коагулированных), и
бурых гуминовых кислот (бедных азотом), непрочно связан¬
ных с минеральными коллоидами. Количество этих веществ
изменяется в зависимости от pH, содержания кальция и
гидроморфности почв. Роль карбонатов Са в типологии бурых
почв отмечалась выше.
Феррсиаллитизация связана с изменением режима увлаж¬
нения. При усилении увлажнения окислы железа перераспре ¬
деляются, особенно в среде, богатой кислородом. Однако
вследствие водного дефицита отмечается лишь незначительная
циркуляция железа: в бурых почвах — слабое подтягивание,
в красно-бурых — лессивирование (выщелачивание).
Неосинтез глин сопровождается накоплением смеси каоли¬
нита, иллита и смектита. В короткие периоды увлажнения
происходит четкая дифференциация глинообразования.
Лессивирование некоторых соединений, несмотря на крат¬
ковременность просачивания воды, все же происходит, но без
выноса их за пределы почвенного профиля. Таким путем воз¬
никают карбонатные горизонты и частично перемещается
железо. Опесчанивание верхних горизонтов объясняется
плоскостным смывом.
Бурые почвы, по Меньену, имеют небольшую мощность
278
профиля (менее 100 см) типа Л С, темную, с бурыми оттенка¬
ми окраску. Мощность горизонта А составляет несколько
сантиметров; структура его слегка листоватая, глубже пере¬
ходит в зернистую и призмовидную. Обычно с глубины 30 см
появляется СаС03; гумуса не более 1%. Отношение С : N рав¬
но 8. Несиликатное железо составляет до 70-^-75% от валового.
Почвенные растворы Ъбладают высокой буферностью: среда —
от нейтральной до щелочной. Карбонатность почв выше у
подножия склонов, чем на водоразделах, что может быть
обусловлено транзитом Са(НС03)2 боковыми токами влаги.
Песчаные почвы менее кароонатны, чем глинистые. По пони¬
жениям часто наблюдается переход бурых почв в темные
слитые.
Красно-бурые почвы являются более мощными (до 2 м).
В них гумусовый горизонт имеет мощность не менее 50 см,
серо-бурого или бурого цвета; горизонт ВС — ярко-бурого,
мощность его более 100 см. Слаболистоватая структура верх¬
него горизонта с глубиной плохо выражена и неустойчива.
Почвы содержат несиликатного железа до 80—85% от вало¬
вого. Отношение С : N равно 9. Обменные основания частично
вымыты. Буферность почвенных растворов нередко слабая;
реакция среды — от нейтральной до слабокислой. Несмотря
на скудность характеристики бурых и красно-бурых почв, все
же можно предполагать, что они имеют сиаллитный или ферр-
сиаллитный состав минеральной части. Бурые и красно-бурые
почвы используются как пастбища; при орошении на них
возможно возделывание различных сельскохозяйственных
культур. . '
Бурые почвы тропических саванн
Близки к вышеописанным и бурые тропические субаридные
почвы подгорных равнин Аравийского полуострова, в частно¬
сти подгорной равнины Тихама (Л. Р. Асмаев, 1965). Здесь
на высотах от 200 до 400 м над уровнем моря развита тропи¬
ческая полупустыня с атмосферным увлажнением 300—350 мм
в год. До 90% осадков выпадает летом (май—сентябрь); сред¬
негодовая температура — 30°С; средняя температура лета—
33,2°С, зимы — 26°С.
Растительность представлена колючекустарниковыми за¬
рослями, травяной покров изрежен. Почвы имеют однородный
слабо дифференцированный профиль, состоящий из светло-
бурого горизонта А (30 см), сильно распыленного, с мелко¬
комковато-пылеватой структурой. Мощность горизонта В
обычно от 50 до 100 см; темно-бурая окраска его более интен¬
сивная, он более плотный, с тонкими прожилками мицелия
карбонатов и комковато-ореховатой структурой. Почвы раз-
279
вши на рыхлых пролювиальных отложениях большей частью
основных вулканических пород (базальтов) вскипают с по¬
верхности.
Таблица 48
Валовой химический состав бурых почв тропической полупустыни
(J1. Р. Асмаев, 1965)
Горизонты и глубины, см
Показатели, %
А 0—10 |
i
! В 35—45
!
В 50—60
В 83—90
ВС 110—
130
Фракция
<0,001 мм
12,59
25,64
21,64
13,85
23,03
- Гумус
0,87
1,04
0,66
0,С9 !
| 0,53
СС>2 карбонатов
1,04
1,57
1,48
2,17
0,70 ,
Si02
63,36
59,90
63,48
58,73
. 64,13
А1203
15,74
17,43
15,55
17,38
17,15
MgO
3,74
4,25
3,70
4,10
3,43 .
Fe203
9,14
10,21
8,98
10,41
8,64
Na20
1,08
0,80
0,72
0,74
1,06
К20
0,72
0,43
0.52
0,43 !
0,94
Si02 • А1203,
6,8
5,9 •
G.9
5.7
6,3
Почвы имеют сиаллитный состав (табл. 48) минеральной
части, слабо гумусированы (0,5—1%) с постепенным умень¬
шением гумуса с глубиной, сильнощелочную реакцию
(pH 8,6—8,9), слабую карбонатность всего профиля с повы¬
шением содержания С02 в нижней части горизонта В\ значи¬
тельное содержание поглощенных оснований с максимумом их
в верхней части горизонта В и преобладанием среди них об¬
менных Са и Mg; намечающееся накопление А120з в горизон¬
те В и увеличение в нем илистых частиц на фоне преоблада¬
ния во всем профиле мелкого песка и крупной пыли.
Микроморфологическое изучение также показало образо¬
вание ила в горизонте В и его слабую подвижность. Среди
глинистых минералов преобладают иллит, в небольшом коли¬
честве галлаузит и вермикулит. В сухой зимний период воз¬
можно происходит подтягивание карбонатов к поверхности и
выделение их в виде псевдомицелия. Почвы в значительной
степени распаханы и используются под различные сельскохо¬
зяйственные культуры при орошении.
Серые (серо-бурые) аридные почвы
Серые или серо-бурые аридные почвы в своем образовании
связаны с наиболее сухим и жарким сахельским и сахарским
климатами. Они развиты как в Северной (Египет, Ливия),так
и в. Центральной Африке (Судан, Чад, Сомали, Мали и др.) ,
280
В областях их распространения летние температуры дости¬
гают 40—45°С, а максимальные зимн»ие доходят до 30° и выше.
Годовые осадки '(в зависимости от регионов) колеблются от
250 до 90 мм и меньше. Из них около 90—95% выпадает в
октябре—апреле. Летом осадков почти не бывает. Среднего¬
довая температура в районах распространения серых почв в
Ливии составляет около 19,2°С, максимальная — 25,2, мини¬
мальная — 13,2°С. Редко в феврале температура снижается
до 0°С. Растительность преимущественно эфемерно-травяни-
стая. Иногда' встречаются фиговые и оливковые деревья.
Подобные почвы не имеют сходства с бурыми полупустын-
ми почвами СССР и бурыми почвами субаридных саванн. Мы
считаем более целесообразным сохранить за ними название
серых или серо-бурых почв тропических и субтропических
полупустынь и пустынь.
Все почвы этого типа характеризуются легкосуглинистым
и супесчаным гранулометрическим составом. В них преобла¬
дает фракция песка. В песчанисто-суглинистых почвах отме¬
чается ясный вынос фракции <0,002 мм на глубину до 80 см.
В супесчаных почвах это явление не выражено.
Почвы имеют сильнощелочную реакцию (pH 8,4—8,9). В
суглинистых почвах ясно выражены растворение и вынос
части СаС03 из верхних в нижние горизонты. В супесчаных
почвах отмечается некоторое увеличение содержания СаС03
в горизонте Л, что, вероятно, связано с золовым привносом
карбонатов. Содержание гумуса в горизонте А не выше 0,5%’
и постепенно уменьшается с глубиной. Такое слабое накопле¬
ние гумуса обусловлено высокой минерализацией органиче¬
ских остатков.
в Содержание подвижной Р2О5 небольшое — в пределах 3—
5 мг/100 г, а К2.О высокое — 20—25 мг/100 г почвы. Емкость
обмена, как и содержание обменных Ca + Mg, зависит от рас¬
пределения частиц <0,002 мм. В суглинистой почве количество
их несколько увеличивается с глубиной, в супесчаной, наобо¬
рот, уменьшается. Обращает внимание относительно высокое
содержание обменного К в суглинистой почве и повышение
в ней на глубине 130—150 см количества обменного Na, что
может указывать на некоторое засолеине почв в глубоких
слоях. Почвы обладают достаточно благоприятными физиче¬
скими свойствами и поэтому рекомендуются для освоения при
орошении местными слабоминерализоваиными водами.
Сельскохозяйственные'качества подобных почв могут рас¬
цениваться достаточно высоко при обеспечении их ороситель¬
ными водами. Без орошения эти почвы используются как
кратковременные сезонные пастбища. При орошении почвы
могут осваиваться под зерновые, овощные, цитрусовые и дру¬
28 \
гие культуры, но при этом следует контролировать степень их
засоления.
Почвы песчаных пустынь
Почвенные пустыни субтропического и тропического поя¬
сов занимают до 30% поверхности суши. Они формируются в
широком диапазоне климатических условий. Очень важным
климатическим показателем в таких районах служит ветровой
режим. С ним связана не только сепарация мелкозема —
выдувание ила и накопление песчаных фракций, но и динами¬
ка форм рельефа, обусловленная интенсивным переносом
(перевеванием) песчаного материала, с образованием специ¬
фических форм рельефа — дюн, барханов, гряд, котловин
выдувания и др.
Сухость воздуха, частые ветры, высокие температуры воз
духа и поверхностей пустынных образований обусловливают в
течение всего года высокую испаряемость, достигающую 2—
3 мм в год. Практически эти величины составляют дефицкт
влаги, необходимый для жизни растений и животных.
Подобные экстремальные условия не способствуют нор¬
мальному развитию почв. На это указывает, например, содер¬
жание гумуса, не превышающее 0,5—0,2%, т. е. величин,
лежащих в пределах точности метода определения. Однако но
традиции подобные образования принято относить к почвам.
Иногда это мотивируется тем, что в'таких образованиях про¬
исходит перераспределение карбонатов Са и гипса. Следует
полагать, что в напряженных гидротермических условиях
передвижение указанных солей может происходить под влия¬
нием физических, а также геологических процессов. Поэтому
поверхностные толщи в пустынях целесообразней рассматри¬
вать как геохимические образования, возникающие в резуль¬
тате физических, физико-химических и современных геологи¬
ческих процессов (эрозия, дефляция). Такими главнейшими
пустынными образованиями являются: «эрг» — песчаная пу¬
стыня с волнистой цоверхностью барханов, гряд и понижений
между ними; «рег» — плоская песчаная пустыня (Сахара) с
уклонами не более 0,002; «хаммада» — плоская каменистая
пустыня; «шот» — солевые выделения, приуроченные к плос¬
ким понижениям или высохшим озерным котловинам.
Песчаные пустыни «эрг» и «рег» сложены крупнозерни¬
стыми песками с преобладанием в их составе частиц размером
от J до 0,05 мм. Для поверхностных толщ в пустынях Сахар'а
и Тар (табл. 49) характерны следующие показатели: преоб¬
ладание частиц размером от 1 до 0,05 мм, щелочная реакция
(pH 7,7—8,3); незначительное содержание гумуса, несколько
увеличивающееся с глубиной в случаях подстилания песков
более тяжелыми породами (пустыня Тар); незначительная
емкость поглощения; большое содержание подвижного К2О и
282
CD
О
lO
CO~
a
CDa>
I
Ю LO I
<1) O- 5
X e
LO^ Ю CD
ГО CO* CO
Ю Tf CO
CO LO oo
1П CO CD
«=(
<L) <V
ac a. ^
ст>
с
о
о
аз '
X
1 0,60 I
0,08
не
опред.
о
00
со
—« 05
CQ
оо"
«И-
и
со
— СО^
СО
О.-
со
см"
' СО
X
СО
и
a>
CD
о
о
го
CQ
d
О
°o ~
со со —Г
О 00 00 Э0
OlON^
O' —Г —Г —Г
СМ СО О СО
— <М ^ CD
о" о~ О* о'
ОО 00 оо"
*^СП - СМ
<N<N I 05
CD 00 00
<U 2
* §■*
О
СО
a.
00
СО
Oi
ГС
со
Ч
*=С
к
cu
О
s
PQ
си
се
Н
I
CQ
Ри
_Ч
г-
__
00
см
00
со"
СО
00
55 a> S'
'Я X cl *
о с
о
со
о'
о
о"
о
СМ 05
СО^СМ т*
со
CM
см"
Ю 00
СО ——Г
см
00
СО СО
^ СО Ln CV,
г-
t^.
Г--
со
оо
CD Ю
СП csf
Ю Ю
р_ о см
со' —' со
О^сО^О^сО
1П
со со см
N(NS .
00 СчГ I
со
of
о
of
in
*
о о
о
Ю
oo
о о — 00
о
ю
1
со m
1 I
1 ю 1 <•—'
1 1 1 1
т
т
1
in
о о
1111
— о о о
1
о
1
о
CM ^
ю
см
со
283
отсутствие подвижной Р2О5. Пески Сахары бескарбонатные , а
пустыни Тар — слабокарбонатные.
Существенно отличным строением и составом характери¬
зуются почвенно-геохимические образования субтропической
пустыни Калахари в Южной Африке. По Van-der-Merwe
(1940), пустынные почвы представлены эдесь двумя_подгрун-
■пами: песчаными на суглинках и песчаными на гранитах и
гнейсах. Формируются они при .годовых осадках от 397 до
140 мм под трансваальским бушем — травянистой раститель¬
ностью с редкой акацией. Эоловая толща песков подстилается
карбонатными суглинками или продуктами выветривания
гранитов и гнейсов. Профили в таких образованиях развиты
весьма слабо. Для минеральной песчаной массы характерна
красно-бурая окраска.
Крупнопесчано-супесчаные толщи, залегающие на карбо¬
натных суглинках, бескарбонатные, с нейтральной реакцией
(pH 7,0—7,4) и содержанием гумуса не более 0,3%. Их
бескарбонатность, скорее всего, может быть связана с прив-
носом бескарбонатного материала. На продуктах выветрива¬
ния гранитов и гнейсов эоловая толща крупнозернистых пес¬
ков достигает мощности 200—250 см.. Она содержит не более
8,7—9,3% ила. Вся толща слабо карбонатна (0,1—0,5% CQ2),
имеет щелочную реакцию, особенно в нижних горизонтах
(pH 9,2—9,3); гумуса практически нет. Отмеченные различия
обусловливаются не только условиями отложения песчаных
эоловых наносов, но и химическим составом этих наносов и
выделенных из них коллоидов.
В песчаной почве на суглинках верхняя толща (мощностью
до 140 см) ясно кварцевая, с заметным перераспределением
Fe203 и А1203. В этой толще Fe203 и АЬ03 присутствует зиа^
чительно больше, чем в нижней, которая выделяется высоким
содержанием СаО и MgO. Кроме того, молекулярные отноше¬
ния в верхней толще указывают на близость ее к аллитному
составу, в то время как карбонатные суглинки имеют ясно
сиаллитный состав.
Почвы на гранитах и гнейсах характеризуются однород¬
ным составом. Анализы подчеркивают слабую выветрелость
первичных минералов, слагающих песчаных почвы. Это особен¬
но отражают величины К2О; в почве и коллоидах они близки,
что характерно для слабовыветрелых первичных калийных по¬
левых шпатов. Коллоиды, судя по резкому увеличению MgO.
содержат смектит. Обращает внимание увеличение Fe20:, в
коллоидах из самого верхнего слоя, что, вероятно, характерно
для пустынь. Наконец, эти почвенные образования отличаются
типичным сиаллитным составом минеральной части. Этому
способствует большая сухость районов распространения по¬
добных образований (140 мм годовых осадков).
284
В целом для пустынных почвенных образований субтропи¬
ков и тропиков наиболее . характерны следующие черты:
1) почвенные профили неразвиты, что обусловлено «моло¬
достью» или постоянным обновлением под влиянием дефляций
и водной эрозии; 2) почвы имеют крупнонесчаный грануломет¬
рический состав, как следствие эоловой сепарации; 3) песча¬
ные толщи связаны и не связаны с породами, на которых оьи
залегают (эолово-перенесенные); 4) песчаные образования
малогумусные, карбонатные и бескарбонатные; 5) для них
характерна не только сильнощелочная, но и нейтральная реак¬
ция; 6) лесчаные образования сиаллитного состава, но встре¬
чаются и кварцево-аллитные, что связано с эоловым накопле¬
нием илистого материала из почв аллигного состава.
До недавнего времени пустыни считались недоступными и
непригодными для освоения. С развитием науки и техники по¬
ложение резко изменилось. По грубым подсчетам в пустынях
возможно освоить до 80 млн. га площадей' различных почв.
Во всех случаях при освоении пустынных почв с орошением
возникают две проблемы: первая — повышение плодородия
песчаных и других почв путем внесения органических и мине¬
ральных удобрений; вторая — борьба со вторичными засоле¬
нием и загипсовыванием почв.
Сложность проблемы повышения плодородия песчаных
почв связана с их высокой водопроницаемостью, малой влаго-
емкостью и незначительной емкостью поглощения. Поэтому
на таких почвах эффективность удобрений незначительна и
ее повышение связано с увеличением глинистости. Вторая
проблема требует постоянного контроля за динамикой солей
в почвах в целях своевременного применения промывок и
создания дренажа.
Образование гипсовых горизонтов, по Дюшофуру, может
наступать через 10—15 лет после начала орошения. Поэтому
разработке мер по предупреждению образования гипсовых
горизонтов и кор также необходимо уделять большое внима¬
ние. Кроме того, местами может происходить содообразова-
ние и содонакопление.
Г л а в а XVI
АЛЛИТНЫЕ (ФЕРРАЛЛИТНЫЕ) ПОЧВЫ
В^класс. аллитных объединены все субтропические и тро¬
пические почвы, в минеральной части которых происходит
накопление РегОз, А1г03 и в меньшей степени ЭЮг. К ним
также относятся красные и красно-бурые почвы тропических
285
лесов и саванн. Помимо цвета для этих почв характерны сле¬
дующие диагностические признаки: 1) преобладание свобод¬
ных органических кислот; 2) почти полное отсутствие щелоч¬
ных и щелочно-земельных оснований и значительной части
Si02, входивших в состав силикатов во всей толще, затрону¬
той выветриванием и почвообразованием; 3) молекулярные
отношения SiC>2: AI2O3 в почвах и их илистой части <2—2,5;
4) преобладание каолинита, гиббсита, гетита, а также свобод¬
ных Fe203 и А12Од.
Относя почвы с перечисленными диагностическими приз¬
наками и свойствами к аллитным, мы следуем широкой трак¬
товке этого понятия, сформулированного Б. Б. Полыновым
(1956) применительно к корам выветривания.
Известно, что почвы влажных субтропиков и преобла¬
дающая часть тропических почв наследуют и отражают состав
и свойства кор выветривания. Поэтому номенклатура этих
почв должна в первую очередь отражать состав и свойства
продуктов выветривания пород, на которых они развиваются.
Выше при рассмотрении кор выветривания были установлены
критерии для подразделения их на подтииы. Эти же критерии
использованы и для выделения групп аллитных и ферраллит¬
ных красных тропических почв. Принятая номенклатура
близка к французской (Aubert, 1962; Duchaufour, 1964, 1965
и др.). Как известно, все эти почвы в французской класси¬
фикации относятся к ферраллитным, слабоферраллитным и
ферритным.
Генезис выделяемых французскими почвоведами Sol fer-
rugineux tropicaux неясен. К ним Дюшофур (1965) относит
красные тропические почвы с преобладанием накопления Fe,
отсутствием пестрой или пятнистой зоны (Zone laehete),
с железистыми кирасами. Они приурочены к суданской и
сахельской климатическим зонам Африки с характерными для
них аридными саваннами или псевдостепями (Trochain, 1955).
Подобные почвы выделены нами в класс желтых кварцево-
аллитных,-в группу желтых псевдоподзол истых. В особый
класс — ферритных вьГделены почвы, развивающиеся на
серпентинитах и им подобных породах, характеризующиеся
преимущественно железистым составом и отсутствием ки-
расообразования.
Таким образом, все красные почвы влажных субтропи¬
ков и тропиков мы разделяем на два больших класса: аллит-
ный и ферритный. В свою очередь почвы аллитного класса
подразделяются на две группы: собственно аллитные и
и ферраллитные.
286
Некоторые спорные вопросы генезиса
и номенклатура почв
Почвы, отнесенные в группу аллитных, в литературе
широко известны как латериты, латеритные почвы, латосоли,
красные (Soils rouges, Red soils) или красноземы и др.
Термин «латеритные почвы» возник как производный от
понятия «латерит» и использован В. В. Докучаевым в его
первой классификации почв (1883). В последнее время тер¬
мины «латерит», «латеритные почвы» применялись в самых
различных смыслах, и поэтому во многих странах появились
возражения против их употребления. Меньен (Maignien,
1966), обобщив существующие представления о латеритах и
латеритообразовании, пришел к выводу, что термин «лате¬
рит» в настоящее время приобрел столь неясный смысл, что
потерял всякое значение для почвоведения. Поэтому, как
указывалось ранее, целесообразно возвратиться к суженной
трактовке понятия «латерит» и применять его не к почвам, а
к новообразованиям железа в почвенной толще. Эти новооб¬
разования состоят из кварцево-железистых конкреций, лате¬
ритных панцирей, блоков или кирас. Такие образования могут
быть как древними, так и современными/
Почвы субтропиков и тропиков бывают с латеритными
образованиями и без них. Кроме того, генетической связи
между латеритными почвами и латеритами нет. В равной
мере не все красные почвы имеют признаки и свойства
латеритных. Точных диагностических критериев для строгого
разграничения латеритных и красноземных почв нет.
Наиболее четко латеритизацию, как процесс избирательно¬
го выщелачивания из почвы кремнезема, определил Ричардс
(1961). Этому процессу он противопоставил процесс оподзо-
ливания (podzolization) с характерным для него вымыва¬
нием полуторных окислов алюминия и железа и относитель¬
ным накоплением кремнезема. Однако такие различия слиш¬
ком общие и не .соответствуют современным представлениям о
сущности этих процессов. Далее, Ричардс справедливо ука¬
зывает, что латерит — скорее составная часть определенного
горизонта в некоторых тропических почвах, чем почва сама
по себе.
Если принимать за диагностический критерий аллитиза-
ции или латеритизации молекулярные отношения Si02: R2O3 и
$Юг: А1203 с величинами <2 по илистой фракции, то боль¬
шинство красных почв, включая и красноземы . субтропиков,
следует признать латеритными. Поэтому цвет не может быть
сколько-нибудь надежным диагностическим признаком для
разделения красных почв на субтропические и тропические
типы или подтипы.
2*7
Со времен В. В. Докучаева в русской и советской литера¬
туре к латеритным почвам относились всё красные почвы
влажных субтропиков и тропиков. Лишь позднее К. Д. Глин¬
ка ввел для красных субтропических почв‘^Западной Грузии
термин «краснозем». В дальнейшем этот термин был принят
в Австралии и некоторых других странах.
Еще менее ясен термин и понятие «латосоль», введенный
Келлогом для обозначения красных тропических латерит-,
ных почв. Для них также не дано строгих диагностических
показателей. Вследствие этого к латосолям относят красные
почвы с самым различным составом и свойствами минераль¬
ной и органической частей. В новой американской классифи¬
кации все красные тропические и субтропические почвы выде¬
лены в группу Oxisoils. В английской литературе такие поч¬
вы часто называют охросолями (Ochrosoils).
Краткий обзор показывает, что единства в толковании этих
терминов нет. Тем не менее в ряде национальных европей¬
ских школ почвоведения наметилась тенденция применять
номенклатуру, отражающую в первую очередь состав мине¬
ральной части почвы, а затем изменение состава и свойств
ее, обусловленных наложением различных элементарных поч¬
венных процессов. Из них наиболее частыми являются гуму¬
сонакопление, лессивирование, подзолообразование, псевдо¬
подзолообразование и латеритизация.
Отличительные черты
состава аллитных почв
Аллитная минеральная основа почз формируется в усло¬
виях высокого атмосферного увлажнения и при среднегодо¬
вых температурах 20—28°С. Главными действующими ме¬
ханизмами ее образования являются физическая, химическая
и биохимическая дезагрегация и гидролиз. Силикаты пол¬
ностью гидролизуются. Из кристаллической решетки , сили¬
катов вытесняются главные ионы (Si, Mg, Са, К, Na); в
подавляющей массе они выносятся в растворах за пределы
почвенного профиля, в водоносные горизонты, а затем- в
реки и моря. Железо, алюминий, кремний, накапливаясь в
почвах, образуют три основных компонента аллитной массы:
окись железа (обычно гидратированную и кристаллизующую¬
ся в форме гетита, иногда безводную, образующую гематит) ;
гидратированные окислы алюминия и каолинит.
Как отмечалось в главе VI, возникновение латеритных об¬
разований в аллитных почвах не повсеместное, а локальное,
обусловленное горизонтальным внутрипочвенным стоком вод.
обогащенных гидратами окислов Fe, что схематически показа¬
но на рис. 45. Новообразования железа имеют определенную
283
стадийность формирования. Вначале образуются конкрецион¬
ные, а затем латеритные слои, или панцири, и кирасы. Лате¬
ритные образования могут развиваться В' аллитных и ферра-
литных почвах, но они генетически не связаны с ними и скорее
являются вторичными по отношению к почвам, в которых
формируются.
Особенности проявления аллитизации в тропических поч¬
вах в наибольшей степени связаны с различиями в увлажне¬
нии и характере растительности. Поэтому различают аллитные
(ферраллитные) почвы тропической влажной лесной зоны и
аллитные почвы саванн и сухих полусаванн.
Для формирования почв аллитной группы тропической
влажной зоны характерны осадки в количестве от 1300 до
3000 мм и 2—5-месячные сухие сезоны. Среднегодовая темпе¬
ратура составляет 25—28°С. Наиболее существенно различают¬
ся почвы, формирующиеся на кислых и основных породах.
Состав минеральной части каждой из этих групп почв зависит
от степени их дренированности. На кислых породах при хоро¬
шем дренаже происходит образование гиббсита, а при накоп-
лекии железа — гетита. При слабом дренировании, наряду с
каолинитом образуются монтмориллонит и смешаЪнослойныс
минералы. В верхней толще (до 1—4 м) содержание этих
минералов-уменьшается, а каолинита и гетита увеличивается/
гиббсита нет совсем, что указывает на важную роль дрениро¬
вания в тропических условиях для формирования в почвах
глинистых минералов различного состава.
На основных породах различия в выветривании, контроли¬
руемые динамикой грунтового увлажнения, выражены еще
резче. При хорошем дренировании происходит преобразование
19 3 и к. ' • * 289
Рис. 45. Схема формирования кирасы и
форм рельефа при понижении базиса
эрозии Пю Maignlen, 1958)
породы в гетит и гиббсит с сохранением ее структуры. Если
порода богата алюминием (долерит), в почвах преобладает
гиббсит. При обогащенности пород магнезиально-железисты-
ми минералами преобладает гетит. При недостаточном дрени¬
ровании в нижней части профиля накапливается каолинит.
Именно такие почвы французские почвоведы относят к слабо-
ферраллитпым, а советские — к типично аллитным.
В ареале формирования аллитных почв экваториальной
зоны осадков выпадает от 2000 до 3000 мм, а иногда сумма
их достигает 4000—6000 и даже 8000 мм. Короткий сухой сезон
не оказывает влияния на степень увлажненности почв, за¬
щищенных мощным пологом леса. Почвообразование и вывет¬
ривание всегда идут во влажных условиях. Здесь на кислых
почвах преобладает каолинизация. На основных породах при
высоком стоянии грунтовых вод также происходит каолиниза¬
ция, но при более высоком содержании железа. В обоих слу¬
чаях не происходит образования гиббсита и такие почвы
относятся к желтым и красным типично аллитным или слобо-
ферраллитным.
В тропических условиях при формировании кирас осуществ¬
ляется полное высвобождение железа из силикатов, которые
нацело гидролизуются. Изучение миграции железа в почвах
явилось предметом многочисленных исследований. Основные
результаты проведенных исследований сводятся к следующему
(Милло, 1964): 1) трехвалентное железо почти не растворимо
в почвенных растворах с величинами pH, свойственными тро¬
пическим почвам; 2) двухвалентное железо заметно раствори¬
ло в восстановительных условиях в присутствии таких восста¬
новителей, как органические вещества; 3) двух- и трехвалент¬
ные ионы железа могут в сочетании с кремнеземом входить в
ферри- и ферросиликатные водно-растворимые комплексы;
4) биологические явления, способствующие разрушению орга¬
нического материала, играют важнейшую роль в миграции
железа. Микроорганизмы обусловливают восстановление трех¬
валентного железа.
По Милло, железо мигрирует с почвенными водами тех
пор, пока сохраняется стабильность раствора. Осаждение
железа из почвенных растворов в основном происходит путем
окисления его свободных двухвалентных ионов. Окисление
может-осуществляться при различных условиях. Оно имеет
сезонный характер: во влажный сезон происходит растворение
и выно£ железа, а в сухой — интенсивное осаждение его в
зоне разгрузки вод. Поэтому в почвах экваториальной зоны
кирасы почти отсутствуют, так как здесь соединения железа
находятся преимущественно в гидратированных форма*.
В тропической зоне с сухими сезонами связано периодиче¬
ское осаждение железа, приносимого водами, и возникновение
290
кирас. В кирасах и панцирях концентрируются преимущест¬
венно соединения окислов железа, алюминия, иногда мар¬
ганца. При разрушении латеритных образований (и кирас) в
первую очередь выщелачивается марганец, затем железо и,
наконец, алюминий, подвижность которого очень незначитель¬
ная. Возникновение большинства кирас в Африке и на других
континентах относится к третичному периоду, но они обра¬
зуются и в настоящее время.
Дальнейшие преобразования минеральной основы связаны
е наложением ранее перечисленных элементарных почвенных
процессов. Под их влиянием формируются следующие главные
группы типов почв: 1) красные кальциево-ферраллитные,.
2) красные ферраллитные кислые, 3) псевдоподзолисто-фер-
раллитные, 4) желтые кварцево-аллитные.
Красные кальциево-ферраллитные почвы
Общие представления. К красным кальциево-ферраллит-
ным почвам относятся весьма оригинальные и в то же время
до сих пор слабо изученные почвы со следующими признаками
и свойствами: I) красной (яркой) окраской; 2) слабой диф¬
ференциацией профиля на горизонты; 3) высокой глини¬
стостью; 4) постоянством химического состава (по профилю);
5) нейтральной или слабокислой реакцией; 6) насыщенностью
поглощающего комплекса Са и Mg при достаточно высокой
емкости поглощения.
Почвы формируются на делювиалыю-пролювиальных гли¬
нах, образовавшихся из продуктов выветривания известняков
и серпентинитов. Поэтому они обогащены полуторными окис¬
лами Fe и А1 и обеднены Si. Красные кальциево-ферраллитные
почвы не являются аналогами субтропических ферраллитных
почв или terra rosa. Для последних, как было показано выше,
характерны щелочная реакция, присутствие СаС03 и феррси-
аллитный состав минеральной части. Вместе с тем почвы этой
группы существенно отличаются от остальных красных фер¬
раллитных и аллитных кислых почв с алюминиево-водород¬
ным составом обменных катионов и крайне низкой емкостью
поглощения. Красные кальциево-ферраллитные почвы нейт¬
ральные и слабокислые по сравнению с другими красными
почвами влажно-тропических областей, в то же время для них
характерен ферраллитный состав минеральной части. Эти поч¬
вы описаны на островах Карибского моря (Куба, Пуэрто-Ри¬
ко, Гаити, Ямайка *и др.), а также в Венесуэле и других тропи¬
ческих латиноамериканских странах. Здесь они известны как
семейство и серия «матансас» или «глина матансас».
Красные кальциево-ферраллитные почвы формируются на
равнинах с уклонами 0,001—0,003 и в холмистых областях.
29!
Везде оки подстилаются кавернозными известняками. Послед¬
ние залегают на глубинах от 20—30 см до 3 м и более.
Климатические условия их формирования характеризуются
среднегодовой температурой 24,5°С; самым теплым месяцем
является август с температурой +27,5°, а относительно холод¬
ным — январь —21,5°С. Средняя максимальная температура
в июле достигает +29,4°С, а минимальная в январе пгдает
до -^7,2°. Относительная влажность воздуха составляет около
70%. Лишь в самые сухие (март—май) месяцы она падает до
63—74%; в наиболее влажный сентябрь повышается до 74%.
Теплый и влажный гидротермический режим отражается и ре¬
жиме увлажнения и температуры почв.
В сезонном аспекте заметные колебания температуры почв
(от +22 до Ч-28°С) наблюдаются лишь в верхнем полуметре;
на глубине 1,6 м амплитуда колебания температур сокра¬
щается до 3,1°, а на глубине 3,2 м до 1°С и ниже. Средняя
годовая температура почвы равна +25,7°С и оказывается на
1,2° выше среднегодовой температуры воздуха. Температур¬
ный режим почв можно определить как тропический теплый.
В подобных условиях передвижение почвенной влаги про¬
исходит медленно. Этим описываемые почвы сущес1венно
отличаются от почв, формирующихся в континентальном
климате. В целом, гидротермический режим воздуха и почв
близок к «оранжерейному».
Атмосферное увлажнение в областях развития красных
ферраллитных почв достигает 1500—1700 мм за год с двумя
контрастными сезонами: дождливым (май—октябрь) и сухим
(ноябрь—апрель). В дождливый период выпадает до 80%
годовых осадков. Среднегодовой коэффициент увлажнения
составляет около 1,0. Выпадение осадков сильно колеблется
по годам, что сказывается на водном режиме почв. В «ухой
(бездождливый) сезон запасы влаги могут быть ниже влаж¬
ности завядания.
Основные черты строения. Красные кальциево-ферраллит-
ные почвы довольно разнообразны. Среди них выделяются
следующие подтипы: типичные, лессивированные, сезонно-
шверхностно-глееватые и др. К наиболее характерным ти^ю-
вым признакам относятся: слабо дифференцированный про¬
филь; красная окраска, преимущественно глинистый грануло¬
метрический состав; уплотненность, в средней части профиля
коррелирующая с более высоким содержанием ила; зернисто-
комковатая структура в верхних горизонтах, с глчубииой пере¬
ходит в комковато-глыбистую; по всему профилю редкие
железистые конкреции размером 2—5 мм; отсутствие карбо¬
натов, несмотря на включения в некоторых случаях обломковч
известняков; глубокое проникновение корней, иногда внедряю¬
щихся в кавернозные известняки при залегании последних на
292
глубине 1—2 м; отсутствие на поберхности корки даже после
сильных ливней или поливов; отсутствие признаков оглеенно-
сти, что связано с их высокой дренированностыо. Лишь при
мощности почвы свыше 5 м в них появляются черты диффе
рендиации в виде крупной сетки, образуемой белесоватыми
каолинизированными «жилами».
Карбонатов нет до самой плиты известняков, залегающей
на глубине от 0,2 до 4—5 м. Д1икроморфологические особен¬
ности строения характеризуются высокой микроагрегирован-
ностью (микроагрегаты размером от 0,08 до 0,64 мм). Мине¬
ральный скелет состоит из очень мелких и редких зерен
кварца, содержание их уменьшается с глубиной.
Глинистая масса почв пропитана окислами и гидроокисла-
* ми железа, содержащимися в виде хлопьев по всему профилю.
Они дают начало образованию железистых и железисто-мар¬
ганцевых конкреций, количество которых увеличивается с глу¬
биной. Четкой картины лессивирования глинистого вещества
не выявлено. Оно обычно прочно связано с тонкодисперсными
окислами и гидроокислами железа..
Состав и свойства. Гранулометрический состав почз гли¬
нистый. К особенностям вертикального распределения его
фракции относится резкое увеличение (с 57 до 77%) ила с
глубины 35—45 см за счет уменьшения содержания частиц
размером от 0,05 до 0,005 мм. Различия в гранулометрическом
составе с глубины скорее связаны с условиями отложения на¬
носов, чем с лессиважем.
В некоторых из этих почв заметно лессивирование на глу¬
бине от 30 до 60 см, где содержание ила увеличивается по
ч сравнению с выше- и нижележащими толщами. Для типичных
и лессивйрованных почв характерна высокая микро- и макро-
агрегированность. В них преобладают микроагрегаты разме¬
ром >0,02 мм и макроагрегаты >1 мм, скоагулированные
железом и кальцием. Валовой химический состав почв
(табл.'50) отргжает особенности происхождения минеральной
части. Малое (до 36—46%) содержание Si02 и высокое со¬
держание А1203 и Fe203 сочетаются с повышенным количест¬
вом СаО. Распределение по профилю Fe203 равномерное и
только А1203 имеет тенденцию к слабому увеличению с глуби¬
ной.
Конкреции в красных ферраллитно-кальциевых почвах на
46—63% состоят из Fe203, в них весьма мало Si02 и АЬ03.
Возрастание содержания Si02 и А1203 в конкрециях с увели¬
чением глубины может быть показателем передвижения по
профилю коллоидных Si02 и А1203.
Почти одинаковые содержания Si02, А1203 и F203 в почве и
иле — следствие не столько глубокой выветрелости минераль¬
ной части, сколько ее происхождения. Соответственно и моле-
293
<to
«а
cf
Я.54
£
£Q
a*
2
X
3
я
f"
sc
>*? •
■*8
«d
o-
43.
О
«8*
о
a
a>
5C
5*
<3
rt
*
<D
3 «
I*
* я
>-> а
Ъ5 О
CJ Я
4 н
о о
5
«О
Q оГ
(Л (С
So*
СЛ_?*
<
О
«
03
2
О
я
id
о
с
S
о
ед
£
О
СО
О
О
<
о
с/5
= к *
s 4 -
S.2 s
ь о я
VO
>*
ч
U
CD ^ —| СЧ
-^ОООО^О
t>Tio ю со"
СЧ —' — —I
О СО о LO
о сГ —Г о
05 52 см со
со
О О 0*0
«ОФЮ
О'-'ОО
СО СЧ О СО
—« сч
О О qT о
'tiocnN
СО Tf СЧ —
fO Ю —1 СО со
Sg 00 —1 со
^ CD СО СО
^ 00 —< СМ
СЧ ю со со
ю О*4 о о*
СО ^ *Ф TJ*
05 05 00 Ь-
ю
LO
о
сч
1
1
05
1
1
ю
1
ю
1
о
—4
СО
ОО
млюю
СО — 05 00
О Ю ^ 'ГГ
Ы —Г —Г —Г
о.
с
О V V V
Is» 05 LO Г--
—^СО 'Ф со
О О о" о"
UO о LC ю
осчсосч
О О О о
«.О CD Tf —<
Г'' СЧ СЧ
О — — —Г
со *—' со Tt* 00
0) ю ю^г со
lOCOCOuf
сз
a
О LO 05 Ю
О ^ Г'-
СО ^ 00 rf
05 ^со СО
со со" со' со'
Tf СО CO rt
О СО СЧ 14
of of 00'
t О
^05
—Го"
о <м
СО Ю
—. LO
О 'sO
о —
—* СО
о сч
о сГ
«=(
си '
О)
с
К о оо
К t'*» СО
Я со со
V со
си
*:
я
о
*•
о —
Ю
lO
05 О
СЭСО
сгГ ю
I I
о о
X
ж
со
m
о
си
к
CQ
— ю
СЛ О1
СО Гр
с
о
СО СО
О* о'
3
си
с „
о *
03 <ОСО
О- О LO
см •—>
I I
О см
294
s*
X
с?
VO
ж
s
ГО
ш
CJ
а,
&
<s>
s
Я1
,4
«ег
и:
к
2
9С
О
ей
л
Ui
л
2
г
>>
CJ
Е-
о
я
о
к
н
са
«
3
я
х
О)
£
о
О
г:
+
Ь£
СЗ
2
+
+
X
g О ^ со о
яооо«о
СО СЧ CTi^r^oO
СЧ t"-" Г-Т СЧ tC LO
СЧ П* Ш тр СО Ю
СЧ~ *-* QO~»—Г CO
*—« СО СО О 00
00 iq СЧ ION CO
00 оо о CO
CO ft (M ^-i _ ,—i
r(
O)
Oh
o^oo_
О) of O')
<u
Q.
o * V
сз
(X
‘ о о о о о
ООО
ю со
S3 2 2
ООО
СЧ Tf со
сч —Г —Г
со
а,
ж
а>
2
vo
с
+
см
Ь£
£
Г- N оN
иэ^ Г^- С'- О СО
оо" оо —' гС of
ООО
О СЧ 00
— -Tcsf
CL)
fip
я
г
s
к
о
ut
X
eft
X
•9*
s
>>
сз
и
>>
s
>»
u,
о
CM
гл¬
ас
a.
^ NiOO(NiO
О О эо of t^T
«=(
a>
сч со со ю со cu
Ю О « О О со с
СП .—Г о о” О
—^ ^ 1^ ^0 05
оГ СО со ю ю со"
О оо ю
©.oo/n
со о" о”
О О^о^
tC |>г erf
<1>
S
X
I
о
о
S
\о
LO
ю
О
СЧ
1
!
о>
1
1
ю
1
LO
1
о
—
со
X)
о о
О N О
Tf f-н сч
I I I
о о о
•Tf Г""-
2 95
298
кулярные отношения в почве и иле очень близки и соответст¬
вуют ферраллитному составу минеральной части.
Реакция почв (табл. 51) варьирует ог слабокислой.до ней¬
тральной. В одних почвах величина pH с глубиной снижается,
в 'других она постоянная. Содержание гумуса достаточно вы¬
сокое — от 3 до 4,5% и постепенно уменьшается с глубиной.
В составе гумуса (табл. 52) отношения Сгк :Хфк узкие, ука¬
зывающие на преобладание фульвокислот. Среди гуминовых
кислот и фульвокислот доминируют фракции, связанные с
кальцием. Характерно для этих почв высокое содержание
гуминов, прочно связанных с минеральной частью.
Сумма обменных катионов высокая (см. табл. 51) и пред¬
ставлена преимущественно обменными Са и Mg. Повышенное
содержание Mg при ферраллитном составе минеральной части
позволяет считать, что такое насыщение поддерживается во¬
дами поверхностного и внутрипочвенного стока, притекающих
с более высоких участков, где на поверхность выходят сер¬
пентиниты и известняки. Особенности почв подчеркиваются и
сравнительно малым содержанием аморфных (по Тамму)
форм соединений железа. Процент окристаллизованных форм
железа значительно выше. Кроме того, в верхних горизонтах
их больше, чем в нижних.
Физические свойства почв весьма благоприятны. Удельная
масса колеблется в пределах 2,69—2,75, увеличение ее до 2,8
происходит за счет железистых конкреций. Почвы отличаются
рыхлостью сложения и порозностью в пределах 59—64%,
имеют высокие величины максимальной гигроскопичности и
молекулярной влагоемкости, соответственно 20—22% и 26—
28.%. С ними коррелируют значительные показатели влажно¬
сти завядания и нижнего предела легкодоступной влаги.
Влажность завядания растений в них достигает 23—25%.
Полевая влагоемкость колеблется в пределах 38—40% от
объема почвы, а порозность аэрации от 18 до 20%. В прямой
связи с высокой оструктуренностью почв находится и их высо¬
кая водопроницаемость, достигающая 0,5—1,5 мм/мин.
Эволюция тропических почв вообще и красных калышево-
ферраллитных в частности изучена далеко недостаточно. Мож¬
но считать, что в равнинных условиях развитие . почв идет
медленно и направлено в сторону слабого лессивирования или
«обновления» в результате эрозионных процессов.
: Гораздо яснее эволюция красных калъциево-фёрраллитпых
почв наблюдается при изменении рельефа и почвообразующих
пород. При переходе от равнин к мелким микропонижепиям
наблюдается следующая эволюционная смека:
297
Равнина Микропонижения на равнине
Красная кальциево- То же, но лессивиро- То же, сезонно
ферраллитная ванная поверхностно-
глеево-лессиви-
рованная
В этом случае большее увлажнение понижений, опреде¬
ляющее лессиваж до глубины 30—40 см и образование более
плотного глинистого горизонта, вызывает временный застой
поверхностного стока воды. При этом четко проявляются при¬
знаки сезонного оглеения и усиления сегрегации железа в
конкреции на границе горизонтов А и В.
Другой ряд эволюции красных кальциево-ферраллитных
почв связан с более глубокими понижениями (более 20—
50 см), контролирующими поверхностный и внутрипочвенный
сток с больших, чем в первом эволюционном ряду, площадей.
В таких случаях наблюдается следующий ряд развития:
Равнина Понижения
Красная кальциево- То же, но интенсивно То же, но с яв-
ферраллитная лессивированно-кон- ным горизонтом
крвционная кварцево-желези¬
стых конкреций
(начало образова¬
ния латеритного
слоя)
В местах застоя железистых и, вероятно, кремнеземистых
вод идет выпадение Fe и Si и сегрегация их в крупные желези¬
сто-кварцевые конкреции. Они дают начало образованию
современного ожелезненного горизонта, состоящего из скопле¬
ния конкреций. В дальнейшем возможно расчленение профиля
на две толщи — надлатеритную и подлатеритную. В надлате-
ритной толще может развиваться процесс тропического псев-
дооподзоливания, а подлатеритная превращается в пеструю
толщу.
Красные кальциево-ферраллитные почвы благоприятны для
выращивания разнообразных сельскохозяйственных культур.
В целях поддержания естественного плодородия на таких
почвах возделывают преимущественно многолетние культуры
(сахарный тростник, цитрусовые и др.), не требующие еже¬
годной обработки. Она осуществляется один раз в 5—10 лет
(сахарный тростник), ежегодно проводят лишь 1—2 культива¬
ции. Под плодовыми насаждениями обработка ведется еще
реже. Наличие такого постоянного растительного покрова
ослабляет размывающую деятельность ливневых осадков.
298
Повышение урожайности и выращивание двух-трех урожаев
сельскохозяйственных культур в год может быть обеспечено
в результате орошения дождеванием.
Описываемые почвы весьма отзывчивы на внесение орхани-
ческих и минеральных удобрений — азотных и фосфорных.
Так, по данным Ю. П. Вередченко (1968), урожай сахарного
тростника (в переводе на сахар) при внесении 37 т/га навоза,
263 кг/га N, 120 кг/га Р2Об и 255 кг/га К2О и орошения нор¬
мой, равной 520 мм, составил 12,1 т/га, а без удобрений —
только 4,9 т/га.
Поверхностно-глееватые и лессивированно-конкреционные
красные кальциево-ферраллитные почвы нуждаются в пла¬
нировке и внесении больших количеств удобрений. На таких
почвах целесообразно выращивать плодовые, многолетние
травы и овощи.
Красные ферраллитные кислые почвы
Генетические особенности. Почвы группы красных феррал-
лктных кислых 'занимают наибольшие площади в пределах
влажных субтропиков и особенно в переменно-влажных и
влажных тропиках. Синонимы этих почв — красноземы, лате¬
риты, латеритные почвы, латосоли, оксисоли.
Обширность ареала распространения описываемых почв
определяет и ,ббльшое их разнообразие при устойчивости ос¬
новных диагностических показателей. Профиль таких почв
обычно делится на три зоны: верхнюю — в той или иной сте¬
пени гумусированную и выщелоченную, часто обогащенную
гравием и железистыми конкрециями; среднюю, »или пятни¬
стую зону (Zone tachetee), переходящую в зону литомаржа.
Ниже она сменяется невыветрелой коренной породой, из кото¬
рой образовалась вся ^елкоземистая толща.
Мощность почв сильно варьирует (от 1 до 10 м и более),
что определяется многими причинами, главная из которых —
денудация поверхностей и эрозионный снос верхней толщи
почв. С интенсивностью этих процессов связаны различная
мощность и относительный возраст почв. Чем мощнее толща
почв и кор выветривания, на которых они образовались, тем
больше их относительный возраст, и наоборот.
Окраска почв красная, различной интенсивности и оттен-
ков> в зависимости от содержания Fe20.b AI2O3 и Si02. Глубо¬
кая выветрелость и преобразованность минеральной массы
отражается и молекулярными отношениями Si02: R203 и
Si02: А1203. В почвах они <2wa в иле <1,5, что и характери¬
зует их ферраллитный или аллитный состав.
Почвы обладают кислой реакцией, весьма малой емкостью
поглощения и высоким содержанием окристаллизоваиных
209
форм соединений железа. Часть наиболее подвижного железа
подвергается сегрегации в конкреции различных форм и со¬
става. Они могут служить показателем как начальных стадий
латеритообразования, гак и различных форм проявления по¬
следнего. Разнообразие красных ферраллитных почв в наи¬
большей степени определяется возрастом кор выветривания,
их генезисом и характером растительности.
Условия формирования. Климат в ареалах распростране¬
ния красных ферраллитных кислых почв варьирует от влаж¬
ного теплого субтропического (осадков от 1500 до 4000 мм;
весенне-летний сезон — влажный, а зимний — относительно
сухой) до тропического — муссонно-влажного (сухой сезон
от 3 до 6 мес, среднегодовые температуры около 20°С и осадков
от .1200 до 2500 мм) и экваториально-влажного (среднегодо¬
вые температуры от 20 до 25°С, осадков от 4000 до 8000 мм,
сухой сезон не более 1—2 мес или отсутствует).
Красные ферраллитные почвы формируются в Африке,
начиная от сахельского и суданского и кончая экваториальио-
гумидным поясами; в Юго-Восточной Азии — от муссонного
до гумидно-океанического; в Латинской Америке — от пере¬
менно-влажного до экстрагумидного амазонского.
Наиболее типичные ферраллитные почвы развиваются в
условиях тропического гумидного климата при благоприятной
естественной дренированности, Роль почвообразующих пород
в формировании красных ферраллитных почв двоякая. Обра¬
зование ферраллитной минеральной массы может происходить
из любых пород, за исключением кварцитов и им подобных,
так как процесс ферраллитизации представляет собой разру¬
шение первичных минералов и вынос продуктов разрушения,
за исключением железа, алюминия и растворимого кремнезема.
Кроме того, ферраллитизация может происходить и в резуль¬
тате притока Fe и А1 со стороны. Наконец, ферраллитизация
может бытьГ «древней» и «молодой» — современной. Таким
образом, роль состава и свойств пррод в процессе ферраллити¬
зации может показаться не столь важной и определяющей.
Однако состав и свойства ферраллитных почв находятся в
тесной зависимости от состава пород, из которых они обра¬
зуются. Это, прежде всего, отражается в различиях накопле¬
ния АЬ03 и Fe203 в соотношениях форм их соединений, а также
и в различном содержании Si02 кварца и, как следствие, в
особенностях гранулометрического состава. Почвы, формирую¬
щиеся на корах выветривания основных пород и известняков,
наиболее глинистые и обогащенные железом. На кислых кри¬
сталлических породах и песчаниках почвы обогащены ос!аточ-
ным (балластным) кварцем, поэтому они более легкие по
гранулометрическому составу, и их ферраллитность устанав¬
ливается по составу ила.
200
Роль почвообразующих пород в формировании тропических
почв вообще и ферраллитных кислых почв в особенности на¬
столько велика, что их влияние скорее следует рассматривать
не на родовом, как это принято, а на подтиповом таксономиче¬
ском уровне. Коры* выветривания и породы определяют не
только главнейшие черты состава и свойств почв, но и их
естественное плодородие.
Красные ферраллитные почвы формируются под влажны¬
ми и сухими (муссонными) лесами, под саваннами и бушем.
Роль каждой из этих формаций различна и проявляется в
изменении: /
а) реакции почв; под влажными лесами она наиболее кис¬
лая по всему профилю; под сухими лесами — слабокислая,
с глубиной переходящая в нейтральную; под саваннами —
слабокислая и нейтральная в верхних и слабощелочная в
нижних горизонтах;
б) физических свойств, особенно уплотнения, усиливаю¬
щегося от почв влажных лесов к почвам саванн;
в) условий для образования латеритных слоев и способ¬
ности растительности разрушать латеритные слои;
г) степени увеличения емкости поглощения с повышением
содержания гумуса..
Ферраллитные почвы подвергаются особенно интенсивной
деградации при уничтожении растительности вообще и лесной
в особенности. На лишенных естественной растительности
площадях усиливается эрозия и часто почвы исключаются из
сельскохозяйственного и лесохозяйственного пользования
Значение рельефа также весьма велико. В областях сла¬
бой денудации наибольшая мощность почв наблюдается на
платообразных поверхностях; она снижается на склонах и
вновь увеличивается у их подножий за счет сносимого с верх¬
них частей склонов материала. В областях интенсивной дену¬
дации проявляется и обратная зависимость — уменьшение
мощности почв на водораздельных плато за счет их разруше¬
ния и сноса почвенного материала; увеличение мощности почв
на склонах, а у подножий — образование «молодых» почв на
переотложенном (делювиально-пролювиальном) материале.
Зависимость мощности почв от условий рельефа в тропических
условиях сложна и не может рассматриваться вне связи с ин¬
тенсивностью корообразования. Наконец, рельеф обусловлива¬
ет перераспределение поверхностного и внутрипочвенного сто¬
ка, что в свою очередь приводит к формированию в замкнутых
понижениях различных латеритных образований.
Основные черты строения. Строение красных ферраллит¬
ных кислых почв на коренной породе (по Дюшофуру) в Афри¬
ке (рис. 46) четко показывает наличие трех почвенных зон.
При формировании почв под лесом верхняя зона включает
301
следующие почвенные горизонты: А0 — лесную подстилку, не
всегда сплошь покрывающую поверхность; сравнительно не¬
большой мощности слабооструктуренный гумусовый гори¬
зонт А\. Этот горизонт перехо¬
дит в более мощный — лессиви-
рованный горизонт Л2/, свет¬
лый, иногда палево-красиова-
тый, рыхлый, комковатый. Лес¬
сивированность определяется
выносом железа вместе с илом.
Переход горизонта А21 в го¬
ризонт В обычно ясный или
резкий вследствие большей
обогащенности последнего же¬
лезом и алюминием по сравне-
нению с горизонтами Ах и Л2/.
Структура глыбисто-призмо¬
видная (массивная). В сухом
состоянии, почва может твер¬
деть и приближаться к плинти-
ту. В африканских условиях
такое отвердение — явление
частое; в почвах Юго-Восточ-
ной Азии и Южной Америки
отвердение происходит реже.
Толща, состоящая из гори¬
зонтов До, А и А21{ и В, обра¬
зует первую зону — активного
современного почвообразова¬
ния. Она переходит в пятни¬
стую зону: на красном фоне
имеются пятна и «жилы» охри¬
стого и белесого цвета. Эта зо¬
на обогащена каолинитовыми
продуктами выветривания.
Пятнистая кора выветривания
менее затронута почвообразо¬
ванием и более бедна полутор¬
ными окислами Fe. По отношению к верхней почвенной толще
она является почвообразующей породой и может рассматри¬
ваться как горизонт С.
Ниже пятнистая зона сменяется зоной литомаржевого вы¬
ветривания, с более высокой величинрй pH (до 7). Ее следует
обозначать как горизонты С2 или D (порода). Подобное
строение почв характерно для Экваториальной зоны Африки и
было установлено в почвах Берега Слоновой Кости, где мощ¬
ность их достигает 6—8 м.
Условные обозначения:
Вг
а
Ь-
+ -L- +
Рис
46. Строение профиля фер¬
раллитных почв.
А — красная ферраллитная, Б —
кираса ферраллитная; А\,АчВ, Со-
генстические горизонты иочвенн'ого
профиля; / — подстилка, 2 — гуму¬
совый горизонт, 3 — глина (с окси¬
дами Fe), 4 — горизонт лессиважа,
5 — аккумуляция Fe, 7 — свобод¬
ный А1, 5 — вы ветрела я иочвооб га¬
зующая порода, 9 — кислая порода
невыветрелая
302
В Гвинейской зоне ксерофильных лесов и саванн общая
мощность таких почв (по Дюшофуру) уменьшается до 3—
4 м, горизонт В начинается"с глубины 0,5 м. Ниже также идет
пятнистая зона. В них больше железистых сильно отвердев¬
ших конкреций и.ожелезненного дегидратированного гравия
(с поверхности), чем в почвах под влажными лесами.
В Камеруне наряду с мощным (до 11 м) толщами феррал¬
литных почв и кор выветривания описаны (Bechelier) и менее
мощные (до 5 м). В них выделены следующие горизонты:
верхний — темно-бурый, ниже сменяемый гравийным (horizon
gravillan); с глубины 180—200 см он переходит «в пятнистый
горизонт», с 340—350 см начинается слабоизмененная вывет¬
риванием порода.
В Сенегале и Мавритании (Северо-Западная Африка) мощ¬
ность таких почв под саваннами сокращается до 1,5—2,5 м, а
горизонт В залегает на глубине 20—30 см. В результате эро¬
зии он часто выходит на поверхность. Почвы деградирован¬
ные, обогащены железистыми конкрециями и гравием, очень
сухие и имеют значительно большую уплотненность, чем во
влажных областях.
В странах Кар»ибского моря, а также в странах Латино¬
американского континента (на равнинах) мощность этих почв
наименьшая (не более 2—2,5 м). Они содержат преимущест¬
венно железистые конкреции (крупные и мелкие), а в наибо¬
лее эродированных областях — и железистый гравий (о. Пи^
нос и др.).
В Юго-Восточной Азии (Бирма, Вьетнам) мощность таких
почв варьирует %от 1,5 до 4—5 м и они содержат преимущест¬
венно железистое конкреции. Горизонт Л выражен весьма
слабо вследствие сильной его эродированное™, особенно в
почвах сельскохозяйственного использования. Горизонт В
содержит большое количество железистых конкреций; пятни¬
стая зона прослеживается ясно 'и начинается нередко с глу¬
бины 1—1,5 м. Наиболее эродированные почвы, помимо мало¬
мощности и выхода на поверхность пестрой зоны, обогащены
железистыми гравием и конкрециями. По террасам в них вы¬
ражен латеритный слой.
Таким образом, красные ферраллитные кислые почвы раз¬
личных стран в общем сохраняют принципиальное единство
строения профиля. Отличия сводятся к колебаниям . общей
мощности, мощности отдельных почвенных горизонтов, коли¬
честву и качеству железистых конкредий, гравия и слоев ла¬
терита.
В красных ферраллитных кислых почвах лесных гумндпых
областей иллювиальный горизонт В выделяется большей крас¬
новатостью и глинистостью вследствие пропитывания его
свободными гидроокислами железа, часто находящимися в
303
виде сгустков. Содержащиеся рассеянные мелкгге железистые
конкреции в условиях высокого увлажнения почв не подвер¬
гаются спайка из-за слабой дегидратации железа.
Образование железистых конкреций в гумидных и. пере¬
менных (влажно-сухих) климатах, видимо, является процес¬
сом обратимым. В сухой сезон они образуются, а во влажный
подвергаются частичному растворению.
Если длительность сухих сезонов увеличивается, то в
дождливые сезоны усиливается процесс лессиважа и сопутст¬
вующая ему сегрегация железа в более крупные железистые
и кварцево-железистые конкреции. Они могут образовывать
мощные (до 20—25 см) конкреционные слои в почвах западин
и понижений. При большом накоплении конкреции цементи¬
руются в панцири и блоки пизолитового и вакуолевого строе¬
ния. Вакуоли часто заполнены каолинизированной или песча-
нисто-каолинизированной массой.
Новообразования железа в почвах связаны не с современ¬
ными, а с прошлыми этапами почвообразования. Это прежде
всего относится к монолитным и вакуолевым железистым пан¬
цирям. Однако установить различия между древними и совре¬
менными формами ферраллитизации весьма трудно вследствие
полигенетичности подобных почв. Выше указывалось на нали¬
чие железисто-гравийного материала на поверхности и в
горизонте А почв саванн. Эти образования древние, возможно,
связанные с более влажными условиями, когда могли форми¬
роваться кварцево-железистые конкреции. Лишь впоследствии,
в результате эрозионных процессов, они подверглись некото¬
рой обработке и накоплению после размыва и выноса мелко-
земистого материала. Образование иллювиальных железистых
и железисто-конкреционных горизонтов (В) в красных феррал¬
литных кислых почвах обусловливается дегидратацией железа,
зависящей от гидротермических режимов.
По мнению некоторых авторов (Radier, 1959; В. М. Яку¬
шев, 1969 и др.), в образовании пизолитов и разрыхлении
почвенной массы большая роль принадлежит растительности.
Они указывают, что скопление пизолитных железистых кон¬
креций связано с зонами максимального насыщения почвы
корнями. По В. М. Якушеву (рис. 47), «карманы» в слое
пестрых глин образованы корнями деревьев, вокруг которых
отмечается большое количество пизолитовых конкреций. Од¬
нако механизм образования пизолитов под воздействием кор¬
ней остается невыясненным.
Деградация красных ферраллитных кислых почв сопро¬
вождается сносом поверхностных горизонтов, уплотнением и
образованием панцирей. При смыве горизонтов А\ и Л2/ и
обнажении горизонта В или его смыве (с обнажением пестрой
зоны) может происходить образование панциря, или кирасы.
304
Это происходит в результате отвердения части или всего
горизонта В, обогащенного подвижными формами железа. В
этих случаях железо играет роль цемента. В результате смыва
может увеличиваться содержание железистых конкреций и
гравия как следствие разрушения горизонтов Ai и А21 и час¬
тичной дегидратации панциря. Затвердение панцирей проис¬
ходит преимущественно в саванных ландшафтах и чаще
приурочено к наиболее инсолируемым поверхностям.
Рис. 47. Разрез толщи латеритов в вЫемке
у пос. Бодого в Республике Мали
(по И. В. Якушеву, 1969):
Л -- панцирь, В — слой пестрых глин, В —
«карманы», образованные корневыми система¬
ми деревьев и заполненные пизолитами (кон¬
креции)
Подобные почвы типичны для так называемых почвенных
саванн, т. е. саванн, образовавшихся в результате неблаго¬
приятных физических свойств почв, определяющих переувлаж¬
нение верхней толщи во влажный и иссушение ее в сухой се¬
зон. Кроме того, не исключено, что под влиянием современного
почвообразования и особенно изменения гидрологического
режима таких толщ конкреционно-гравийные слои, обогащаясь
железом из приточных вод, превращаются в железисто-кварце¬
вые латеритиые образования.
Мощность иллювиально-конкреционного горизонта В зави¬
сит от гидротермических режимов. Под влажным тропцуеским
лесом она большая, чем под ксерофитной и саванной расти¬
тельностью. Под последней конкреционный горизонт выражен
наиболее ярко.
По содержанию и способам образования конкреций выде¬
ляются следующие вариации горизонта В: 1) мощный пестро-
глинистый, при обнажении сплошь уплотняющийся (плинтит),
20 Зак. 1542
305
характерен для красных ферраллитных почв влажных тропи¬
ческих лесов; 2) менее мощный, пестроглинистый с мелкими
железистыми конкрециями, так же уплотняющийся при высы¬
хании, характерен для красных ферраллитных почв ксерофит-
ных лесов. Типы обнаженных слоев и кирас (панцирей) могут
быть следующими: а) пизолитовая — сращение мелких кон¬
креций ила или гравия ферраллитным цементом; б) вакуоле-
вая, или ячеистая — межконкреционные пространства запол¬
нены белесоватой каолинизированной массой; в) монолитная
(оплавленная) — состоит из сплошной железистой массы;
г) губчатая — мелкообломочная сцементированная пелитовым
материалом, пропитанным гидроокислами железа; пустоты не
заполнены.
Состав и свойства. Красные ферраллитные кислые почвы
разных континентов имеют черты сходства и различий.
Красные ферраллитные кислые почвы Юго-Восточной Азии,
развитые на глинистой коре выветривания известняков, ти¬
пичны для центральной части Бирмы. Они выделяются моно¬
тонной красной окраской; в них встречаются редкие желези¬
стые конкреции. Общая мощность глинистой толщи составляет
150—200 см, пятнистая зона выражена слабо.
По гранулометрическому составу почвы глинистые, с ясным
увеличением ила с глубиной, вероятно, обусловленным лесси-
важем. Характерной чертой является повышенное содержание
частиц размером от 0,05 до 0,001 мм, что связано с микроагре¬
гированием более мелких фракций полуторными окислами
железа. Почвы обладают устойчивой кислой реакцией по всему
профилю. В верхнем горизонте величина pH 5,8, а в нижних—
5,4.
Содержание гумуса высокое, с постепенным уменьшением
с глубиной. Содержание азота по отношению к гумусу низкое;
отношение С : N не менее 15. Гумусовые вещества в основном
не связаны с минеральной частью — в иле количество углеро¬
да невысокое (2,36—1,83%).
В составе гумуса, определенного по методу И. В. Тюрина,
фульвокислоты несколько преобладают над гуминовыми
кислотами и их содержание увеличивается с глубиной
(табл. 53). Такое распределение указывает на передвижение
их по профилю. Гуминовые кислоты закрепляются в верхних
горизонтах. Содержание гуминов имеет тенденцию увеличения
с глубиной, что, возможно, отражает их остаточный характер.
Среди гуминовых кислот преобладают фракции свободных
и рыхлосвязанных с Fe (фракция 1) и связанных с Са (фрак¬
ция 2). Гуминовых кислот, прочно связанных с Fe (фракция? 3),
немного. Фульвокислоты в основном представлены свободными
и относительно агрессивными фракциями. Содержание фрак¬
ций 2 и 3 незначительное.
306
и
«8
i- с»
х
x
о
СО
CQ
О
A
S
Ou
s
(A
2
m
о
С
о
в
s
ч
§
о,
о.
о
cd
О.
*
cd
>»
S
>»
u
со
cd
О
8
X
О
s
sr
*
C0
о.
■e*
»5
О
м
о
с
■ с
&
н
о
ч
о
К
*
о
я
л
ч
>»
X
к
к
СГ
Он
•е-
S
S Ь
>> о
u tj
о
х к
к *
К
СГ
«
Л
Он
•&
Л со
4 £
сЗ
О * * С
О) s
И
О
у S
О о О
о s
са о
со сч —-
0)00 СО
ООО
ОСО!^
со ^<о
оюк
t— Tf1 CN
ЮЛЮ
СС со гг
Ю (£)
осооз
со О СО
05 Г**- СО
05 00 ^
СО LO
u5 о
— — сч
СО 00 О)
т^СЧ сч
со" сч гС
со со сч
N I4» о*
Ю 00 00
Ю 'Ф со
сою ^
—Г^Го
05 Г- 05
Ю со 05
05 CD 00
LO ^
^ 00 СО
~ 0> 00
Т^СЧ
ч
\о
л
н
S
о.
U2
ч
ч
cd
о.^
CU Q0
& со
•0*о>
О ас
х х
Й °
5 м
go
<и
о
X
ч
cd
*
о
о
ч
Cd
со
о
об
о
<
(N
о
сл
о
сч
а
СЧ
о
(Л
s05d
o^w
ОЮ
e038J
£05IV
s0eH
0!S
X ° •
5 acfl^e
5 с
н К ~
о 5 ч s
r« О. сЗ S
— X x ж
4
u
Ю —« ■—1 О
О СО 00
О) 00 00 00
Ю CD СЧ LO
Oj00 t'- 00
сч" ,-Г r-Г
^ сч сч сч
CD LO LO
LO 1^- CD со
сч — ~0C
Ю 00 ю CD
О) 00 00 О)
—Г —Г —Г —Г о о о о
о Tt*
со СЧ — —
оооо
CD СЧ 00 00
СО Ю СО Ю
o' o' о o'
сз Tf CD ю ^
CO N CD ^
g oT o~ o'' o'
с
CD CO O)
— CD CD
CSi s Ю CO
Ю CD CD CD
OOCO't
^ т* СЧ СЧ
0~ CO CD o"
LO LO LO LO
CD ^ СЧ Tt* •
00 —< СЧ C5
сч
сч
О
05
О
т
СО
I
СО
I
т
!
о
1
'!>»
1
О
1
о
Г 4
40
■4
s
СЧ ^ СЧ «—•
00 CO LO ^
~ O 05
СЧ СЧ ^ СЧ
СЧ —< СО ю
00 CD LO
rt Tf'Tho
^ Tf
LO LO CD
CD05 0-
lo" rr LO
CD CD CD CO
(NMOO
CO CD СЧ 05
O*
• С V
о
СЧ
СЧ О о о
-р СО СО —
J J I I
О CJ СП 05
307
По данным валового состава (табл. 54) в почвах преобла¬
дают гюлутО|рные окислы Fe и особенно А1. Увеличение А12Оз
с глубиной может указывать на его лессивирование. Распреде¬
ление Fe203 более равномерное, с тенденцией увеличеиия в
верхней (0—60 см) толще. В распределении СаО ясно высту¬
пает биогенная аккумуляция (максимум в верхнем горизонте
и уменьшение с глубиной). Содержание Si02 относительно
невысокое, что характерно для элювиев известняков.
Молекулярные отношения Si02 : R203 и Si02: Fe203 отра¬
жают ясно выраженную ферраллитизацию. В илистой части
еще более возрастает содержание полуторных окислов, осо¬
бенно Fe, за счет уменьшения Si02. Можно полагать, чта раз¬
ность между содержанием Si02 в почве и в иле определяется
свободным кварцем. Молекулярные отношения весьма узкие,
подчеркивающие еще большую ферраллитность илистой части
{см. табл. 54).
Железо в таких почвах находится главным образом в окри-
сталлизованной форме. Увеличение этих форм железа с глу¬
биной (с 81,7 до 91,0% от его валового количества) согла¬
суется с распределением ила и подтверждает наличие в почвах
лессиважа. Содержание подвижных (по Тамму) форм железа
невелико.
В переменно-влажном муссонном климате Бирмы коры
выветривания известняков и почвы на них относятся к фер-
раллитным с накоплением гиббсит-каолинитовых глинистых
минералов. Физические свойства подобных почв благоприятны
для обеспечения высокой биологической продуктивности есте¬
ственной растительности (древесной и травянистой).
В Латинской Америке красные ферраллитные почвы также
имеют различную мощность. Они особенно характерны для
островов Карибского моря и горных частей Латиноамерикан¬
ского континента. Здесь наиболее распространены почвы, раз¬
витые на элювиях известняков, гранитах, гнейсах и им подоб¬
ных породах. В почвах, несмотря на их относительную мало¬
мощность, ясно выражены верхняя активная зона почвообра-
вашзя, пятнистая и литомаржевая зоны, которые особенно
четко прослеживаются в толщах мощностью более 2—3 м.
Почвы слабо оструктурены, содержат железистые пизолитовые
конкреции в верхней и средней частях профилей. В литомар-
^кевой зоне их очень мало или они отсутствуют.
Чем ближе к побережьям Карибского моря и Атлантиче¬
ского океана, тем больше, появляется мелких (пизолитовых) и
крупных («мокарерро») конкреций. Последние приурочены к
почвам на гнейсах, гранитах и не встречаются в почвах на
элювии известняков.
По гранулометрическому составу (табл. 55) почвы на
кристаллических известняках выделяются высокой глини¬
Э08
стостью (частиц размером <0,001 мм от 61 до 68%) и увели¬
чением ее с глубиной (лессиваж). Почвы на элювии гнейсов
менее глинистые и для них характерно повышенное содержа¬
ние частиц размером от 1 до 0,25 мм, что объясняется более
высоким содержанием кварца> а распределение ила в профиле
скорее обусловлено различиями в степени выветрелости гней¬
сов. Малая мощность почв, несомненно, связана с неоднократ¬
ными в прошлом эрозионными циклами, в результате которых,
толща кор выветривания неоднократно смывалась. Почвы,
образовавшиеся на известняках, слабокислые, а на гнейсах—
кислые с величинами pH, колеблющимися от 5,0 до 5,7.
На осваиваемых под культуры почвах, образовавшихся на
известняках, содержание гумуса не превышает 3% и резко
уменьшается с глубиной. Под естественными лесами в почвах
на гнейсах гумуса -больше (до 4,28%) и он более равномерно
распределен по профилю.
На известняках содержание Si02 в почвах значительно
меньше, чем на гнейсах (см. табл. 55). В почвах, развитых на
гнейсах, количество Si02 наиболее высокое в поверхностном
горизонте (Л-) и с глубиной значительно уменьшается. Такое
распределение связано не с оподзоливанием, а с эрозионным
выносом ила и лессиважем, хотя признаки последнего не¬
ясны. На относительно меньшую выветрелость минеральной
массы из гнейсов указывает более высокое содержание в ней
СаО. и MgO, чем в минеральной массе на известняках. Рас*
пределение Fe203 и А1203 в почвах на гнейсах и Fe203 на из¬
вестняках подтверждает их лессивированность.
Характерно, что молекулярные отношения Si02: R203 и
Si02: А12Оэ в почвах значительно больше 2. Однако такие
широкие отношения, как мы отмечали и ранее, обусловлены
не только «молодостью» продуктов выветривания, но и накоп¬
лением остаточного, или «балластного», первичного кварца.
В таких случаях аллитность и ферраллитность отражает те
же молекулярные отношения в иле — не выше 2,5.
Содержание обменных Са и Mg в почвах на гнейсах невы¬
сокое и постепенно уменьшается с глубиной. В них также
отмечается -незначительное присутствие подвижных (по Там-
му) форм соединений железа и высокое, особенно в средней
части профиля, свободных соединений железа (по Джексону).
Таким образом,, несмотря на некоторые существенные отли¬
чия почв Кубы от почв Бирмь^ в них проявляются и общие
черты: оглиненность почв на известняках, лессивированность,
кислая реакция и преобладание свободных соединений железа.
Основное различие заключается в степени выветрелости мел¬
козема; она значительно большая в почвах Бирмы, которые по
возрасту, вероятно, старше.
309
Некоторые показатели красных ферраллитных кислых почв Кубы
(С. В. Зонн, 1968)
О
О
<М
-О
03
X
св
*
К
X
cd
X
eomt^ooocoo—*oooct>
00 LO °° — 1Л сч осо-^ю
CD О^0гСоООЮгс"
t''-lC?2o50CDO>^c->T*<T*<
ю со - ^ °i - ^ °-
CD о СЧ^Р Ю Ю О О CD О)
—• LO — —
NiM^^oiO^OOCD^
СО CD Ь t- <N
CD —< ^ г-н ОО 00 О О cD
сооо^ооьо^^оЬ:^
—Г ю °1 ю cn ^ ’1 —1 со in
CD СЧ lO СЧ CD •—О О Ю сч
cd
Я
к
XO
>>
«=;
u
г(< ю I СП CD 00 05 «о ^
об^моо^о)*
CD CM —- —■
CD
CDt^CDCvl^coOOCOlOOOoo
05 Ю
*-« Oi О Ol t4 OO CD CO
t> 1 CM
h-оюоососооююо^
о ID ^ ^ ®5 ^ ’“1 ^ ^
CD «—« 05 lO ID ^ ® О 00 Ю
—< CO
t=( •=!
<L> <V
CL, CL
СЮЮ С ,
°юЧ °
<D CM <D
ж я
о
7
Г)
о t-оо^ст>ю^^Ососм
CD** Ю <4 °°. СМ СО СМ ^ СЧ со
Ю Tt4 С5 00 ^NOO^H 00
' СЧ
К
*5
S
2
8
о"
V
«о
s •-?
а-
S
Оч-н
Л. нн .
XT (X ,
К
К
Я
cd
ю
5
ч
cd
а:
о
Он
Я
О Си
>* си
л
< ••
J’SiOOnO^O
,иСс/)<Ц,и<с/)<
310
Красные ферраллитные кислые почвы Африки распростра¬
нены весьма широко. Среди них выделяются а) почвы влаж¬
но-экваториальных лесов; б) почвы переменно-влажных лесов
и саванн и в) почвы сухих саванн и бушей.
В пределах каждой из таких подгрупп ферраллитных кис¬
лых почв подтиповые различия обусловливаются составом и
свойствами пород. Различия в наименьшей степени выражены
в зоне влажно-экваториальных лесов, где коренные породы
различного состава при длительности и непрерывности вывет¬
ривания доведены до стадии однородного содержания A!, Fe,
Si02 кварца и Si02 кремнезема глинистых минералов. При
этом различия обусловливаются мощностью почв и кор вы¬
ветривания, а также сменами толщ, содержащих различные
количества тех же окислов. Примером наиболее влажных и
мощных красных ферраллитных’ кислых лессивированных
почв может быть разрез, изученный Bachrlier в Камеруне
(табл. 56).
По гранулометрическому составу почва делится на три
толщи. Верхняя (до 40 см) имеет наименьшее содержание ила
и наибольшее — пылеватых фракций, что может быть связано
с образованием псевдопыли за счет цементации ила железом,
а может быть и с выносом ила как в поверхностным, так и
внутрипочвенным стоком вод. Средняя толща (от 40 до
240 см) — наиболее оглиненная, с ясным перераспределением
ила до глубины 100 см. Последняя толща (от 240 до 390 см и
более) характеризуется уменьшением содержания ила и уве¬
личением пылеватых фракций также за счет микроагрегирова-
иия железом более мелких фракций. Эта толща соответствует
пятнистой зоне. В верхней толще величина pH около 5,2—5,3,
в средней — около 5,0 и в нижней — около 5,3. Содержание
гумуса не больше 1,15% и постепенно уменьшается с глубиной.
Содержание и распределение валовых Si02, А1203 и Fe<03
согласуются со сменами толщ по гранулометрическому составу
и говорят о глубокой ферраллитизации минеральной части
всего профиля. Отношения Si02: А1203 меньше 2. Верхняя
толща обогащена кварцем и обеднена силикатным Si02, а так¬
же Fe203 и А1203, что, вероятно, обусловлено эрозией и интен¬
сивным лессиважем этих окислов. Средняя толща содержит
значительно меньшее количество кварца и повышенное —
силикатного Si02 при резком увеличении с глубиной А!203 и
Fe203. Как видно, под пологом влажно-тропических лесов
почвы подвержены глубокому лессиважу, почти до пятнистой
зоны (до глубины 190—200 см).
Вследствие интенсивной ферраллитизации в кислой среде
происходит крайнее обеднение почв обменными Са, Mg, К и
Na и только содержание обменных А1 и Н оказывается высо-
ЗП
312
ким по всей толще. При уничтожении лесов в таких почьах
возможно уплотнение и образование кирас. Дирасы могут
образовываться через 8—10 лет после обнажения почв
(В. М. Якушев, 1969). Красные ферраллитные почвы ксеро-
фитных лесов, саванн и буша Южной Африки изучены Van-der-
Merwe (1941). Его данные рассматриваются по двум почвам:
Sabie II — развита на доломите, при 1200 мм осадков в год,
под саванной и бушем, почва отнесена авторам к латеритам;
Tzancen — развита на кристаллических породах (гранит),
при 965 мм осадков в год, под саванной и бушем с акацией,
почва названа красной латеритной.
В почве на доломите (табл. 57) при высоком содержании
ила (и его увеличении с глубины 84 см и ниже) несколько
повышено количество мелкой пыли. Почва на кристаллических
породах более богата илом, его увеличение с глубиной обус¬
ловлено лессиважем. Главное отличие от предыдущей, почвы
заключается в преобладании фракций песка и крупной пыли,
что, несомненно, связано с высоким содержанием кварца,
сильно измельчающегося при выветривании.
Реакция среды в обеих почвах кислая до глубины 168 см
и лишь ниже, в, почве на кислых породах, она несколько по¬
вышается (pH 6,1—6,3). По содержанию гумуса почвы также
близки. По количеству валового азота различия незначитель¬
ные, отношения С : N в верхних горизонтах широкие, с глуби¬
ной сужающиеся.
Различия в валовом химическом составе (табл. 58) Доволь¬
но существенны. В почве на доломите кварца меньше, чем в
почве на граните; в обеих почвах содержание кварца с глу¬
биной уменьшается, что коррелирует с относительным повы¬
шением А1203 и Fe203.
В почве на граните Si02 силикатов с глубины 23 см больше,
чем кварца; содержание силикатного кремнезема в обеих
почвах увеличивается с глубиной. Для почв характерно боль-
. шее накопление Fe203 и А1203, чем в породах. По содержа¬
нию Fe203 обе почвы близки, а распределение его по профилю
(увеличение с глубиной) ясно указывает на передвижение с
илом под влиянием лессиважа из верхних в нижние горизон¬
ты, что особенно выражено в почве на граните.
Накопление А1203 в почве на доломите более интенсивное,
чем в почве на граните, и перераспределение его по профилю
в первой почве более ясное. В обеих почвах MgO содержится
больше, чем СаО, что связано с меньшей его подвижностью.
В распределении остальных окислов, за исключением К20, су¬
щественных различий нет. Содержание К2 значительно больше
в почве на граните, чем на доломите; из первой почвы по
сравнению с породой он выносится, а во второй, наоборот, на¬
капливается.
313
Некоторые показатели красных ферраллитных почв Южной Африки
(по Van-der-Merwe, 1941)
t"-
ю
er
я
ч
\о
а
Н
к
к
+
X
<я .
ffl u
о о
ко
о —
О "—
+
см
СО
2
0Q
0) *
3 Л
as ,*
я s
а) 2
+
см
tUD
S
\о
О
+ '
'cd
CJ
2
U
о*н
я Hd
<0,002
o'-
держание фракций,
размер частиц, мм
0,005—
0,002
0,05—
(),Г05
►-Ч
О
и
1
eg
о о"
о"
1
1
сч
см
2
X
vo
>,
U.
1В
Tf ОО
оооо
dodo
гр со ю со
0 0 — 0
CO^tN н
су
О О О Ж
05 — СО О
0^0-
— сч lo со
Tf а> СО
СО 00 о
•LO LO lO СО
ю оо— со
со сч" сч о"
ююю<о
LON 04^05
<N 00 05
сч СЧ сч 05
со^сосч*'
сч со со сч
СЧ 05
сч
00
СО
сч
1
ю
1
00
1
1
1
о
1
00
1
со
I
гг
сч
ю
00
со 05 00
rf
сч — —
о
о о" о"
о
о ю сч
сч
сч со ^
о"
ООО
со
СО О 05
Ю
СЧ 05 05
— о" о"
*=t
t**-
о, со — о
со
С *”1
со"
О lO сосч
V
ЕЕ
СО <М СО СО 05
(NONTfiO
СЧ сч о О О
0*0 000
rf 05 ю со
05 Tt^O ‘Я СО
СЧ СЧ — о о
00 О* О* ©-*
Ю юю СО СО
с
О) 05 LO со СЧ^ со
с со Г-" оо" of rt«"
g rj« <Ф СО СО СО
м
н
— 05 00 о со
1^* со СО 00 оГ
t**. tj« со оо^
сч" сч" О О Ю
СО СО <ф
оГ о LO ю ю
СЧ^СО СЧ^05 СЧ_
сч" СЧ 05 со" со"
сч сч
сч
00
со
СО
со
сч
1
ю
1
1
1
1
г}«
1
со
1
со
1
сч
сч
ю
—■*
314
Валовой химический состав (% на прокаленное вещество) почв
(по Van-der-Merwe, 1941)
00
LO
cd
S*
s
Ч
VO
ъ?
s
я
<u
a
о
я
<D
3
я
o«
к
&
«
<D
О
о
CD
Uh
<N
О
C/5
О
OI
<
<N
О
C/5
О
<м
a,
О
м
СО
О
ьс
£
О
со
О
о
<N
<
о
СЧ
г"
Cl,
О
у5
£ я
2 а)
<U м
*
св
СГ
О,
СО
S
о
се
Я
S
о
>>
ч
U
оо см LO СО
—I 05 ^ 00
О,
с
' о
СМ Ю Tf 05
со —< оо со
Xi
СО
оо
— 00 о> со
04 —^05
o' o' o' o' o"
Tf CO I4» CO 00
Tf Tf CO 00 CO
o~ o“ o“ о о"
Ь- О -н со —•
~ СМ СО СМ СМ
о" о" о" о" 0~
О? 00 СМ 05
со сч со со см
СМ О) 05 00 00
—н о о о о
О О оо о
ю —• см со тр
05 00^0 СО
rC ocdt^Tco
СО Тр Tf Tf Tf
00 05 05 00 О
05 О Г^- Tf —«
Tf ю~ Tf tC in
CM CM CM CM CM
§s.fc.gg
ю ^ ю _T_T -
CM CM — CO CM
^<N 05 CO a>
rt4 о со" 00 ^
CM CM —I —«
см
00
00
СО
Tf
СО
см
1
ю
1
00
1
1
т
1
о
1
00
1
СО
1
Tf
1
см
см
Ю
00
1—4
CO CM CO »—1 05
СО Ю CM^t4-^
^о'юЧ*^
00 05 со
rf ю 00 CO CO
Tf Tf CM CM CM~
со 0O LO CO LO
со см cm^ cm eg
0~ o“ 0~ o'" o'
CO CM Tf CO Tf
о^союсо
—Г —Г о о о
о Tf LO О 05
CM^i—^ I -^о
о" o' о” о" о"
05 Tf 05 00 00
0^010 Г--
о о о оГ о-
00 LO СО fs, 05
t^cq со о с2>
О о о о о"
ю t- <
оо ю <
> 05 СО
5 СО Tf
СМ —« СО СО* Г"-~
CM-CM CM CM Cn.
О 00 СО Tf см
rf <М 1^0
СО Tf 00 со ^
см см см
Ю 05 о см ю
СО Ь- СО 05 сд
CM oTrf *-?со
см ^ см см см
CM Tf 00 Tf со
CM Tf СМ о 05
СО 00 ~^05 со
со со см — —
СО
см
3
ю
1
т
т
!
со
1
со
1
см
см
ю
ZZ
315
В целом почвы на граните характеризуются типичным
ферраллитным составом, а на доломите — скорее аллитным,
поскольку отношения Si02 : R2O3 и Si02 : А1203 в ней в большей
части профиля <1. Обе почвы объединяются в класс аллитных;
на граните почва красная ферраллитная, слаболессивировгн-
ная, а на доломите —- красная аллитная лессивированная. Эти
различия обусловливаются составом пород. Продукты вывет¬
ривания доломита быстрее подвергаются ферраллитизации, а
затем аллитизации, чем продукты кристаллических пород.
Ферраллитные почвы сухих саванн, выделенные Maignien
(1961) в Африке, развиваются в условиях наибольшей диф¬
ференциации сухого и влажного сезонов. Среднегодовое коли¬
чество осадков составляет 950—1600 мм. Почти все они выпа¬
дают в июне—октябре. В остальные 7 мес атмосферное увлаж¬
нение практически отсутствует. Это типичный регион
климатических саванн. Здесь Меньен выделяет две группы
почв: f .
1. Желто-бурые железистые (ferrugineux) тропические.
Они подразделяются на нелессивированные и лессивировгн-
ные, а также на почвы, не содержащие железистых конкреций,
и почвы с железистыми конкрециями и кирасами.
2. Красные слабоферраллитные почвы, подразделяющиеся
на типичные и лессивированные.
Различия между выделенными группами почв заключаются
в окраске и наличии конкреций, хотя в обеих группах есть
почвы и без конкреций. Такое разделение остается неясным
и до сих пор не нашло четкого подтверждения в аналитических
данных.
Строение этих почв в общих чертах было охарактеризова¬
но ранее. Развиты они на мощных толщах песчаных и легко-
суглинистых отложениях, местами подстилаемых латеритами
или другими породами с глубиной 8—11 м, под типичной са¬
ванной растительностью сахело-суданского типа, с ксерофит-
ными древесными породами и травянистыми растениями.
Желто-бурые железистые почвы (Maignien, 1966) по грану¬
лометрическому составу супесчаные или легкосуглинистые в
верхней (30—60 см) толще, а ниже переходят в суглинки, что
объясняется лессиважем. В нелессивированных почвах рас¬
пределение глины по профилю более или менее равномерное.
Содержание углерода достаточно высокое, но резко падает
с глубиной; отношение С : N широкое. Реакция среды в верх¬
ней части профиля — слабокислая или близкая к нейтральной,
а в нижней — кислая. С величиной pH согласуется .распреде¬
ление валовых и подвижных форм железа: в верхней толще
их мало, а в нижней в 2—3 раза больше. Преобладают неси¬
ликатные формы железа (57—64% от валового количества).
В содержании и распределении обменных катионов раз¬
316
личий нет. В обеих толщах их очень немного, что косвенно
указывает на ферраллитный состав ила. Валовой Р205 содер¬
жатся достаточные количества, однако она находится в
труднодоступных для растений формах. Такие почвы скорее
следует относить к желто-бурым псевдоподзолистым.
Красные ферраллитные почвы по гранулометрическому
составу песчаные, с*глубиной переходящие в легкосуглини¬
стые. Преобладают фракции мелкого и крупного песка. Содер¬
жание углерода меньше, чем в предыдущих почвах (3,3%), а
отношение С : N также широкое. Распределение величин pH
повторяет ту же закономерность, что и в предыдущей почве.
Содержание обменных катионов минимальное. В красных
почвах меньше валовой Р203, а также валовых и свободных
форм железа.
Сравнение аналитических показателей этих почв не выяв¬
ляет принципиальных различий между ними. Первая почьа
более интенсивно лессивирована и содержит больше валовых
и подвижных форм железа; распределение их аналогично в
обеих почвах. Таким образом, различия в цвете и содержании
конкреции вряд ли могут служить показателями для разделе¬
ния почв на две самостоятельные подгруппы. Их различие
обусловлено в основном гранулометрическим составом.
Сравнивая красные ферраллитные кислые почвы различ¬
ны): континентов и стран, можно сделать следующие выводы:
t Для них характерны слабокислая и кислая реакция;
преобладание Fe203 * и А1203; молекулярные отношения
Si02 : R203 и Si02: А1203<2 в почвах, развитых на известняках
и основных породах. На кислых кристаллических породах,
богатых первичным кварцем, эти отношения в почвах
часто >2. В таких случаях ферраллитность выявляется только
составом илистой части.
2. Повышенное содержание кварца не является показате¬
лем подзолообразования, поскольку его накопление — механи¬
ческое, связанное с выносом ила.
3. При молекулярных отношениях Si02: А1203<1 в почвах
преобладает А1203 и они относятся к аллитным.
К. Влияние состава пород сказывается преимущественно
на гранулометрическом составе и соотношений Fe и AI. На
осадочных породах (известняках и др.) процесс ферраллити¬
зации протекает быстрее, чем на кристаллических; почвы на
них более оглинены и содержат больше Fe203 и А1203.
5. Возраст кор выветривания и почв отражается в степени
ферраллитизации, общей их мощности и появлении новообра¬
зований железа.
6. С увеличением сухости усиливается эрозионный смыв
почя, что способствует обнажению горизонта В и накоплению
317
железа в форме различных конкреций, латеритных панциргй,
кирас.
7. Образованию железистых конкреций способствуют кор¬
невые системы деревьев. Древесная растительность предохра¬
няет почвы от образования кирас.
Эволюция и классификация
красных ферраллитных почв
Недостаточная изученность красных ферраллитных почв,
особенно в отношении динамики процессов, происходящих в
них, весьма затрудняет выявление и освещение стадий или
этапов их эволюционного развития.
На основании имеющихся материалов Дюшофур составил
принципиальную схему эволюции ферраллитных почв
(рис. 48). В основу ее положена стадийность выветривания
пород и минералов, обусловленная изменениями реакции сре-
!-| !
>-
I у
!Л 1±
h-h-r
—4-~4h>v
■х
jipfccpWt ! f \Ш\
и IF—Л--
—«lit-
ivj
УспсЛные обозначения:
m< ш.> a. ton* am*
±^\Lj 7
+ 4-
+
*
\w
f
Рис. 48. Эволюция ферраллитных почв (по Дюшофуру, 1965):
а — ферраллитная молодая почва, 6 - то же, охристая нелессивированная,
в — то же, красная типичная, г — то же, ле^сивированная, д— кираса; 1 —
гумусовый горизонт, 2 — глина (с оксидами Fe), 3 — лессиваж, 4 — аккуму¬
ляция Fe(OH), 5 — аккумуляция Fe, 6 — свободный А1, 7— литомарж,
8 — кислая порода, 9 — вынос ЭЮг» Ю — вынос FejOs и AI2O3, 11 — подня¬
тие геО
318
ды под влиянием физико-химических и биохимическх процес¬
сов, происходящих в почвообразующей толще. Эти процессы, в
свою очередь, связаны со сменой растительности, возрастом
почв, миграцией отдельных окислов и* комплексных органсми-
неральных соединений. Наконец, не менее важное значение
на разных стадиях развития почв приобретают и эрозионные
процессы. С ними Дюшофур связывает образование кирас,
или латеритных слоев, и их последующее разрушение.
В природе эволюция может идти различными путями. Тем
не менее рассматриваемая схема дает наглядное представле¬
ние об основных стадиях развития ферраллитных почв в усло¬
виях естественного дренажа. Дюшофур выделяет пять стадий
формирования ферраллитных почв: «молодую», или «юную»,
охристую, красную типичную, красную лессивированную,
стадию кирас, или латеритную. Они взаимосвязаны каолини¬
зацией, образованием пятнистой зоны, лессиважем л дегидра¬
тацией соединений Fe203. В начальной стадии развитие почв
идет в условиях щелочного гидролиза, в результате которого
происходит растворение и лессиваж силикатного Si02. Эта
стадия сменяется кислотной с накоплением гидратных форм
железа и началом лессиважа ила, способствующего образова¬
нию горизонта В. Следующая стадия характеризуется интен¬
сивным лессиважем Fe203 и А1203 с аккумуляцией дегидрати¬
рованных форм железа на границе с пятнистой зоной и обра¬
зованием пизолитовых конкреций. Последняя стадия — эро¬
зионный смыв горизонтов Ах и А2у обнажение горизонта В и
превращение его в кирасу, или латеритный панцирь.
Смена перечисленных стадий тесно связана со сменой
растительного покрова. На первой стадии растительный покров
только начинает формироваться по лесному типу; вторая и
третья стадии связаны с влажными лесами, они способствуют
гумусово-кислотному гидролизу; четвертая стадия характерна
для более ксерофитных лесов, а пятая — взаимодействует
с саваннами и злаковой растительностью. Вместе с развитием
почв происходит развитие пятнистой зоны.
Охарактеризованным стадиям развития ферраллитных
почв соответствует и формирование четко выраженных их под-
типовых различий. Кроме того, допустимо формирование приз¬
наков и свойств, характеризующих преобладание псевдоопод-
золивания. Поэтому в типе красных ферраллитных почв могут
быть выделены следующие их подтипы: 1) слаборазвитые
(«молодые»); 2) красно-охристые нелессившрованпые;
3) красные типичные; 4) красные лессивированные; 5) крас¬
ные псевдоподзолистые с конкреционным горизонтом; 6) ки¬
расы, или латериты.
Дальнейшее подразделение на роды может быть осуществ¬
319
лено по соотношениям Si02: Fe203 и А1203, как отражающим
влияние пород.
Образование кирас было подробно освещено в главе VII.
Здесь следует еще раз подчеркнуть, что латеритообразоьа-
ние — это почвенно-геологический процесс, ввязанный с миг¬
рацией железа и накоплением его в пониженных элементах
рельефа или на участках, подпираемых водами рек, морей и
т. д. Миграция почвенных растворов, обогащенных Fe, обычно
связана'с пятнистой зоной. Вследствие слабой водопроницае¬
мости она обусловливает боковое движение почвенных вод
(Aubert, Maignien, 1954; рис. 49).
Рис. 49. Два случая формирования кирас, связанных с боковым
оттоком, грунтовых вод
Процесс деградации кирас, или латеритных панцирей,
многообразен и сложен. Он может совмещаться с новым ла-
теритообразованием (Aubert, 1950; Maignien, 1958). Особенно
наглядно это происходит под пологом леса (рис. 50). Более
часто деградация латеритных панцирей связана с влияиием
эрозионных процессов и выветривания самих латеритных
слоев.
Рис. 50. Схема процесса дег¬
радации лесных почв на
склоне:
1 — основная масса кирасы под
лесом, 2 — образование кирасы
после сведения леса, 3 —* уве¬
личение мощности, 4 — боковой
лессиваж
В стадии формирования латеритных слоев и их разрушения
происходит смена промывного водного режима на поверхност¬
но-застойный, под влиянием которого могут усиливаться лес-
Услобные обозначения '
Ш ^2 —3
320
сиваж железа и каолинообразование. Это приводит к осветле¬
нию надлатеритной толщи. Часто такое изменение строения
профилей приписывается оподзоливанию. Однако рассмотрен¬
ные выше данные не показали развития в красных ферраллит¬
ных почвах явлений оподзоливания. Причины этого будут
более подробно рассмотрены в главах, характеризующих жел¬
тые аллитные и подзолистые ферраллитные почвы.
Сельскохозяйственная
и лесоводственная характеристика -
Красные ферраллитные кислые почвы представляют основ¬
ной фонд земель сельскохозяйственного и лесоводственного
пользования в тропической и субтропической зонах. В зоне
влажно-тропических лесов эти почвы широко используются
под продовольственные, плодовые и технические культуры. В
более ксерофитных условиях те же почвы осваиваются под
менее влаголюбивые культуры и больше всего под арахис,
кукурузу, бананы, сорго и др.
В саваннах на них выращиваются традиционные культуры:
кукуруза, сорго, арахис, батат, масличные, кокосовая пальма
и многие другие. Однако до сих пор, несмотря на круглогодич¬
ное обилие тепла, на этих почвах выращивается один урожай,
обеспечиваемый влагой дождливого сезона. Лишь культура
риса, наряду с суходольной, возделывается и при орошении,
но на ограниченных площадях.
Для выращивания сельскохозяйственных культур здесь
осваиваются огромные площади лесов и саванн, так как через
2—3 года они забрасываются из-за потери почвами естествен¬
ного плодородия. Так нарушаются сложившиеся соотношения
естественных лесов и саванн, в результате чего происходит
катастрофическое развитие эрозионных процессов. Они усили¬
ваются ежегодным выжиганием растительности на участках,
предназначенных для освоения, а также оставшейся к началу
дождливого сезона сухой растительности в саваннах — для
улучшения роста новой зеленой массы.
Освоение красных ферраллитных почв затрудняется из-за
недостатка в них питательных веществ, прежде всего азота и
фосфора. Поэтому необходима разработка способов и приемов
освоения этих почв, которые должны предусматривать: а) ра¬
циональное соотношение лесных, пахотных и пастбищных
угодий. Не менее 30% площади следует оставлять под лесом
для предохранения почв от эрозии; б) развитие орошения и
повышение плодородия пахотных почв путем внесения мине¬
ральных удобрений (в первую очередь азотных и фосфорных),
внедрение зеленого удобрения и рациональных севооборотов;
в) борьбу с эрозионными процессами агротехническими и агро¬
21 За.к 1542
321
мелиоративными приемами и способами; г) регулирование на¬
грузки скота на единицу площади, особенно на легки* по
гранулометрическому составу почвах; создание загонной си¬
стемы выпаса и искусственное улучшение пастбищ лугем
удобрений и подсева трав.
Красные ферраллитные кислые почвы по своей природе —
лесные почвы, поэтому площади их, которые по тем или иным
причинам выбывают из сельскохозяйственного пользования,
необходимо осваивать под лесные насаждения из ценных дре¬
весных пород.
Глава XVII
СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
О ПОДЗОЛООБРАЗОВАНИИ В ГРОПИКА-Х
Проблема подзолообразования возникла на ранних стадиях
развития докучаевского почвоведения и продолжает до настоя¬
щего времени привлекать внимание нерешенностью и спор¬
ностью многих ее аспектов.
Еще недавно среди почвоведов многих стран существовало
более или менее согласованное мнение, что подзолообразова¬
ние неразрывно связано с воздействием лесной растительности,
с накоплением под ее пологом на поверхности почв «грубого
гумуса». При таком представлении подзолистые почвы и под¬
золы выделялись не только в бореальном, но и в субтропиче¬
ском и тропическом поясах. Подзолообразование стало одним
из немногих процессов, не имеющих строго очерченных ареа¬
лов. Подзолистые почвы описывались в самых различных
природных условиях — от лесотундровых до влажно-тропиче¬
ских.
На протяжении последних 15—20 лет проблема подзолооб¬
разования вновь привлекла внимание почвоведов и сгала
пересматриваться в двух направлениях:
— в направлении уточнения понятия подзолообразования и
разделения его на собственно подзолообразование, лессивиро-
вание и псевдооподзоливание с характерными для каждого из
них механизмами формирования соответствующих типов почв
и
— в направлении уточнения ареалов возможного проявле¬
ния подзолообразования и ограничения его преимущественно
умеренно холодным климатом бореального пояса.
Остановимся на уточнении трактовки подзолообразования
вообще и применительно к тропическим условиям. Как отмеча¬
лось в главе II, развитие новых методов исследований, осо¬
322
бенно микроморфологического, минералогического, направлен¬
ных на изучение глинистых минералов, а также химических —
изучение илистых фракций групп и форм соединений железа
и других, позволило подойти к дефференциации почв, ранее
объединявшихся в группу подзолистых.
В настоящее время эта группа почв подразделяется на:
а) лессивированные, б) псевдоподзолистые и в) подзоли¬
стые. Перечисленные почвы формируются под влиянием одно¬
именных процессов, а также псевдооглеения, или сезонного
поверхностного переувлажнения. Процесс лессиважа рассмат¬
ривается нами как предшествующий подзолообразованию.
Лессиваж и оподзоливание могут быть эволюционно связанны¬
ми, т. е. лессиваж может предшествовать подзолообразованию.
Но они могут протекать и независимо. В таких случаях лесси¬
важ подготавливает условия для развития псёвдоподзолооб-
разования. Эти условия заключаются в проявлении сезонного
поверхностного переувлажнения верхней почвенной толщи.
В отличие от Дюшофура (1965), выделяющего самостоя¬
тельный тип почв лессиве, мы рассматриваем его как процесс,
который может налагаться на почвы различных типов и опре¬
делять подтиповые различия в пределах каждого из них.
Превалирование лессиважа над другими элементарными про¬
цессами определяет переход одного типа почв в другой.
Лессиваж как стадия, предшествующая подзолообразова¬
нию, проявляется в условиях от умеренно холодного до влаж-
ноттропического климата на относительно богатых силикатных
породах. Степень проявления лессиважа зависит от количест¬
ва атмосферных осадков, особенно в теплый период. Наиболее
интенсивно лессиваж развивается в атлантическом и муссон¬
ном климате и ослабляется при нарастании континентально-
сти; передвижение ила преобладает над выносом продуктов
его разрушения. Разрушение ила, если оно и проявляется, то
весьма слабо. В таких условиях лессиваж сменяется псевдо-
оподзоливанием. Истинное оподзоливание в этих же условиях
может развиваться лишь при хорошем дренаже. Оно начи¬
нается с механического обеднения верхней толщи илом. Затем,
когда скорость фильтрации почвенных растворов снижается
вследствие образования горизонта В, начинается усиление
выветривания первичных минералов в верхней толще и вынос
из нее продуктов их разрушения в нижнюю толщу. Это при¬
водит к накоплению в поверхностном горизонте кремнезема,
высвобождающегося из силикатов. В результате возникает
дифференциация профиля с образованием элювиального го-
ризона А2 и иллювиального В, характерных для подзоли¬
стых почв.
Подзолообразование рассматривается нами как процесс
накопления кремнезема, образующегося в результате разру¬
323
шения силикатных минералов. Продукты такого разрушения
в виде окислов выносятся из толщи, в которой они разрушают¬
ся, и коагулируют на некоторой глубине от поверхности, где
создаются условия для их осаждения. Таким образом, при
подзолообразовании элювиальный горизонт обедняется всеми
окислами, за исключением Si02 силикатов. В этом процессе
важная роль принадлежит подстилкам, продуцирующим соо-
бодные органические кислоты, особенно в тех случаях, когда
они не нейтрализуются основаниями и не образуют комплекс¬
ные гумусо-железистые соединения в количествах, достаточ¬
ных для защиты минералов от разрушения.
При лессиваже преобладает текстурная дифференциация
почвенного профиля — обеднение илом верхней толщи, обога¬
щение средней, иногда и нижней толщ. Верхняя толща обога¬
щается кварцем за счет выноса силикатного ила \ Накопле¬
ния кремнезема нет или оно очень слабое вследствие того, что
кремнезем не высвобождается при передвижении (выносе)
ила без его разрушения.
С учетом кратко охарактеризованных механизмов лессива-
лса и подзолообразования трудно представить проявление
последнего в ферраллитной или аллитной минеральной массе
тропических почв. Лессиваж в них связан с передвижением
подвижных форм Fe и А1, а также гумусово-железистых соеди¬
нениях. Передвигаются окислы в коллоидальных и органоми¬
неральных соединениях. При этом накопления кремнезема не
происходит, так как, во-первых, первичных силикатных мине¬
ралов в почвах ферраллитного и аллитного состава почти нет,
а во-вторых — преобладающая часть гумусовых кислот, ад¬
сорбируясь на поверхности коллоидальных глинистых минера¬
лов, состоящих преимущественно из Fe и А1, предохраняет их
от дальнейшего разрушения. Поэтому встречающаяся освет-
ленность верхней толщи напоминает или имитирует элювиаль¬
ный горизонт подзолистых почв.
Однако возникновение такой осветленности обусловлено
иными процессами — лессиважем, определяющим текстурную
дифференциацию профиля, и возникающей вслед за нею се¬
зонной переувлажненностью верхней толщи, лежащей над
горизонтом В. Такое переувлажнение способствует восстанов¬
лению окисного железа в закисные формы.
Эти последние, как наиболее подвижные, подвергаются
миграции, перераспределению, а в сухой сезон — сегрегации
в прожилки и конкреции. В результате горизонт с наибольшим
перераспределением железа обесцвечивается и приобретает
внешние черты сходства с подзолистым горизонтом. Это
1 Возможность передвижения в толще почв по крупным порам, тре¬
щинам, ходам корней, насекомых и животных доказана изучением микро-
морфологического строения почв.
324
обесцвечивание усиливается и тем, что такие почвы, как
правило, содержат повышенное количество первичного квар¬
ца. Поэтому анализы их показывают накопление Si02 в освет¬
ленном горизонте. Однако первичный кварц является баллас¬
том и не может приниматься за диагностический показатель
подзолообразования. Илистая же часть по всем горизонтам
сохраняет постоянство состава, и в ней не происходит увели-*
чения кремнезема. Поэтому в подобных почвах, несмотря на
обесцвеченность, горизонт А21 сохраняет структуру и оказы¬
вается обедненным только железом. Такое строение и состав
почвы отвечает псевдооподзоливанию. При этом формирует¬
ся профиль, состоящий из горизонтов Аи Л2/, ВС,
Глава XVIII
ЖЕЛТЫЕ КВАРЦЕВО-АЛ Л ИТНЫЕ ПОЧВЫ
В субтропиках и тропиках широко развиты желтые и жел¬
то-серые почвы, обогащенные во всей или только в верхней
толще кварцем. Ниже эти толщи могут сменяться толщами,
часто представленными пятнистыми каолинизированными гли¬
нами. Нередко между легкой кварцевой или тяжелой глини¬
стой толщами могут залегать слои крупных кварцево-желе-
зистых конкреций или кираса различной мощности.
Образование почв такого строения происходит двумя пу¬
тями: 1) текстурной дифференциацией почвенного профиля
под влиянием лессивирования. При этом увеличение ила
происходит постепенно, что и способствует образованию сгли-
ненного горизонта В обычно на глубине максимального про¬
сачивания влаги атмосферных осадков; 2) перекрытием ранее
образовавшихся пятнистых кор выветривания более легкими
песчаными или супесчаными наносами морских трансгрессий,
аллювиальными и делювиальными наносами. Строение таких
толщ и почв, развитых на них, показано на рис. 51,
Глинистые слои обусловливают переувлажнение верхцей
толщи почв и перевод большей части железа из окисных в
гидратные и закисные формы. Последние, как более подвиж¬
ные, мигрируют или сегрегируются в профилях или выносятся
боковым стоком за их пределы. Поэтому окраска верхней
толщи — от светло-желтой и палевой до желтовато-серой (бе¬
лесоватой) — зависит от степени выноса или сегрегации же¬
леза в конкреции.
Аналогичные почвы образуются и при перекрытии лате¬
ритных слоев мелкоземистыми наносами различного грануло¬
метрического состава. Подобные почвы большинством иссле¬
дователей относились к субтропическим или тропическим
325
железистым, желтоземно-подзолистым, подзолистым субтро¬
пическим и подзолисто-латеритным. Критерием для такой
диагностики почв было преобладание в их верхних горизон¬
тах SiC>2, что объяснялось проявлением подзолообразователь¬
ного процесса. Однако, как отмечалось ранее, необходимо
строго различать накопление в почвах первичного кварца и
кремнезема, высвобождающегося из первичных минералов
при их разрушении.
т'.-Ь"’.-
<70 0
/
2
а: О.
3
и
« cS?<3
5 ил
7
Рис. 51. Схема строения желтых кварцево-аллитных почв:
/ — слаболессивированная, II — псевдоподзолистая на песках, III — то же,
песчаная на пятнистых глинах, IV — подстилаемая латеритным слоем; 1 —
лесчано-гумусовый, 2 песчано-лессивированный, 3 — псевдоподзол истый се*
зонно-глеевый, 4 — суглинистопесчано-текстурный, 5 — железисто-конкрецион-
ный, 6 — латеритный, 7 — песчаный, 8 — пятнисто-глинистый
Кварц в таких почвах следует рассматривать как балласт¬
ный минерал, поэтому его не следует принимать в качестве
диагностирующего подзолообразования. По всем основным
показателям эти почвы существенно отличаются от красных
ферраллитных, поэтому они выделены нами в генетически
самостоятельную группу почв, хотя в литературе Mohr (1936;
Ричардс, 1961) существует мнение, что выделение почв жел¬
того цвета или оттенка в особый тип желтоземов не обоснова¬
но. По мнению Ричардса, желтый цвет почву обусловлен
326
более высокой гидратацией окислов железа, чем в краснозе¬
мах, и, по-видимому, между этими двумя группами почв нет
более существенных различий. Mohr (1936) полагал, что жел¬
тоземы представляютсобой стадию развития красноземов, так
как желтые окислы железа неустойчивы, а красные — устой¬
чивы. Подобные представления имеют частный характер,
более же общими являются вышеприведенные генетические
особенности формирования указанных почв.
В этой группе рассматриваются следующие типы почв:
1) желтые лессивированные; 2) желтые псевдоподзолистые;
3) желто-серые псевдоподзолистые на латеритных слоях. В
своем развитии эти почвы могут быть как отдельными стадия¬
ми единого генетического ряда, так и развиваться самостоя¬
тельно, что особенно относится ко второму и третьему типам
почв
Распространение подобных почв довольно обширно и свя¬
зано в основном с поверхностями выравнивания, террасами
морского и речного происхождения, особенно в дельтовых
областях. Г^одробно они изучены в Южной Африке, на остро¬
вах Карибского моря и в Юго-Восточной Азии.
Желтые лессивированные почвы
Желтые лессивированные почвы нередко относились к
желтым латеритным (Van-der-Merwe, 1941), подзолистым
(Roberts, 1942) или выделялись в особые серии «Норфолк» и
«гуане» (Bennet, Allison, 1928). Они могут быть ‘различного
гранулометрического состава — от супесчаного до глинистого.
Почвы легкого гранулометрического состава слабо гумусиро-
ваны, их лессивированность определяется наличием на раз¬
личных глубинах горизонтов более тяжелого гранулометриче¬
ского состава. Такие более тяжелые горизонты в лессивирован-
ных почвах островов Карибского моря (Куба) имеют
мощность от 10—20 до 30—40 см. Они темнее нелессивирован-
ных, изредка в них встречаются железистые конкреции и
слабые серовато-сизые пятна. С более тяжелыми по грануло¬
метрическому составу горизонтами связаны особенности вод¬
ного режима и плодородие почв. В верхней толще, лежащей
над более тяжелым горизонтом, в период дождей создается
временный избыток воды, что и способствует сезонному по¬
верхностному переувлажнению и лессиважу.
Формирование тяжелых по гранулометрическому составу
горизонтов — результат длительного обеднения * илистой
фракции в толще, лежащей над ними. Почвы тяжелосуглини-
стого и глинистого гранулометрического состава описаны
Van-der-Merwe (1941) в Южной Африке. Там они развивают¬
ся при выпадении 800—1000 мм осадков, с резко выраженным
327
Некоторые показатели желтой лессивированной почвы Южной Африки
(по Van-der-Merwe, 1941)
СО
К
Е
3,6
2,6
СО
счГ
2,2
см
СМ
к
к
gu
§о
+
0,07
о
о"
0,07
0,07
о
8 "oQ
gg
+
СЗ
Ъ
0,05
0,09
0,06
0,03
o'
0,37
Я S
о>
S
vo
О
+
(N
hjo
S
0,18
0,09
0,14
0,14
0,14
0,09
+
о
-
00
00
СО
О
оо
О
cd
О
о
о
о
’ o'
О
о
Z
05
г-
S
оо
Ю
о
со
о
см
см
о^
ю
О '
*
о
о"
o'
о
о"
о
а
1,89
ч
0,86
со
СО
о"
0,40
0,32
ОгН я Hd
4,.6
4,7
4,6
5,0
5,3
5,4
О
со
со
см
г-
o'
V
сч
Tf
о
со
05
05
со
o'*
1
8* ~
к 2
Is
О.Э
*©* £
0,005-
0,002
CD
со
о"
2,8
3,4
5,4
7,9
й S
Ж {3*
a
03 Си
* S
Си 25
Is
0,05-
0,005
9,1
оо"
о
оо
9,0
CS
20,8
go-
с
0,1—
0,05
ОО
8,3
8,5
9,5
00
о
1
(М
38,0
43,1
38,1
30,1
•28,1
20,4
6
оа
05
со
СМ
СМ
СО
-3*
173
VO
>>
Uh*
i
CM
i
05
1
СО
<М
I
Г"-
со
46-
116-
328
4—5-месячным дождливым сезоном, на элювии гранитов. Эти
почвы отличаются большей мощностью, но неясной дифферен¬
циацией профиля на горизонты, малой гумусированностыо; на
поверхности имеют серовато-бурую окраску, в более тяжелых
по гранулометрическому составу горизонтах она переходит в
желто-бурую. Темно-серая окраска во влажном состоянии
верхних горизонтов обусловлена сезонным переувлажнением,
достигающим глубины 25 см и более. Такие почвы Van-der-
Merwe относил к желтым латеритным.
Гранулометрический состав почв подтверждает передвиже¬
ние ила по профилю. В тяжелых почвах Южной Африки
также происходит постепенное увеличение ила с поверхности
до глубины 46 см (табл. 59). Глубже начинается плавное его
уменьшение, что связано с глинистым составом всей почвы.
Почвы имеют кислую реакцию — величина pH от 4,6 в верх¬
них горизонтах до 5,4 — в нижних.
Супесчаные почвы Кубы имеют более кислую среду (pH от
4,2 до 3,8) и кислотность в них усиливается с глубиной, что,
вероятно, связано с общей обедненностью почв основаниями
(табл. 60). Содержание гумуса в сравниваемых почвах незна¬
чительно: в глинистых — до 3,0% с постепенным уменьшением
с глубиной, а в супесчаных почвах Кубы — до 1%. Накопле¬
ние азота невелико, отношения С : N широкие.
Таблица 60
Состав обменных катионов в желтой лессивированной почве Кубы
(разрез 9; С. В. Зонн, 1968)
Глубина,
см
Я.
X
со
г
Си
Гумус, %
Обменные катионы,
мг-экв/100 г
Обменные катионы,
% от суммы
Са2+
Mg2+
Н+
сумма
Са2+
Mg2+
Н +
2—10
4,2
0,75
0,97
1,51
0,04
2,52
38,5
59,9
1,6
30—40
3,9
0,45
1,83
0,87
0,04
2,74
66,8
31,7
1,5
50—60
3,8
0,39
1,08
2,37
0,12
3,57
30,2
66,4
3,5
Малое содержание обменных катионов также отражает
аллитную природу ила этих почв (табл. 61). Преобладание
обменного Mg над Са, вероятно, связано в прошлом с воздей¬
ствием вод, богатых магниевыми солями.
Содержание тех же окислов в иле существенно отличается;
полуторные окислы Fe и А1 преобладают над Si02, что резко
снижает молекулярные отношения до величин не более 2,0; в
иле А1203 преобладает над Fe203 в 4 раза и более, что указы¬
вает на его высокую каолинизацию и малое содержание
лимонита.
329
Таблица 61
Валовой химический состав (% на прокаленное вещество)
желтой лессивированной почвы Кубы)
(разрез 9; С. В. Зонн, 1968)
Глубина,
см
Потери
при про¬
калива¬
нии, %
Si02
Г62О3
А120з
СаО
MgO
Молекулярные
отношения
Si021
R2O3
Si02 :
А1203
Si02 •
Fe203
2—10
2,19
95,38
0,92
3,17
0,39
0,15
42,9
51,2
264,7
50—60
3,21
90,72
2,07
6,37
0,15
0,04
20,1
24,3
116,2
140—150
1,81
94,06
0,92
3,96
0,21
0,15
34,8
40, Г
260,8
Выше отмечалось, что лессиважу подвергается железо.
Это подтверждается распределением подвижных (по Тамму)
и окристаллизованных (по Джексону) форм соединений желе¬
за. В оглиненном горизонте (50—60 см) их меньше, чем в
вышележащих (табл. 62).
Т а б л и ц а 62
Формы железа в желтых лессивированных почвах Кубы
(разрез 9; С. В. Зонн, 1968)
Глубина, см
Fe203, % на абсолютно сухое вещество
по Тамму
по Джексону
в вытяжке
% от валового
в вытяжке
% от валового
2—10
0,11
12,0
0,59
64,1
30—40
0,13
не опред.
1,47
не опред;
50—60
0,09
4,3
0,90
43,4
140—150
0,20
1,3
0,43
46,6
Кроме того, их содержание (в процентах от валового желе¬
за) по сравнению с красными ферраллитными кислыми поч¬
вами существенно снижается. Из этого следует, что железо
переводится в закисные формы и частично выносится. Нако¬
нец, малое количество обменного водорода при кислой реак¬
ции почв косвенно подтверждает преобладающую роль
ионов А1 в подкислении почв.
Желтые лессивированные почвы Южной Африки по вало¬
вому содержанию окислов и их распределению принципиально
не отличаются от почв легкого гранулометрического состава
Кубы. В них также резко преобладает А1203 над Fci203 и
Si02 кварца над Si02 силикатов, что служит показателем их
аллитизации, которая маскируется высоким содержанием Si02
кварца, остаточного от выветривавшихся гранитов, на иро-
330
дуктах выветривания которых образовалась почва. Поэтому в
почвах молекулярные отношения Si02 : R203 и Si02:А12Os>3,0.
Аналогичное отношение в иле <1,5, что указывает на его
глубокую аллитизацию. Кроме того, в иле резко увеличивает¬
ся содержание А1203 по сравнению с Fe203. Количество Si02
уменьшается почти в 2 раза за счет кварца, не входящего в
состав ила.
Несмотря на то, что рассмотренные почвы находятся на
различных континентах, образовались из различных пород и
имеют разный гранулометрический состав, они обладают
близкими показателями состава и свойств, обусловленных
лессиважем ила, содержащего Fe203 и А1203. Кроме того, по
этим показателям желтые лессивированные почвы весьма
существенно отличаются от красных ферраллитных, что позво¬
лило отнести их в класс кварцево-аллитных почв.
«Ъ сельскохозяйственном отношении желтые лессивирован-
пые почвы представляют значительную ценность, так как об¬
ладают благоприятными водно-физическими свойствами и при
суглинистом гранулометрическом составе — повышенным
естественным плодородием.
При супесчаном и легкосуглинистом гранулометрическом
составе почвы менее обеспечены влагой и питательными ве¬
ществами. Поэтому использование почв легкого гранулометри¬
ческого состава должно вестись с учетом повышенной под¬
верженности их ветровой эрозии. На таких почвах целесооб¬
разно создавать многолетние насаждения из древесных плодо¬
вых* таких как манго, кокосовая пальма, цитрусовые. Выра¬
щивание их при внесении удобрений обеспечит задериение
почв, предохранит их от ветровой эрозии.
Почвы более тяжелого гранулометрического состава
могут использоваться и под другие культуры,* прежде всего
под плантации сахарного тростника и чайного куста. Эти
почвы' нуждаются в охране от водной эрозии. Ее развитие
может вызывать образование оврагов и усиливать смыв почв.
Желтые псевдоподзолистые почвы
Псевдоподзоливание в почвах связано как с лессиважем,
так и с почвенно-геологической двучленностью пород. В лес*
сивированной почве в горизонте А происходит сезонная смена
аэробного режима на анаэробный; окислительные условия
сменяются восстановительными; Fe203 переходит в Fe(OH)3
и FeO. В этих двух последних формах железо приобретает
большую подвижность, может подвергаться боковому выносу
за пределы почвенного профиля, чему способствует слабая
водопроницаемость горизонта В. Соединения железа могут
мигрировать к поверхности последнего, где с наступлением
331
сухого сезона они сегрегируются в железистые примазки и
конкреции. В результате верхняя толща приобретает более
светлые, палевые и серые тона окраски, что обычно принима¬
лось за диагностический показатель оподзоливания почв.
- . Возникновение псевдоподзоливания, связанного с почвен-
но-геологической двучленностью почвообразующих толщ, мо¬
жет проявляться при следующих типах их строения: а) при .
подстилании верхней толщи легкого гранулометрического со¬
става преимущественно толщами пятнистых глинистых кор
выветривания; б) при переходе верхней песчанистой или
легкосуглинистой толщи в ожелезненный, нередко цементиро¬
ванный слой такого же гранулометрического состава, как и
верхний. При этом соединения железа выступают в роли це¬
мента, создающего плотные слабоводопрокицаемые горизонты.
Происходящее переувлажнение способствует осветлению верх¬
них горизонтов и сегрегации железа в примазки, конкреци^и
даже конкреционные слои. Подобные признаки также часто
принимаются за диагностические процессы оподзоливания.
Однако осветление во всех случаях связано с сезонным пере¬
увлажнением поверхностных толщ, обусловливающим времен¬
ное или постоянное псевдооглеение (по Мюккенгаузену).
В псевдоподзолистой почве Южной Африки (табл, 63)
весьма четко выступает накопление глины на глубине 40—
76 см. Выше и ниже этого слоя содержание частиц <0,002 мм
в 2—3 раза ниже. Такое распределение частиц, вероятно,
обусловлено лессиважем.
Псевдоподзолистая почва Кубы сформировалась на дву¬
членных отложениях. В ней глубже 50 см залегает толща
пятнистой глины большой мощности. В верхней толще до 50 см
хорошо прослеживается лессиваж ила. В обеих почвах над
глинистым горизонтом ясно выражено накопление частиц
размером от 2 до 0,1 мм. Это обусловлено цементацией желе¬
зом кварцевых частиц и образованием мелких конкреций или
так называемого псевдопеска.
Почвы существенно отличны по реакции среды. В первой с
глубиной величина pH возрастает от 5,2 до 7,3, что также мо¬
жет подтвердить лессивированность этой «дочвы; во второй —
наоборот, pH уменьшается к пятнистой толще, имеющей кис¬
лую реакцию.
Валовой состав (табл. 64) показывает явное накопление
Fe203 в первой почве на глубине 31—40 см, а во второй — на
глубине 56—96 см. В почвы Южной Африки Fe203, очевидно,
принесен внутрипочвенным стоком, так как выше и ниже
ферраллитного горизонта содержание Fe203 небольшое. Если
исключить глубину 31—40 см, то распределение Fe203 и
А1203 подчинено закономерности, обусловленной лессиважем.
Непочвенную ферраллитизацию слоя 31—40 см подчеркивает
332
tf
я
ч
vo
сЗ
Н
С : N
2
—
О
О
►—1
•—*
сз
►L.
а.
см
о
о
о"
V
S
я
см
о
tf
о
Я
н
о"
о
1*
со
LO
tf4
о
Сч
<и
о"
г
оо
р.
ю
о
гР
о
,
о"
к
1
tf
«
LO
СО
о"
п<
<и
S
ю
к
о
СО
о"
1
сх
а;
1
«=С
о"
о
и
—
о"
1
!
см
2
о
со"
Я
X
ю
ч
U
%
(-Н
о
£
с
Л
>
СО
«
Я
Он
<
я
*
2
00 со Tf
CD
0^00 о-
оо со со ю с
ор^сэ о
о о з~Г o' 0>
Я
со г^.
тН 0^05 со.
(N M CM Tf СО
»Л Ю CD 0 N
СП о t>-^ Tf
CM" is: <N См" со
—с —H CSJ ю см
СМ ю ^ Tf О^
со" со" (N о" 05
00 Ю со —I см
см" о" ьГ см"
см см см ^
оо 1Л 05 00 05
—Г г^Г гС (С см"
со см см
Ю Ю 05 СО
00 гС о *-« Tf
СМ СМ <Г>
Ю ^ о со ~-
1 СО Tf
Mill
О Ю —I О CD
— СО Tf
*3
о>
Он
§ * *
ю оо ь- о
CM Ю ^ -—• .
-ООО S
ОСО^ОО 1
со" ю" ю" lo"
00
Cl
0"j
С-
о
<v
с
с
<V
CQ
°Ч *~1 °о о о
—~ о" 00 LO 00 (N
—* CM <N СМ ш X)
Tf Tf CO^lO со^.
lO СО со" со Tf ,
со
VO
>-« OcMTf^LOcO”
оо" см" ^ 00 ”
см см
ю —« Tft^-. 00
со" 05 CN 05 00 е^Г
Ю Tf со —
о —lOO^N
со" со" см" о" см"
см ю —
юсооооо
Tf — см со ю со
I II II I
о Tf ю CM 00 о
i-н см со ю
о
>v
S
>1
(1)
*
к
Я
к
«о
и
О)
fc(
го
333
Валовой состав (% на прокаленное вещество) желтых псевдоподзолистых почв
(С. В. Зонн, 1968)
X
«=3
ю
cd
Н
Qu w
hr д
5 S
>>а
us о
о> я
Ч н
о о
а>
(X
О
сл
О
<N
<
CS
о
00
О
СО
Z
О
СО
U
О
<
о
а>
[-U
О
сп
к °
О- д CQ о“-
£ К -
£ s ч к
° аю s
С с « к
ж
к
VO
ч
CN q^(NO
стГ cjT —Г of см
СО rf — см
СО 00 т* 05 —
(N Ю ^ Ю
1C ^ 00 ^ со
о о _ сэ
о" о" о о o'
со СО со о
СМ СМ СО Г- СО
ООО-' см
ю со см со 05
•Л — см со
*s о о о о" о
о,
•&
к
cd
к
*
9
о о — см см
со СГ> со Ю сг>
СМ^ ~ СО см
о о о*" о” о
^ со ^ см
^^,ЮСТ»0О
ю _г _г
— СМ СМ
СМ СМ О) со ^
^ со h-
см" Th 00 t"-"
(35 N O CO CO
00 30 CO CO CO
с
о
о
X
ю
■
о
со
7
со
1
1
t^.
1
1
1
о
1
ю
1
I
0
1
со
со
rf
t"-
ООО/ ®.
odo°°.n
gcMCMco —
*3
<v
ex
с ,
о '
а>
о о о о —
СМ О 00 СО
CM СО со CN ОО
о" о" о" о" —Г
03 Tf
О О^ О — СМ 00
& о" о" о" о" о
Ю уо 00 05 ^
о ^ о сч см
о ч о" о" *-«"
Is- I4' Tf h-
со-ф со^ 5_:
со со of lo of
со оо со сч
^ 05 со СО
’ 05 со »—Г
см —
t'- 05 СО СМ Ю
со см сч со^
ONIO(N оо"
05 00 ^ ^ ЛО
10 05ЮС0-Н
СО *—I со ч* 00
со со" Th" 05" со"
О 00 со со см
-ч СО Ю 05 —<
I I
334
малое содержание в нем AI2O3. Остается неясным, обусловле¬
но ли снижение (по сравнению с верхними горизонтами) БЮг
в толще почвы ниже 40 см двучленностыо или более интенсив¬
ным выветриванием в результате переувлажнения. На послед¬
нее отчасти указывает увеличение на тех же глубинах СаО,
MgO и К20.
Верхняя толща (до глубины 31 см), судя по молекулярным
отношениям, обогащена первичным кварцем. Малые величины
молекулярных отношений Si02: Fe203 в слое 31—40 см отра¬
жает не аллитность, а скорее аллохтонный характер накопле¬
ния соединений железа. Аналогичный характер распределения
окислов отмечен и в почве Кубы. Верхняя толща до глубины
56 см отличается весьма интенсивным лессиважем Fe203 и
А1203. На разнородность почвенной толщи указывают и моле¬
кулярные отношения.
Подобные почвы Van-der-Merwe (1941) относил к подзо¬
листым. Однако интерпретация данных состава и условий об¬
разования не позволяет диагностировать их как подзолистые.
Отнесение подобных почв к желтым псевдооподзоленным под¬
черкивает своеобразие их генезиса, обусловленного сезонным
переувлажнением вследствие близкого залегания водонепрони¬
цаемых слоев. Почвы относятся к малоплодородным, что обус¬
ловливается, главным образом, избытком влаги в дождливый
период и необеспеченностью ею культурных растений в сухое
время, а также недостатком N и Р.
Большая часть подобных почв, особенно легкого грануло¬
метрического состава, занята саваннами и используется как
естественные пастбища, с загонной системой и малыми на¬
грузками скота на 1 га. Меньшая часть таких почв осваивает¬
ся под посевы кормовых трав. Почвы более тяжелого грануло¬
метрического состава используются под плантации сахарного
тростника с внесением высоких доз удобрений. Почвы легко
подвержены водной, а местами и ветровой эрозии. Водная
эрозия приводит к образованию «bed lands», что исключает
возможности дальнейшего освоения таких площадей в сель¬
ском хозяйстве. Почвы наиболее целесообразно использовать
под пастбища.
Желто-серые псевдоподзолистые почвы
Последними в ряду кварцево-аллитных почв являются
псевдоподзолистые, развитые на железисто-конкреционных,
блоково-кирасовых слоях и пятнистых глинах. Подобные почвы
были впервые описаны на Кубе Bennet, Allison (1928) и вы¬
делены в серию «мокарреро», названную по присутствию в них
крупных (>5 мм) кварцево-железистых конкреций.
В 1968 г. эти почвы отнесены нами к псевдоподзолистым
или псевдоподзолам и включены в кварцево-аллитную группу.
Они преимущественно супесчаные или песчаные до подстилаю¬
щих их слоев конкреций, или блоков кирас, или прослоев
пятнистых глин. Мощность их не более 50—70 см, а иногда и
меньше. Песчаная толща слабо гумусирована, серовато-беле¬
соватая, с железистыми прожилками и мелкими конкрециями.
Она резко переходит в слои конкреций, смешанных с тем же
песчаным материалом, или в обломки кирас, или в прослои
пятнистой глины.
Желто-серые псевдоподзолистые почвы на обломках кирас
занимают поверхности выше 100 м над уровнем моря; на
конкреционных слоях развиты по террасам высотой в 20 и
50 м над уровнем моря, а на прослоях пятнистых глин — в
приустьевых частях долин рек или на первых морских терра¬
сах. Здесь почвы выделяются повышенным увлажнением
(грунтовым) и на них произрастают леса из дуба виргинского
и других широколиственных пород. На почвах с конкрецион¬
ными и латеритными слоями развивается крайне бедная тра¬
вянисто-кустарниковая саванная растительность с пальмой
Канна и др.
Таблица 65
Гранулометрический состав псевдоподзолистых почв Кубы
(Bennet, Allison, 1928; С. В. Зоин, 1968)
Глубина, см
Содержание фракций, %; размер частиц, мм
1 —
0,25
0,25—
0,05
0,05-
0,01
о, 01—0,005-0,005—0,001
<0,00!
С конкреционным слоем (разрез 33)
0-3
20,5
29,7
26,7
17,6
нет
6,1
3—6
20,4
24,1
17,7
27,0
10,8
6—12
15,2
25,2
20,2
27,6
11,8
50—60
28,4
5,0
6,0
26,7
0,3
32,9
Без конкреционного слоя (разрез 7)
0—10
22,2
40,2
25,3
0,8
1,7
9,8
10—20
17,6
50,9
19,1
2,0
2,4
7,9
50—60
5,7
7,7
12,5
10,3
23,3
40,5
При формировании на конкреционном слое (табл. 65,
разрез 33) почвы супесчаные, с ясно выраженным лессиважем
до глубины залегания слоя конкреций. При залегании на пят¬
нистой глине (разрез 7) почвы более опесчанены и, кроме
того, в средней части (10—20 см) более обеднены илом, по-
видимому, в результате лессиважа. Реакция почв кислая;
содержание гумуса в горизонте А\ не более 1%.
336
Валовой химический состав (% на прокаленное вещество) желто-серых псевдоподзолистых почв
(С. В. Зонн, 1968)
Cd
sr
я
ч
0
1 *
§"1
II
CD Я
Ч £
О о
£
0>
Ц*
О
<75
О
сч
<
о
с/5
Q
CS
*
о
с
С
0£
£
О'
СЧ
<
о
сч
о»
Ц-,
О
с7>
СО Tf СЧ t'- СО
СО СО Ю Tf
со см см
00
o'
СО 00 СМ^05 оо
со-н'союсо
СО СМ СМ
со
со"
О Я Ч s
*—I Си CO Я
UI я * я
я
Я
vo
ч
о о о со —
2
о
я
я
о
я
zs
<v
Он
isi
я
о
*
СО t'— t''» СО
^ Ю СО СОл см
rf Ю Ю —Г оо
§1
05
CMNOCMCD
00 00 Ю rf
г-
см
о
см
ю
со
1
т
1
1
ю
1
о
1
со
см
Я Ю
я —*
tf I
Tf lt> оо
Tf Ю СО 00 CD
—• Tf
Niq^NO^
<p 4f со со со
Ю CO
00 —« со CM CO CO
0-0-0 —
О О О о о о"
сО со —1 Г-- Ю —
см со см — — см
О О o' CD о" o'
О 05 О Tf ю
со со со Tf ю 05
г^ю £ ^ СО
— о* 3¥о Ю
0 0 4 О о
о
Ю СО Tf Ю Tf о
— —« О — СМ^ —^
о" о о" сГ о" о”
о
я
я
о
=г
О)
си
«
я
о
* '
из
см £г Ю 05 00
О Tf О^СМ rf СМ
СО 05 00 со 05 Ю
см — со
СО СО 00 t"- СО СМ
N OOO Tf— 00
Tf Tf Tf oi СD
CL
§ *
<v
X
to LO 05 CO CO
О О CO Tf О
О О О о С)
со со со <±>
Tf Tf Tf СО LO
о" о" о" о" о
^СМЮС5СО
Tf 05 о ^ Tf
СО СО о 1/5 Tf
СО см
Th 05 to СО SP
Tf O5Q0 ^
— — о
ю <о оо —
с» ю 05 ^
см со" —Г см~
о
о
со
о
о
1
см
1
со
1
СО
1
т
1
1
о
1
со
1
о
1
о
см
IO
30
22 Зак. 1542*
337
Двучленность почв особенно четко отражается данными
валового химического состава (табл. 66). В почве разреза 33
Si02 кварца преобладает до глубины 30 см. В нижней толще
(с 30 до 152 см) Si02 кварца содержится почти в 2 раза
меньше, a Fe203 и А1203 в 2—3 раза больше, много в ней и
МпО. В почве разреза 7 распределение окислов примерно
такое же. Верхняя песчанистая толща еще больше обеднена
А1203 и Fe203j а нижняя — с глубины 23 до 80 см обогаще¬
на Fe203 и особенно А1203; в ней больше СаО и MgO. С глу¬
бины 80 см она вновь сменяется обогащенным $Ю2 кварца, и
обедненным Fe203 и А1203 песчаным слоем. Эти почвы из-за
высокого содержания кварца по молекулярным отношениям
соответствуют сиаллитному составу.
Разный гранулометрический состав этих толщ подтверж¬
дается и существенным различием ила по содержанию S1O2
и особенно Fe203; в нем нет различий только по содержанию
А1203. Относительно наибольшей обедненностыо Fe203 и
А1203 выделяется слой 10—20 см, что коррелирует с малым
содержанием в нем ила (табл. 67) и обогащенностью его дис¬
персным кварцем. Ил верхней (0—20 см) толщи по молеку¬
лярным отношениям является переходным от сиаллитного к
аллитному, а нйжней — ясно аллитным.
Таблица 67
Валовой состав ила (.%, на прокаленное вещество)
желто-серой псевдоподзолистой почвы
(С. В. Зонн, 1968)
Глубина;
СМ
Поте¬
ри
\
Молекулярные
отношения
при
про¬
кали¬
вании,
%
Si02
F62O3
А0О3
СаО
МрО
SiC>2 ‘
^гОз
'Si02 :
AI2O3
Sip2 *
ИегОз
0—10
10-20
23—30
50—60
21,46
35,41
20,55
15,63
55,27
58,69
51,79
46,97
9,04
8,62
9,99
15,64
33,52
30.19
35,93
35,37
0,14
0,12
0,13
0,16
0,69
0,77
0,58
0,57
2,3
2.7
2,0
1.7
2,8
2.3
2.4
2,2
15,1
18,0
13.9
7.9
.
Почвы в верхней песчанистой толще содержат больше под¬
вижного Fe и особенно А1 (по Тамму), а окристаллизоваиных
форм Fe (по Джексону) меньше. Эго, вероятно, связано с их
аллохтонным происхождением и бедностью кварцевых песков,
что пс способствует образованию вторичных железистых мине¬
ралов.
Описываемые почвы по естественному плодородию наибо¬
лее бедные и наименее обеспеченные влагой. При мощности
338
верхней песчанистой толщи не более 30—40 см они не пригод¬
ны для обработки и возделывания тропических культур. Есте¬
ственная растительность на них саванная. Эти почвы можно
использовать только под пастбища, предусматривая профилак¬
тические мероприятия против развития эрозионных процессов.
Если мощность песчанистой толщи составляет свыше 50—
60 см, имеется положительный опыт создания цитрусовых
садов при обильном вйесении удобрений и орошении.
Глава XIX
КРАСНЫЕ ФЕРРИТНЫЕ ПОЧВЫ
Почвы, формирующиеся под влиянием процесса феррити-
зации, образуют самостоятельную группу.
Сущность процесса ферритизации диагностируется сле¬
дующим^ показателями:
а) в корах выветривания и почвах, развитых на них, на¬
капливается преимущественно окристаллизованное железо.
При этом соединения железа образуют только небольшое ко¬
личество конкреций. Встречающиеся остатки кирас имеют
древнее происхождение;
• б) в современных условиях накопление железа элювиаль¬
ное и происходит оно в результате выноса из почвенной юл-
щи Si02, MgO и других окислов;
в) такая ферритизация происходит только при развитии
почв на ультраосновных корах выветривания (серпентиниты),
в них окислы входят в состав легкоразрушающихся первичных
минералов;
г) скорость и степень ферритизации зависят от климатиче¬
ских условий и дополнительного увлажнения (поверхностны¬
ми г» грунтовыми водами);
д) стадийность выветривания связана с гидротермически¬
ми режимами.
Во влажно-субтропических гидротермических режимах
ферритизация проявляется в начальных формах на фоне высо¬
кого остаточного накопления Mg, поэтому эта стадия сопро¬
вождается образованием ферритно-магниевых кор выветрива¬
ния и почв. В тропических сезонно-влажных гидротермических
режимах (засушливый период от 3 до 5 мес) происходит ин¬
тенсивный вынос всех окислов, кроме Fe203.
По понижениям, получающим дополнительное увлажнение
(поверхностным или внутрипочвенным стоком), снижается
скорость выветривания и происходит аккумуляция гумусовых
соединений, приносимых водами. Поэтому в них почвы имеют
ЗЗЭ
%
сиаллитный состав и приобретают черты сл'итости вследствие
повышенного содержания минералов смектитовой группы.
Впервые такие почвы были выделены в особую серию <mi-
ре» (Bennet, Allison, 1928). Они показали, что подобные почвы
обладают тяжелосуглинистым и глинистым гранулометриче¬
ским составом; имеют весьма низкую емкость поглощения,
слабокислую и нейтральную реакцию; содержание Fe203 в них
достигает 60—70%, содержание обменных Са, Mg, А1 незна¬
чительное, а обменного Mg больше, чем Са.
В дальнейшем эти почвы были выделены из группы фер¬
раллитных почв в самостоятельную группу (С. В. Зонн, 1968).
Kanno et al. (1965) в субтропиках Японии описали особые
бурые лесные почвы на серпентинитах. Эти почвы рассматри¬
ваются нами как самостоятельный тип субтропических лесных
ферритно-магниевых почв в группе ферритных почв.
Описываемые почвы в своем образовании связаны с выхо¬
дом на поверхность ультраосновных пород. Пояс этих пород
занимает значительные площади в Южной Америке (на широ¬
те Венесуэлы); он выходит на поверхность на островах Кариб¬
ского моря; обнаруживается в Экваториальной Африке. Зна¬
чительные площади, занятые серпентинитами, находятся в
Индонезии, Японии и других странах Юго-Восточной Азии.
Бурые лесные ферритно-магниевые
(субтропические) почвы *
В Японии эти почвы формируются в условиях низкогорно¬
го (до 200 м) рельефа при среднегодовой температуре 15—
16°С, количестве осадков 1800—1900 мм в год, средней относи¬
тельной влажности воздуха 75—77% и сумме температур вы¬
ше 10° 4900—5000°С. Почвы суглинистые, с глубиной в них
увеличивается содержание фракций <0,002 мм, что может
быть обусловлено лессиважем. Среди первичных минералов
много магнетита и плагиоклазов, а в глинистых преобладает
хлорит. Реакция почв нейтральная (табл. 68). Среди окислов
(табл. 69) на первом месте стоит Si02, во втором — MgO и на
третьем — Fe203. По сравнению с породой содержание Fe203
возрастает в 2—2,5 раза, a Mg уменьшается, что служит по¬
казателем начала ферритизации. Это подтверждается и высо¬
ким по сравнению с Si02 и А1203 содержанием свободного же¬
леза (см. табл. 69). Наблюдается тенденция увеличения его
с глубиной, коррелирующая с повышением содержания фрак¬
ции <0,002 мм.
Особенности валового состава почв отражаются и на со¬
держании обменных катинов (табл. 70). В их составе преобла¬
дает Mg, а Са в значительном количестве содержится только,
в горизонте А (биогенное накопление). Показательно, что на
340
Таблица 68
Физико-химические показатели бурых лесных ферритно-магниевых почв
(Kanno et al., 1965)
Горизонт и глубина, см
Показатели
А 0—12
Вх 12—35
В2 35-50
>Н в Н20
7,0
7,1
7,2
pH в КС1
5,8
5,6
5,9
Гидролитическая кислотность,
мг-экв/100 г
5;s
2,3
1,9
Емкость поглощения, мг-экв/
100 г
Обменные катионы, мг-экв/
100 г
10,55
5,51
9,70
Са2+
4,16
0,92
0,70
Mg2+
4,40
3,21
7,57
Мп2+
0,001
следы
следы
К2+
0,19
0,17
0,09
Na+ .
0,30
0,27
0,27
Сумма
9,05
4,57
8,63
Степень насыщенности, %
85,8
82,9
89,0
Mg, % от суммы
48,3
73,1
77,В
Таблица 69
Валовой химический состав (% на прокаленное вещество) почв
(Kanno et al., 1965)
Показатели
Горизо
А 0—12
IHT и глуб*
В{ 12—35
ша, см
В2 35—50
Порода
Si02
41,47
39,46
38,62
39,20
■ А1203
5,13
4,40
3,82
2,13
Fe203
10,60
14,07
14,62
4,16
МпО
0,10
0,13
0,16
0,11
MgO
26,47
29,16*
29,99
37,22
СаО
0,99
0,49
0,58
0,40
Na20
. 0,37
0,18
0,18
0,20
к2о
0,16
0,07
0,05 ;
0,04
р2о5
0,03
0,03
0,02
0,03
Si02: MgO
1,03
0,91
0,86
0,7!
Свободная Si02
0,31
0,41
0,63
не опред.
Свободные Ре2Оз
2,42
2,96
3,34
Свободные А1203
1,22
2,48
2,09
«
фоне малой емкости поглощения выделяется горизонт В с
наиболее пониженной емкостью и малым содержанием обмен¬
ных катионов. Степень насыщенности почвы основаниями со¬
ставляет 86—89%.
341
Таблица 70
Некоторые показатели красных ферритных почв на серпентинитах
(С. В. Зонн, 1968)
Глубина, см
О
СМ
X
со
X
си
&
а
2
Обменные катионы,
мг-экв/100 г
и
bJD
н+
сумма
Обменные
катионы,
% от суммы
-F
Т
Разрез 11
0—45
6,0
1,56
12,00 0,74
0,26
3,00
67,1
24,8
45—120
6,0
0,89
2,00
0,С4
0,16
2,70
74,1
20,0
120—208
6,0
0,38 '3,52
2,55
0,13
6,21
56,8
41,2
208—218
6,5
не
опред.
|4.7,
1
4.91
0,12
9,80
48,7
50,1
8,1
5,9
2,0
1,2
Разрез 29
0—12
6,6
3,92
8, 4
7,79
3,-49
нет
12,23
68,2
15—25
6,8
0,77
2,34
«
9,13
74,4
30—40
6,8
1,03
7,34
2,89
«
10,23
71,7
60—70
6,3
1,03
6,62
3,4Ч
«
10,10
65,5
110—120
6,6
0,63
не опред.
31,8
25,6
28,2
34,4
Следует полагать, что начальные стадии ферритизации
проявляются не только в увеличении содержания железа в
почвах по сравнению с породой, но и в низкой емкости погло¬
щения, также связанной с влиянием железа. Важно подчерк¬
нуть, что, несмотря на очень высокое содержание в почвах
валового Mg, обменного Mg все же немного. Эта особенность
обусловливается, вероятно, минералогическим составом пород.
Содержание углерода в горизонте А невелико и резко
уменьшается с глубиной, что соответствует лесному типу гу-
мусонакопления. Валового азота также немного; отношения
С : N широкие. В составе гумусовых соединений преобладают
гумины и фульвокислоты, только в горизонте А имеются рав¬
ные количества гуминовых кислот и фульвокислот. Отношение
СГк : Сфк в нем равно 1, а глубже снижается до 0,45—0,32.
В составе гуминовых фульвокислот преобладают фрак¬
ции 1 и 3, связанные с железом. Только в толще ниже горизон¬
та А повышается содержание фракции 2 фульвокислот,
связанной с Mg. Высокое содержание гуминов может указы¬
вать как на более «старый» гумус, так и на какие-то особые
формы гумусово-железистых соединений.
342
В целом по составу минеральной и гумусовой частей почвы
существенно отличаются от типичных бурых лесных. Нам
представляется, что состав и свойства подобных почв выходят
за пределы родовых. Специфика состава серпентинитов на¬
столько велика, что на их продуктах выветривания формирует¬
ся особый литогенный подтип бурых ферритно-магниевых
почв.
Красные ферритные (тропические) почвы
В почвах этого типа выделяются 3 толщи. Первая тол¬
ща А — современного почвообразования, мощностью от 45 до
100 см. Ниже выделяется переходная к коре выветривания
толща В; она постепенно сменяется современной корой вы¬
ветривания — толщей С с характерным для нее литомарже-
вым строением.
В одних и тех же гидротермических условиях интенсив¬
ность и глуби'на преобразования серпентинитов зависят от
глубины проникновения атмосферных осадков и их удержа¬
ния. При повышенном поверхностном стоке атмосферных вод
увлажнение снижается и мощность почв уменьшается. При
недостатке воды на таких почвах произрастают только сук-
кулентные кустарники и засухоустойчивые пальмовые (паль¬
ма Канна), характерные для саванного типа растительности.
На нормально увлажняемых почвах произрастают преимуще¬
ственно сосновые леса, что связано с крайней бедностью почв
элементами питания. Современные продукты почвообразова¬
ния проникают до глубины 135 см и ниже и способствуют более
интенсивному разложению серпентинитов.
Современная толща почвообразования (Л), как правило,
охватывает горизонты Л и В, в остальной толще совмещаются
переходный (В) и литомаржевый (С) горизонты. С глубины
79 см почти нет железистых конкреций, они образуются толь¬
ко в слое активного почвообразования в результате взаимо¬
действия подвижных окислов железа с гумусовыми вещества¬
ми.
Общая мощность почв сильно колеблется, что в первую
очередь связано с их слабой противоэрозионной устойчи¬
востью, снижающейся при уничтожении естественней расти¬
тельности. В горных условиях очень часто происходят оползни
и перекрытие почв материалом, сносимым с более высоких
частей. По гранулометрическому составу почвы тяжелосугли¬
нистые и глинистые, с ясным лессиважем ила по профилю.
На равнинах почвы (см. табл. 70, разрез И) характеризу¬
ются слабокислой реакцией, а в горах (разрез 29) близкой к
нейтральной. Причины этих различий не выяснены, но они
скорее всего связаны с составом серпентинитов. Содержание
343
гумуса в равнинных почвах невелико и постепенно уменьшает¬
ся с глубиной. В горных почвах содержание гумуса более вы¬
сокое, но распределен он по профилю неравномерно. Состав
гумуса фульватный, с преобладанием фракции 2, связанной с
Mg. Много гуминовых кислот, связанных с железом (фрак¬
ции 1 и 3). При наиболее глубоком выветривании (разрез 32,
табл. 71) происходит максимальное обогащение почв Fe203,
А1203, MgO и резкое обеднение остальными окислами, вклю¬
чая и Si02. В почвах на элювии керолига (разрез 11) больше
сохраняется Si02 и СаО. Наконец, при еще меньшей выветре-
лости пород (разрез 29) в почвах Si02, Mg содержится еще
больше, видна обогащенность верхней (10—12 см) толщи
А1203, что связано с ее перемытостью.
Количество Fe203 в иле резко возрастает на глубине более
12 см. В почве и иле велико содержание MgO, что указывает
на относительно неполную разрушенность первичных минера¬
лов, серпентинитов. Выявляется также и несколько большая
подвижность железа в почвах с более выветрелой минеральной
массой. В почве разреза 32 отмечается увеличение Fe2Q3 с
глубиной. В почве разреза 11, наоборот, содержание железа с
глубиной уменьшается, что связано, с меньшей выветрелостью
породы. Подобные различия указывают на то, что среди фер-
ритных почв могут формироваться нелессивированные и лесси¬
вированные подтипы. В последних несколько больше желези¬
стых конкреций, однако их количество не соответствует высо¬
кому содержанию железа в почвах.
Относительно малое количество железистых конкреций
обусловлено сегрегацией коллоидального железа в сухие сезо¬
ны и десегрегацией во влажные. Для ферритных почв харак¬
терно очень небольшое содержание аморфных (по ‘ Тамму)
соединений железа при преобладании окристаллизованных
его форм, входящих в состав таких минералов, как гетит, гема¬
тит и др.
Ферритизация сопровождается резким обеднением почв
обменными Са и Mg и уменьшением емкости поглощения
(см. табл. 70). Вместе с тем малая адсорбционнная способ¬
ность почв при высокой их водопроницаемости обусловливает
быстрое вымывание питательных веществ.
Сопоставление состава почв, развивающихся на серпенти¬
нитах в субтропическом и тропическом поясах, показывает, что
в последних происходит более глубокое разрушение пород, ин¬
тенсивный вынос Si02, MgO и других окислов. За счет этого
идет относительное накопление Fe203, MgO и А1203, выходя¬
щих в состав вторичных минералов и ила, но при этом резко
снижается емкость обмена и содержание обменных Са и Mg.
В тропическом поясе ферритные почвы наиболее обеднены и
наименее устойчивы к водной и ветровой эрозии.
344
Баловой состав (% на прокаленную массу) ферритных почв и ила из них
cd
гг
X
к
\о
со
н
в *
°*я
« о
О) X
>=: н
о о
S
а>
СО Uh
с/5 <
ОС
см
С/) С*
О
см
*
О
fc£
£
О
СЗ
U
О
ем
а>
о
см
о
с/5
s
о
VO
>>
ч
С-.
>> a
■ р, I СО
° S £
ш м 03 QJ
3- г О, Си
ОтСЮ
00 СО СМ
—< О rf
h- 00 Q5
О о о
Ю ^ СЧ 00
Th 00 ^
ю —Г —Г сч
О 05 Ю
CD
ю о о
SWN
СО оо со
Т* 00 ю
О 00
<N^'(N
СО 05 о
LO О О) СО
*-Гоо ^ со
СЧО)^
со о о
о> ю
ООО
со ю со
Tf Ю СО
о' о о
—н оо со о
CM rf оо
CD N О
см ю со
—Г о" о~
N000
Tj^co ^
О о о
оо оо
сч с* см
о о о*4
СО 00 00
о о со
со со
о о о
o' о о"
ко
0)
а,
с
° 00 о —I
0) _^ см —*
х о о" о
э
§•-
о
а>
X
СМ 00 00
Tf см СО
о Ю 00
Tf ^
со о см ’—i
о со см см
со о ю
СМ Ч* Tf
О —Г
со оо
00 ^ СО
o' о" CD
со со ю
о СМ
со о со —*
^ о> г^со
О т* со” СО
ГГ <© 00
On^h
2.1s.
ОЧО-
СО СМ со СМ —< CJi СО 00 Г- 00
СМ —• СЧ Г"- ^ 05 о юю
~ ~ ~ ~ ~ ~ оо —* о о
00 со
см о со
00 о см о
—■ -rf Ю -=f
СЧ —> —'
Ю 0О см
см" ^ ~
сг> £* 05 £г
о см <о
00 t4' О 05
со ■
05 05 СО
00
00 05 о
со —<
00 LO со
см С* 00
со СМ —•
О 05 ^
00 Tt* СМ
см со
СО О 05
СО —< СО
I I
О О
1Л СМ оо
^ — см
I I I
О ю о
см
о
о о см
<N *sf —«
I I
00
CM
«2
VO
>■» -Г
*o
„ л
Cd JZJ
§■<
X „
ra -*-■
*3 g
ь с
CL)
CQ
CQ
<u 00
« <£>
« o>
о
н я
я
о
со
hPQ
о
So
ffl ^
^ £ x
а я
03 о
sr 00
~ cd
CO
О V
О л
о S
V Л
05
см
345
Ферритные почвы целесообразно использовать только в
лесном хозяйстве, сохраняя существующие сосновые леса и
создавая лесные культуры из той же породы Частично почвы
могут быть использованы как пастбища с пониженной на¬
грузкой скота на единицу площади. Опыт освоения подобных
почв на Кубе под овощные (томаты), землянику, ананасы и
другие культуры не дал положительного результата даже при
внесении большого количества удобрения, применении ороше¬
ния и тщательной обработке. Обработанные площади подверг¬
лись интенсивной эрозии.
Глава .XX
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОЧВЫ (АНДОСОЛИ)
Вулканические почвы, или андосоли (японская номенкла¬
тура), выделяются в особую группу почв по особенностям их
гранулометрического, минералогического, химического соста¬
ва и ряда других свойств, не повторяющихся в остальных
мировых группах почв.
Все почвы, развивающиеся на вулканических породах,
целесообразно разделять на две подгруппы: а) на пепловых
рыхлых породах; б) на плотнопористых базальто-апдезитовых
и других плотных лавах.
Объединяет обе подгруппы пород сходство петрографо¬
химического состава: низкое содержание Si02 и относительно
высокое AI2O3 и Fe203 в виде различных железистых минера¬
лов (магнетит, гетит и др.)* Эта особенность состава заклю¬
чается в исходно низких молекулярных отношениях Si02: R2O3
и Si02 : А1203, что создает известные трудности в установлении
современного направления выветривания почвообразования.
Почвообразование на обеих подгруппах вулканических пород
всегда дифференцируется и коррелирует с факторами, в кото¬
рых оно происходит. Так, в умеренно теплой и холодной клима¬
тических зонах скорость и интенсивность почвообразования
замедленные, и отражение первоначального химического сб-
става вулканических пород сохраняется длительное время,
несмотря на то, что органическая часть почв формируется в
соответствии с биоклиматическими особенностями указанных
зон. Однако и в этих условиях некоторые исследователи
(Saly, 1976 и др.) отмечают отличия почв, сформировавшихся
на древневулканических породах.
В субтропиках и тропиках, особенно в горных регионах
(Центральная и Южная Америка, Индонезия), выветрива¬
ние — почвообразование подчинено общем/ вертикально по¬
346
ясному закону формирования почв, но с различным проявле¬
нием особенностей их морфологии, состава и свойств. Так,
например, при одном и том же преимущественно черном цве¬
те вулканического пепла в горных областях Центральной и
Южной Америки он в тропическом поясе ниже 1200 м 1ад
уровнем моря начинает приобретать красноватые оттенки,
обусловленные относительным увеличением содержания неси¬
ликатных соединений железа. В Японии, СССР (Западная
Грузия) аналогичные явления наблюдаются на меньших вы¬
сотах (600—700 м). На базальтовых лавах красные тона
окраски продуктов выветривания и почв на них выражены
ярче, чем на андезитовых или трапповых.
Наиболее отличаются вулканические почвы, развитые на
пепловых отложениях в субтропическом и тропическом поясах
Коста-Рики. Они, как правило, образуют высотные катены,
представленные следующими почвами:
1600—1400 м — типичные андосоли на «свежих» пеплах;
1400—1200 м — андо-ферраллитизированные;
1200—800 м — и ниже андо-ферраллитные.
Со снижением высот и уменьшением поступления на по¬
верхность «свежих» пеплов вулканические почвы подвергают¬
ся довольно быстрой ферраллитизации. Формирование почв
здесь происходит при выпадении осадков в количестве 2000—
2500 мм, а в отдельные годы оно может достигать 4000 мм;
средняя годовая температура колеблется от 21,8° до 23,3°С;
с высотой через каждые 100 м температура снижается пример¬
но на 0,6—0,8°С.
Пеплы вообще, а особенно в субтропических и тропических
условиях, имеют рыхлое сложение и большую пористость
(общую и микроагрегатную). Микроагрегированность в них
чрезвычайно высокая, микроагрегаты прочные,, что затрудняет
выяснение истинного гранулометрического состава. Профили
почв монотонные, и при темном (черном) цвете пепла весьма
трудно выделяются почвенные горизонты, особенно на «све¬
жих» пеплах. В андо-ферраллитных почвах профиль диффе¬
ренцирован на горизонты ABC с малой выраженностью гори¬
зонта В по желто-красноватому цвету или оттенку на более
темном фоне цвета пеплов.
При всем многообразии вулканических почв до сих пор нет
более или менее истинных представлений об их гранулометри¬
ческом составе. Так, по данным Гомеца (1981), гранулометри¬
ческий состав эпих почв изменяется в зависимости от приме¬
ненного диспергатора. Обработка пирофосфатом Na дает
максимальный выход фракции 1,0—0,05 мм и минимальный—
<0,005 мм. Более жесткая кислотно-щелочная обработка, на¬
оборот, дает максимальный выход фракции <0,005 мм. Высо-
347
Физические свойства, pH, обменные катионы, состав гумуса и содержание
в вулканогенных почвах Коста-Рики
(Гомец, 1981)
СО
cf
я
ч
\о
со
н
0!Н я Hd
CJ
аоншм^л
Ю1гэилоая1гХф
JOI/ЭИН
xiqaoHHW^j
Hoaoirea
а
CQ
СГ)
JQ
Я
о
5
о
с-1
СО
о
*
<V
W
«
S
(Т)
я
я
Сн
<V
<3
S
VO
о
+
+
о
‘qiDOHeodou ИВТП90
gWO/j ‘ВЭЭВМ HBHW3«L90
gWo/j ‘bodbw HBHqiratrx
я
s
vo
«=3
• ~ - fcf
CO CO CO <y
cu,
с '
о
'Ф О 00
00 00 Ю 5
ООО
00 <М 00
01 со —
О h- СЧ
оо оо со ^
dooS
— о ю w
Г"- Tf Ю <i>
— — о Я
к
CU
о
S
о
си
>.
к
о
о
СО
л
ч
О
а
о
»=(
я
<
05 Tf Ю
см со оо
00-СМ
сч ^
О со ГчГ
^ Tf СО
Ю со со
со со
ООО
е*
ООО ^ !
00 со О*
- о
— о —
<L>
ООО
О ю о
ю"со со
СЧ СО 05 — 00 СМ
Is- СО Г4^ ю ю
OCOCMOlON
со СО h* t^CM о
о' о о о" ^—
Г"- LO 00 05 05 СО
— со СО Tf lO ю
см см' см см" см" см"
ю
О)
о
см
00
о
СМ
о
ю
со
1
т
т
СМ
1
т
1
1
00
1
LO
1
см
1
05
Tf
СО
о
LO
см
tf.
ЮЮ О)
Си
я *
о
со 05 а>
— о з;
со оо
сою
о" о"
со —
o-lti
О О t) ¥
Си
Я
о — °
ОЮ <у
— О Я
к
си
о
S
я
п
о
си
>»
»=t
со
о
о
I
к
со
я
н
я
ч
ч
СО
Он
си
а>
&
о
(=(
я
<
05 см
Ю 05
— о"
со СО
со ^ •
00 00 S' W
^ - а
я
05 СМ °
Tf о си
со" со Я
05 СМ
со см
<5 о"
о о
Tf СЧ
о" о"
=3
о с
£ * '
t'- со
си
о" о"
я
о
о о
о
я
0„0-
см" см"
о см о оо о
см см СЧ СМ СО
Ю^ооог
СО со Г"» о
см" см" см" см см”
о
о о
со
сч
ю о
со
1
ю
1
т
*—| Сч
1 1
1
о
1
1
Tf
I 1
о о
S
СО
см со
348
Валовой химический состав (% на прокаленное вещество) вулканогенных почв (Гомец, 1981)
cd
!=Г
Я
vo
cd
3
§8
* I
О н
о°
О
сЖ
О
СМ
Он
о
С2
£
О
Ь£
О
cd
О
О)
Он
О
<
О
с/)
cd
к
S
VO
>v
ч
ю^союоо
Г^СЧ СО СЧ 00
СЧ СЧ сч" 'N -j*
^ сч со г*- о
05 rt« со сч СО
о о О О о"
IOSOOOO
~ ~ -г сч сч
со со со 05 X
ю СО
o' о" o' о о
ь- со 05со
со сч^сч^сч со
о o' о о o'
СО h- 05 о
СЧ CO h- '~~1_ СЧ^
СО —* —Г сч сч'
СО СЧ ^
Ю Г^- СЧ ^
^ сч*4 —Г о о"
СО 05 СО СО ю
со ^ о ^
со" LO t"-" со" со"
—• СЧ 00 т*« ю
05^ Тр 0_ 05 00
h-Г СО сч" сч" ю
сч со со СО СО
О 05 05 О оо
00 t^O^CO со
ю ^ со" of
"t ^ со
о> оо ю
00 00 О «-и
~ —Г СЧ*4 сч
тр СО СО
к
о,
о
2
О)
к
CQ
о
Он
>>
t=c
cd
О)
3
ж
н
3
4
ч
cd
О)
*©<
о
et
я
<
-<оооо
IS t' • —
СЧ ^ о —
сч — — —■
о" о" о" о"
со СО СО ^
со со сч °i
о" о" о" О
Tf СО ^ 1^
СО t4* ,“н о
со СО -^сч
о о о о"
ео оо сч
ю о со ^
N fs. со N
^ о о
с0с00л05
юююсо
со со со со
Ю 05 сч о
о о
*— о СЧ 1Л сч
— ^ ю со
^ — сч
1 1 1 1 1
со СО —• —•
<1111
1 1 1 1 1
О 00 Ю 05 сч
1 II 1
о —«о о
СО о СЧ in
со сч ю
349
кая микроагрегированность существенно снижает объемную
массу андосолей и повышает их пористость.
В процессе почвообразования объемная ,масса увеличивает¬
ся, что приводит к снижению на 20—25% порозности почти во
всей толще почв (табл. 72). Реакция почв изменяется до кис¬
лой, резко уменьшается количество углерода и азота, а состав
гумуса из гуминного в «молодых» андосолях переходит в
фульватный — в ферраллитных, что связано с усилением его
минерализации. Высокое содержание углерода и азота в
«молодых» андосолях не исключает их присутствия в соедине¬
ниях графитового типа в пепловых выбросах, на что указывал
Е. К. Мархинин (1980) и что не расходится с данными иссле¬
дователей японских андосолей (Kanno et al, 1965). ■*
К особенностям валового химического состава андосолей,
эволюционирующих в андо-ферраллитные почвы (табл. 73),
относятся малое содержание и относительно быстрая . поте¬
ря Si02, представленного вулканическим, стеклом. При этом
распределение его при ферраллитизации указывает на некото¬
рое накопление в нижних горизонтах, за счет выщелачивания
из верхних.
Значительно устойчивей по сравнению с СаО ведет себя
MgO, а существенное накопление ТЮ2 и отчасти Fe263 ха¬
рактерно для ферраллитизации. Этот процесс подтверждается
и минералогическим составом. Преобладание в «молодых»
пепловых образования высокого содержания аморфных соеди¬
нений, вулканического стекла, а также минералов, отражаю¬
щих среднеосновной состав пепла, в дальнейших стадиях
почвообразования способствует накоплению в глинистой фазе
андо-ферраллитных почв — аморфных Al, Fe — аллофенов, а
также окристаллизованных гиббсита и галлуазита.
Подобные изменения подтверждаются и молекулярными
отношениями Si02: А1203. В андосолях они выше 2,25—2,75 и
только на глубине 150—200 см <2, что отражает слаббалли-
тизированный состав пеплов. В андо-ферраллитной почве эти
отношения <2, и только ниже 120 см они несколько повы¬
шаются за счет вымывания и осаждения растворенного вул¬
канического Стекла.
Наиболее точным диагностическим показателем этих почв
является содержание и распределение групп и форм соедине¬
ний Fe (по схеме С. В. Зонна, 1928). Первичные андосоли
содержат почти равное количество силикатных и несиликат¬
ных групп соединений железа; основная масса их состоит из
аморфных, ле связанных с органическими соединениями форм
(аллофоны, гетит, магнетит) и в них практически отсутствуют
окристаллизованные соединения Fe. Количество последних
повышается с глубиной, т. е. со «старением» пеплов (табл. 74).
Ферраллитизация андосолей сопровождается существенным
360
увеличением содержания несиликатных групп соединений Fe
и переходом аморфных его соединений в слабоокристаллизо-
ванные. Количество сильно окристаллизованных соединений
также снижается, но дифференциации профиля по содержа¬
нию несиликатных соединений Fe не происходит. Таким обра¬
зом* повышение содержания несиликатных соединений железа,
а среди них в первые стадии почвообразования — аморфных
форм соединений, а в последующие — слабоокристаллизован-
ных и сохранение повышенного количества аморфных не
связанных с органическими веществами соединений железа
являются наиболее яркими диагностическими показателями
андо- и андо-ферраллитной стадии почвообразования.
Таблица74
Содержание (% групп и форм соединений железа
(Гомец, 1981)
Глубина, см
Силикат¬
ное
Несили¬
катное
В составе несиликатного железа
Окристаллизо-
ванные
Аморфное
слабо
сильно
свобод¬
ное
железо¬
органи¬
ческое
Андосоль — 1600
м над уровнем моря
0—~41
6,84
6,82
нет
0,48
5,41
0,92
68—105
7,44
7,75
«
0,52
7,08
0,14
105—129
8,89
8,17
«
1,83
6,22
0,11
152—220
6,26
10,49
«
2,27
7,89
0,31
Андо-ферраллитные —
1100 м над уровнем
моря
0—31
8,90
8,61
5,51
0,08
2,47
0,53
31—64
7,68
9,38
5,66
0,24
2,93
0,53
120—150
6,86
9,82
5,78
0,21
3,23
0,87
150—160
8,30
8,82
5,78
0,22 •
2,30
0,50
Ферраллитизацию андосолей подтверждает также динами¬
ка обменных катионов (см. табл. 72). Количество обменных
Са и Mg снижается с усилением ее, а А1 и Н — повышается.
При этом обращает на себя внимание чрезвычайно резкое
расхождение суммы обменных оснований и емкости поглоще¬
ния, последняя в 6—7 раз выше первой. Подобное явление
отмечено во всех андосолях (японских, индонезийских и др.).
Оно, несомненно, связано с большой удельной поверхностью
микропористых пепловых частиц и преобладанием физической,
а не физико-химической адсорбции.
Столь существенные эволюционные изменения почвообра¬
зования в связи с увеличением возраста вулканических почв»
351
развивающихся в тропической зоне, повторяются и во всех
остальных зонах, с тем лишь отличием, 4to темпы их эволюции
снижаются в связи с изменениями гидротермических режимов.
Андосоли относятся к одним из самых плодородных почв,
особенно для возделывания таких тропических культур, как
кофе, какао, цитрусовые и др. Но с усилением ферраллитиза¬
ции почв урожайность этих культур на них резко снижается.
Так, по данным Гомеца (1981), средняя из трехлетиих данных
урожайности кофе была следующей:
андосоли — 1600 м над уровнем моря — 25,5 ц/га
андосоли — 1400 м над уровнем моря — 21,1 ц/га
андо-ферраллити-
зированные — 1200 м над уровнем моря — 11,1 ц/га
андо-ферраллитные — 1100 м над уровнем моря — 7,5 ц/га.
Основными факторами снижения урожайности кофе сле¬
дует признать понижение содержания макро- и микроэлемен¬
тов питания, а также ухудшение физических свойств почв.
Весь приведенный фактический материал по составу и свойст¬
вам андосолей и формирующихся на них андо-ферраллитиых
почв указывает на особенности их минеральной массы и био-
климатические условия. Андосоли, несомненно, особый гип
почв, а эволюция их в ферраллитные почвы позволяет выде¬
лить особый подтип андо-ферраллитных почв, поскольку они
наследуют минеральный и минералогический состав «молодых»
вулканических отложений.
Глава XXI
- ГИДРОМОРФНЫЕ (ГЛЕЕВЫЕ) ПОЧВЫ
Гидроморфные, или глеевые, почвы относятся к почвам
интразонального ряда. Они могут формироваться во всех
зонах и областях при одном обязательном условии — избытке
влаги. Источником увлажнения являются атмосферные осадки,
грунтовые воды, застойные воды отмирающих озер и т. д.
Формирование глеевых почв происходит при перенасыще¬
нии влагой с поверхности или от грунтовых вод. В таких
условиях развиваются анаэробный режим и восстановитель¬
ные реакции, стимулирующие образование глеевы^горизонтов
или глеевой толщи. Понятие «глей» было введено в почвоведе¬
ние крупнейшим русским лесоводом и почвоведом Г. Н. Высоц¬
ким (1905). Глеем называют любую почвенную толщу зелено¬
ватой, серо-сизой или сизо-голубой окраски, обусловленной
закисными формами железа (FeO).
352
Качественное и количественное, проявление глеевости за¬
висит от характера, интенсивности и длительности переувлаж¬
нения почв; состава (химического) вод; содержания -органиче¬
ских остатков и гумуса, а также свойств переувлажняемых
почв. Глей может быть первичным, возникающим непосредст¬
венно в породах, из которых и на которых в дальнейшем
образуются почвы, и вторичным, проявляющимся в отдельных
горизонтах или во всей толще почв, сформированных при
нормальном увлажнении. В субтропиках и тропиках гидро-
морфные почвы по способам образования глея или глеевых
горизонтов принято подразделять на псевдоглеевые и глеевые.
Последние подразделяются на гумусо-глеевые, торфянисто-
I леевые, торфяно-глеевые и торфяные болота.
Глееобразование — процесс, при определенных условиях
вызывающий торфообразование и торфонакопление. При воз¬
действии засоленных грунтовых или поверхностных вод и при
интенсивном их испарении глееобразование может совмещать¬
ся с засолением. В таких случаях засоление приобретает веду¬
щее, а оглеение подчиненное значение. Засоленные почвы
относятся к группе глеево-галоморфных.
Болота, образующиеся в результате заболачивания суши,
делятся на верховые, переходные и низинные. В пределах каж¬
дой группы они подразделяются по мощности торфяных гори¬
зонтов, по степени разложенности торфа, по накоплению
железа и т. д.
В субтропиках и тропиках глееобразование налагается как
на аллитную, так и на сиаллитную минеральные основы почв.
В них глеевые горизонты и толщи выражены ярче, имеют боль¬
шую мощность и более глинистый состав вследствие повышен¬
ного содержания Fe203 и почти полного его восстановления.
Ниже дается характеристика главных групп почв с глеевым
элементарным почвенным процессом.
Псевдоглеевые почвы
Псевдоглеевые почвы (псевдоглей) формируются под воз¬
действием влаги атмосферных осадков, переувлажняющих их
верхнюю толщу различной мощности. Такое переувлажнение
зависит от глубны залегания менее проницаемых для влаги
горизонтов или слоев. Подобный тип оглеения, «провоцируе¬
мый» атмосферными осадками, особенно в дождливые сезоны,
может возникать над лессивированными менее водопроницае¬
мыми горизонтами В; на надлатеритными слоями или пятни¬
сто-глинистыми толщами. Образование пятнистых глин и
мраморовидных горизонтов является результатом поверхност¬
ного переувлажнения почв и медленного пропитывания их
влагой. Происходит оно не фронтально, а по трещинам, ходам
23 Зак 1542
353
корней, что обусловливает чередование оглёенных и окислен¬
ных (при сильном иссушении) участков в профилях почв и
корах выветривания.
. Исчезновение явления оглеения с глубиной - один из ос¬
новных показателей псевдоглеевости. Очень часто псевдоОг-
леение в тропиках проявляется в дождливый сезон и исчезает
в сухой сезон, оставляя осветленные гориз'онты. Подобное
явление описано выше как псевдоподзол'ивание. Когда при¬
знаки поверхностного оглеения сохраняются в почвах постоян¬
но, глеевый горизонт четко выделяется и оглеение начинает
проникать в мраморизованный горизонт В, тогда такие почвы
относятся к собственным псевдоглеям (Дюшофур, 1971). В
них железо локализуется в горизонте максимального накопле¬
ния влаги осадков и совмещается с бывшим горизонтом Л2/
в лессивированных почвах. Однако следует ли такие по гвы
выделять в самостоятельную группу или тип псевдоглеев,
остается неясным. В них более выражено осветление, по кото¬
рому такие почвы в прошлом и в настоящее время относят к
подзолистым и даже подзолам. В тропиках псевдоглювые
почвы формируются и под саванной, растительностью. Этот
тип оглеения особенно характерен для эдафических саванн.
В эволюционном ряду первой стадией формирования псев-
доглеевых почв Дюшофур считает слаборазвитые первичные
почвы, в которых под подстилкой (Ло) формируется гори¬
зонт Ль а под ним — непосредственно зачаточный глеевый
горизонт. В дальнейшем под влиянием лессиважа, отражаю¬
щегося в локальном перераспределении Fe, а в тропиках и в
усилении каолинизации, формируется мраморизованная или
пятнистая толща «висячего» глеевого горизонта. Одновремен¬
но горизонт Л дифференцируется на подгоризонты Л, и А21
(лессивированный).
Следующая стадия — собственно псевдоглеевая. Она харак¬
теризуется увеличением мощности горизонта А\ (з.а счет орга¬
нических остатков), четким обособлением глеево-железистого
горизонта, переходящего в почвообразующую породу с зату¬
хающим оглеением. При нарастании торфа глеевый горизонт
дифференцируется на подгоризонты пятнистого и сплошного
оглеения с аккумуляцией FeO. Ниже он сменяется почвообра¬
зующей породой без оглеения.
Глеевые почвы
Условия глееобразования. Собственно глеевые почвы фор¬
мируются под влиянием близко залегающих к поверхности
постоянных грунтовых вод. В тропиках они часто смыкаются с
просачивающимися сверху водами атмосферных осадков. По
этой причине почти во всех гидроморфных почвах происходит
354
совмещение поверхностного и грунтового оглеения и в jthx
случаях оно начинается с самой поверхности.
Глеевые процессы в тропиках наиболее интенсивно прояв¬
ляются в почвах речных долин, прибрежных морских и океани¬
ческих полосах, где сток грунтовых вод с материков подпи¬
рается морскими водами. Они также формируются по
различным понижениям и депрессиям, получающим дополни¬
тельное увлажнение за счет поверхностных и грунтовых вод.
Обязательные условия образования глеевых почз вклю¬
чают: 1) близкое залегание грунтовых вод; 2) постоянную
насыщенность почвенной толщи, лежащей над грунтовыми
водами, влагой, создающей восстановительный (анаэробный)
режим в ней; 3) накопление на поверхности почв органическо¬
го вещества с разной степенью разложенности.
В тропических условиях большей частью формируются
глеевые почвы без ясно выраженных торфянистых или торфя¬
ных горизонтов, что связано с интенсивным разложением и
минерализацией органических остатков на поверхности почв.
Торфообразование связано с зарастанием водоемов влаголю¬
бивой растительностью, ее отмиранием и гниением отмерших
остатков в подводных условиях. В ряде тропических стран
известны значительные площади торфяно-болотных почв.
Особенности ^тропического глееобразования. Глееобразова¬
ние — сложный биогеохимический процесс, протекающий в
анаэробных условиях, обусловливающих восстановительные
реакции. Они особенно интенсивны при наличии органического
вещества и участии анаэробных бактерий, преимущественно
масляно-кислых.
Глееобразование сопровождается существенными измене¬
ниями состава и свойств минеральной и органической частей
почв. В тропиках при интенсивной минерализации’ органиче¬
ских остатков и гумусовых веществ не образуется больших
количеств их подвижных фракций специфической и неспецифи¬
ческой природы. Вероятно, наибольшее значение имеет образо¬
вание и накопление С02, СН4, H2S и других конечных продук¬
тов гниения и минерализации органических веществ.
Под влиянием соединений органической природы и воздей¬
ствием воды осуществляется ускоренное разложение первич¬
ных и вторичных минералов, а также, возможно, синтез на
этой основе новых минералов глинистого комплекса. В первую
очередь происходит отщепление ионов кислорода, расположен¬
ных на внешних сторонах кристаллической решетки алюмо-
и феррисиликатов, что в свою очередь способствует переводу
в раствор части ионов Fe, Al и др.
Кроме того, приток .грунтовых вод, обогащенных Fe, а не¬
редко Са, Na, Si и другими элементами способствует, особенно
при смене окислительно-восстановительных условий, ресинтезу
35 5
вторичных минералов, а также созданию железистых и мар¬
ганцевых конкреций. Из вторичных минералов при этом обра¬
зуются смектит, каолинит, сидерит (FeCO)3, вивианит
Fe3(P04)2-8H20, сернистое железо. Это определяет преобла¬
дание аккумуляции над выносом продуктов глеевого'процесса,
нередко при щелочной реакции.
Многие тропические глеевые почвы, особенно приморских
областей, обладают не кислой, а щелочной и далее сильноще-
лочной реакцией (pH до 8,5—9,5). Подобное явление, возмож¬
но, связано с тем, что в тропических условиях при восстанови¬
тельных реакциях в большом количестве образуется мобильное
двууглеродистое железо Fe(HC03)2. Оно довольно легко
растворимо в воде и при смене восстановительных условий
окислительными превращается в гидроокисное железо.
При глеевом процессе существенным превращениям под¬
вергаются соединения азота и фосфора. Превращения азота
обусловлены преобладанием процесса денитрификации, при
котором образуются подвижные формы азота, свободно под¬
вергающиеся выносу из почв. Фосфатный режим в почвах
ухудшается вследствие образования в оглеенных горизонтах
вивианита. Развитие глеевого процесса ухудшает не гольхо
водно-физический и газовый режим, но и существенно а г я ж лет
запасы питательных веществ .
Строение профиля и основные подтипы почв. Типичный
профиль глеевых почв слагается из трех, горизонтов: горизон¬
та Ag — гумусового, варьирующего по мощности и степени
разложенности органических остатков; горизонта G{ — окис¬
лительно-восстановительного, характеризующегося пятнами и
примазками окисного железа на фоне сизо-зеленой или голу¬
бой окраски, обусловленной закисным железом; горизон¬
та G2 — собственно глеевого, с постоянной серо сизой или
зеленовато-сизо-голубой окраской, в котором часто присутст¬
вуют черные марганцово-железистые конкреции.
В аридных и экстрааридных тропических регионах черные
конкреции глеевых горизонтов, как-правило, марганцово-кар¬
бонатные. Структура горизонта А определяется содержанием
и составом гумуса. При малом содержании гумуса структура
комковатая, при значительном и большом — комковато-зерни¬
стая. При слабой разложенности органических остатков струк¬
тура выражена хуже.
Горизонт G{ во влажном состоянии глыбистый, в сухом—
трещиновато-призмовидный, с редкими железистыми конкре¬
циями; горизонт G2 обычно компактный, пластичный, бес¬
структурно-глыбистый, с кислой реакцией. При щелочной ре¬
акции и наличии карбонатных конкреций горизонт более
пестрый, с ржавыми пятнами и разводами вследствие пятни¬
стого окисления при подсыхании.
356
Основные подтипы глеевых почв выделяются по степени
разложенности органических остатков, мощности органоген¬
ного горизонта и выраженности окислительно-восстановитель¬
ного горизонта Gj (рис. 52).
ш
Условные обозначения:
М15
Рис. 52. Строение профилей глеевых почв:
Почвы: 1 — глеевая, II — слаб’огумусово-глеевая, III — гумусово-глсева1
JV — .лаботорфянисто-гумусово-глеевая. Горизонты: 1 — подстилка, 2 — г>
мусоы^н ' лабоминерализованнын, 3 — гумусовый, 4 — глина (с оксидами Ft
[> — локализованное выпадение Fe, 6' — глеевый с преобладанием FeO
Наиболее широко распространены следующие подтипы:
1. Глеевые почвы со слабо выраженным горизонтом Ag и
минеральным горизонтом Gь начинающимся с глубины 2—
•3 см. Почвы маломощные, с глубиной залегания грунтовых
вод от 1 до 1,5 м. Горизонт Gi имеет большую мощность, что
указывает на глубокое проникновение влаги атмосферных
осадков. Горизонт G2— мокрый, так как постоянно насыщен
влагой, поступающей от грунтовых вод.
2. Гумусово-глеевые почвы характеризуются ясно выра¬
женным гумусовым горизонтом мощностью до 15—20 см, с
содержанием гумуса до 5—9% и комковато-зернистой струк¬
турой с редкими железистыми конкрециями. Этот горизонт
довольно резко переходит в горизонт G{ — мраморовидный,
серовато-сизый, с ржавыми и желтыми пятнами окисления
(Fe203, Fe(OH)3), большим количеством железистых конкре¬
ций иногда с железистыми прослойками и кирасами, особенно
при песчанистом гранулометрическом составе. Горизонт G2 —
однородный, сизо-серый, с редкими ржавыми пятнами; желе¬
зистых конкреций больше.
3. Слаботорфяиисто-глеевые почвы с мощностью органо¬
генного горизонта не более 10—15 см и преобладанием а
полуразложившихся органичеАих остатков и малым содер¬
357
жанием собственно гумуса. Переход в горизонт Gi резкий.
Окислительно-восстановительный горизонт имеет большую
мощность, чем в гумусово-глеевых почвах, но в нем преобла¬
дают восстановительные реакции. Горизонт G2 сходен с гори¬
зонтом G2 в почвах предыдущего подтипа.
4. ТорфянистЪ-гумусово-глеевые почвы с мощностью тор¬
фянисто-гумусового горизонта, до 40—50 см; в нем преоСла-
дают полуразложившиеся растительные остатки на фоне
общей прокрашенности горизонта гумусом. Появление жел¬
тых и сизых пятен в нижней части горизонта обусловлено
создающимися здесь переменными окислительно-восстанови¬
тельными условиями. Горизонт Gy в них очень маломощный
и резко переходит в горизонт G2. Почвы этого подтипа наи¬
более переувлажненные, с грунтовыми водами на глубине 1,2—
1,4 м.
Основное отличие глеевых почв от аналогичных почв уме¬
ренной зоны сводится к почти полному отсутствию торфянисто¬
сти, что обусловлено преобладанием минерализации органиче¬
ских остатков, а в условиях влажной среды — преобладанием
разложения над гниением, способствующим образованию тор¬
фянисто-перегнойной массы. Поэтому большинство глеевых
почв отличается повышенным содержанием и разными коли¬
чествами полуразложившихся (гумифицированных) расти¬
тельных остатков.
Состав и свойства этих почв изучены еще недостаточно.
Почвы с кислой реакцией имеются в наиболее влажных обла¬
стях В областях с переменным увлажнением и в аридных
условиях преобладают почвы с нейтральной и щелочной реак¬
цией, Все почвы слабо обеспечены питательными веществами.,
а главное — обладают избыточным сезонным или постоянным
переувлажнением, что затрудняет возможности освоения и>;
под тропические культуры без мелиоративного улучшения.
Роль химического состава вод в образовании глеевых почв.
Химический состав вод играет важную роль в формировании
состава и свойств глеевых почв. Наибольшее значение при
этом имеют воды атмосферных осадков, мягкие бескарбонат¬
ные грунтовые воды и жесткие карбонатные грунтовые воды.
Влияние вод атмосферных осадков наиболее сильно ска¬
зывается на обедненных породах и почвах тяжелого грануло¬
метрического состава в условиях плоского равнинного релье¬
фа. Обеднение происходит в силу того, что атмосферные осад¬
ил почти не содержат минеральных соединений. В результате
осуществляется смена более требовательной к питанию расти¬
тельности на менее требовательную, что приводит к появлению
на наиболее промытых почвах «подушек» сфагновых мхов.
Роль мягких бескарбонатных грунтовых вод сказывается,
главным образом, в формировании кислой среды, усиливаемой
353
кислыми продуктами разложения органических остатков. При
этом почвы отличаются малым содержанием гумуса и неболь¬
шой мощностью гумусовых горизонтов; глеевые горизонты
оказываются более выраженными и оглиненными вследствие
преобладания закисных форм железа.
Влияние жестких карбонатных вод противоположно влия¬
нию мягких вод. Под их воздействием происходит более интен¬
сивное разложение органических остатков, а водно-раствори-
мые продукты разложения почти полностью коагулируются
Са(НСОз)2 и остаются в почвенной толще.
Глеевые почвы, связанные в своем формировании с карбо¬
натными породами, выделяются щелочной или нейтральной
реакцией, высокой разложенностью органических остатков
(mull) и повышенным содержанием гумуса. В таких почвах
происходит более интенсивное осаждение железа и его сегре¬
гация в конкреции. Это наиболее глинистые почвы с весьма
трудной отдачей воды при осушении.
Торфяные почвы и их образование
Образование торфяных почв в тропиках связано с зараста¬
нием водной растительностью водоемов, заливов и лагун.
Образовавшийся торф служит материнской породой для разви¬
вающихся в их верхней толще торфяных почв. Заполнение
органической массой водоемов происходит снизу вверх. С вы¬
ходом на поверхность торфяной залежи рост ее замедляется
и даже прекращается, и в ее поверхностной толще начинается
почвообразование. Оно сводится к разложению и минерализа¬
ции органических остатков, которые превращаются в мажу¬
щуюся перегнойно-мулевую массу со снижающейся с глуби¬
ной степенью разложенности торфа.
Торфяные почвы, образовавшие в результате зарастания и
заторфовывания различных водных акваторий в тропиках,
могут быть кислыми и щелочными. Кислые торфяные почвы
формируются преимущественно при зарастании континенталь¬
ных водоемов с неминерализованными или очень слабомине¬
рализованными водами. Торфяные почвы, образующиеся по
побережьям морей и океанов, в заливах, лагунах и озерах с
минерализованными водами, резко дифференцированны по
профилю. Верхние горизонты до глубины 40—50 см имеют
кислую или нейтральную реакцию, ' а нижние — часто до
сильнощелочной, что обусловливается карбонатностыо и засо¬
ленностью вод.
Торфяные почвы подразделяются по общей мощности тор¬
фяной толщи на маломощные (до 50 см), средпемощные (от
50 до 100 см) и мощные (>1 м), по степени разложенности
торфяной массы—на перегнойно- или гумусово-торфяные «и
359
грубогумусно-торфянистые (со слаборазложившимися расти¬
тельными остатками в верхнем горизонте). В тропиках пре¬
обладают торфяники, близкие к низинному типу.
Более широко торфяные почвы развиты по побережьям
Карибского моря (Куба), в Гайане, Венесуэле и др. Однако в
тропиках они в целом занимают малые площади.
Вопросы освоения гидроморфных почв
Псевдоглеевые и глеевые почвы в естественном состоянии
обладают неблагоприятным водным режимом и малыми за¬
пасами питательных веществ. На них произрастают только
влаголюбивые леса и малопоедаемые травянистые растения.
Без мелиоративных воздействий на этих почвах могут выращи¬
ваться только некоторые травы.
Освоение псевдоглеевых почв связано с регулированием их
водного режима. Оно должно, предусматривать сброс вод,
застаивающихся на поверхности, и применение неглубокого
дренажа для сброса избыточных вод из горизонтов Л-. и В.
Однако при наличии водопроницаемых горизонтов регулиоова-
ние водного режима таких почв усложняется, так как при дре¬
нировании может происходит их иссушение. Поэтому в таких
случаях одновременно с дренажем необходимо применять оро¬
шение.
Помимо регулирования водного режима, почвы нуждаются
в пополнении запасов питательных веществ, особенно азо^а и
фосфора. На почвах суглинистого и глинистого гранулометри¬
ческого состава целесообразна глубокая обработка с целью
повышения водопроницаемости и снижения влагоемдости. При
легком гранулометрическом составе почв такая обработка мо¬
жет вызвать ветровую и водную (при орошении) эрозию.
Глеевые почвы при освоении нуждаются в снижении
уровня грунтовых вод (дренаж, посадки влаголюбивых древес¬
ных пород). Без орошения возможно частичное освоение их
под культуру риса с постоянным регулированием уровня грун¬
товых вод. Почвы очень отзывчивы на азотные и фосфорные
удобрения. При внесении удобрений необходимо учитывать
особенности водного режима почв и не допускать вымывания
питательных веществ в дождливый сезон и в периоды макси¬
мальных поливов.
Торфяные почвы могут использоваться как источник орга¬
нических удобрений, особенно при компостировании торфяной
массы с минеральными удобрениями, а также для сельскохо¬
зяйственного освоения. В первом случае наиболее тхенньт силь¬
но разложившиеся торфяные почвы, во втором — освоение
возможно после проведения осушительных мелиораций и од¬
новременного создания оросительной сети для ведения на
360
осушенных площадях интенсивного сельского хозяйства и
выращивания не менее двух урожаев в год. Торфяные почвы
наиболее пригодны под культуру риса, а также под бахчевые
культуры и кормовые травы.
Глава XXII
ЗАСОЛЕННЫЕ (ГЛЛОМОРФНЫЕ) ПОЧВЫ
В группу засоленных объединяются почвы, образующиеся в
результате накопления водно-растворимых солей или обмен¬
ного Na в поглощающем комплексе, отрицательно влияющих
на рост и урожайность естественной и культурной раститель¬
ности. Основными солями, участвующими в образовании засо¬
ленных почв, являются, NaCl, СаС12, NaHC03, Na2C03, MgS04,
CaS04 и NaN03.
Существуют различные пути накопления солей в почвах:
1) морской, 2) континентальный, 3) эоловый, 4) глубинно¬
скважинный.
Морское происхождение солей обусловлрно поступлением
их в породы и почвы из морских вод. Континентальное соле-
накопление происходит в результате выветривания горных
пород и аккумуляции солей на месте образования или отложе¬
ния там, где происходит разгрузка грунтовых и речных г.од;
эоловое, или импульверизационное, соленакопление связано
с переносом солей морского или континентального происхожде-
ния ветром. Глубинное обязано излияниями на поверхность
минерализованных вод (трещинных, артезианских и др.). Та¬
кое засоление часто рассматривается как разновидность кон¬
тинентального.
Перечисленные способы происхождения солей в породах и
почвах относятся к первичному или естественному соленакоп-
лению. Широко распространен другой способ или тип солена-
копления — вторичный; он возникает в результате применения
для орошения в той или иной степени минерализованных реч¬
ных или грунтовых вод. При отсутствии или слабом дренаже
соли таких вод концентрируются в почвах и дают начало
вторичному их засолению. Оно может проявляться в почвах
различных типов без естественного промывного водного режи¬
ма.
Солевой состав почв как первичного, так и вторичного за¬
соления отражает их происхождение и изменения гидротерми¬
ческих режимов, связанных с зональными и мес'ь1ы;лн
геоморфологическими и гидрогеологическими условиями. Эти
зависимости выражаются в том, что от аридных к влажпо-
361
тропическим гидротермическим режимам происходит умень¬
шение содержания наиболее растворимых солей NaCl, СаС12,
MgCl2 и увеличение менее растворимых серно-кислых солей.
В тропических гидротермических режимах возрастает содер¬
жание NaHC03 и Na2C03, что связано с особенностями содо-
образования в них. При высоких температурах (свыше 28—
30°С) растворимость Na2C03 резко возрастает, а серно-кислых
и хлоридных солей — снижается. При этом более высокое
содержание ионов Na в воде, вследствие понижения раствори¬
мости СаС03 в щелочной среде, способствует повышению со¬
держания соды. Но естественная и культурная растительность
в тропиках не испытывает столь погубного воздействия соды,
как в умеренно-теплой зоне.
Для понимания процессов соленакопления в почвах и пра¬
вильной разработки мероприятий по освоению засоленных
почв необходимо напомнить, что непосредственным фактором
накопления солей является испарение грунтовых вод и тран¬
спирация растительностью, особенно в условиях их замедлен¬
ного оттока. Потенциальное суммарное испарение в аридных
и гумидных тропических областях может достигать 1,5—3 тыс,
мм в год. Такие величины испарения нередко во много раз
превышают количество выпадающих атмосферных осадков.
Поэтому на испарение расходуются грунтовые воды. От глу¬
бины их залегания и степени минерализации зависят интен¬
сивность и характер засоления почв.
Остановимся на выявлении роли грунтовых вод в засоле¬
нии почв и, прежде всего, на определении некоторых важных
понятий, связанных с ними !.
1. Критическая минерализация грунтовых вод — предель¬
ное содержание солей, после которого происходит засоление
верхних горизонтов почв, исключающее произрастание куль¬
турных растений. Для хлоридно-сульфатных грунтовых вод
критическая величина содержания солей в среднем равна 2—
3 г/л, для содовых — 0,7—1 г/л.
2. Критическая глубина уровня минерализованных вод —-
глубина, выше которой происходит капиллярное поднятие
растворов до поверхности почв. В аридных и гумидных обла¬
стях тропического пояса она равна 2—2,5 м, при минерализа¬
ции грунтовых вод больше 5—7 г/л.
3. Начало физиологической токсичности солей — при содо¬
вом засолении происходит при содержании НС03 от 0,08% и
величине pH 8,7—9,0; при повышении содержания НСОз до
ОД—0,2% и pH до 9,5—10 культурные растения гибнут. Хло-
ридное засоление начинает угнетать растения при содержание
1 См.: Международное руководство по орошению и дренажу засолен¬
ных почв: ЮНЕСКО ФАО. М., 1968.
362
Cl-иона 0,05—0,1%. При 0,4—0,8% Cl-иона все сельскохозяй¬
ственные растения развиваются ненормально и снижают уро¬
жай. При наличии солей 1,5% и выше посевы не дают продук¬
ции.
4, Оптимальная концентрация солей в почвенных раство¬
рах лежит в пределах 3—5 г/л, выше 5 г/л начинается угнете¬
ние, больше 10—12 г/л — сильное угнетение и около 20—
25 г/л — гибель культурных растений.
5. Токсическое действие обменного натрия начинается вы¬
ше 10—15% его содержания от емкости поглощения почв; при
20—25% от емкости поглощения растения сильно угнетаются
и даже гибнут. Почвы с таким содержанием обменного натрия
требуют химических мелиораций, направленных на его заме¬
щение кальцием.
В последние годы имеются сведения о том, что в тропиче-.
ских аридных и семиаридных почвах Судана, Сомали и других
стран более высокое (до 45% от емкости поглощения) содер¬
жание обменного Na не оказывает токсического действия на
растения (С. В. Зонн, Эль Тежани, 1983; Дахаб, 1983 и др.).
Подобное поведение Na связывается с различной энергией его
действия на почвы и растения.
В тропических аридных почвах Na вытесняется из кристал¬
лической решетки смектитов и обладает меньшей энергией,
чем Na, находящийся в физико-химическом взаимодействии с
коллоидными частицами. Этот Na обусловливает более высо¬
кую диспергацию и гидратацию почвенной массы. Наконец, в
аридных почвах Na и Na2C03 появляются в почвенных раство¬
рах в короткие периоды переувлажнения почв.
В группу засоленных почв объединяются следующие обра¬
зования и типы засоленных почв; соляные коры, мангровые
почвы, солончаки, такыры, солонцы и солоди.
Соляные коры
Это пустынные образования, состоящие из скоплений солей
па поверхности. Содержание солей в них достигает 85—95%.
Мощность таких кор варьирует от 3—5 до 50—100 см. Они
отличаются большой плотностью и представляют источник
сырья для промышленных целей.
По возрасту выделяются следующие коры: современные —
образующиеся в результате испарения морских озерных или
грунтовых вод, в депрессиях рельефа и реликтовые (остаточ¬
ные), прекратившие развитие вследствие прекращения подачи
минерализованных вод.
По химическому составу коры делятся на: а) карбонатные,
широко распространенные в пустынях Азии и Африки. Содер¬
жанке СаС03 в них достигает 60—70%. Для сельскохозяйст¬
363
венного освоения непригодны; б) гипсовые, развитые в
пустынях Сирии, Ирака, Северной Америки, Латинской Аме¬
рики и др. Среди них также различают современные гипсовые
коры, образующиеся при испарении минерализованных вод.
По Durand (1967), в оазисах Сахары такие коры, называемые
«дэб-деб», образуются за период от 7 до 20 лет.
Реликтовые коры, имеющие мощность от 10 до 50 см, а
иногда до 1—2 м, в настоящее время подвергаются медленному
растворению. Для освоения под сельскохозяйственные культу¬
ры непригодны. Соляные коры, образующиеся в наиболее
аридных регионах Ирана, Северной Африки, хорошо сохра¬
няются как на поверхности, так и на различных глубинах
(погребенные). Современные коры такого типа достигают
мощности нескольких десятков сантиметров.
Засоленные почвы мангров
Заросли мангровых растений приурочены к иловато-болог-
но-солончаковым образованиям с характерным только для них
подводно-надводным режимом. Такой режим определяется
прибрежным расположением и затоплением приливными вода¬
ми.
Заросли мангров приурочены только к тропическим обла¬
стям. Они занимают пологие глинистые побережья, а также
дельты рек, впадающих в моря и океаны.‘Почвы мангров весь¬
ма часто по долинам рек глубоко вдаются в сушу и, кроме х°-
го, занимают разные высотные уровни речных и морских тер¬
рас. Поэтому они подвержены разной интенсивности и дли¬
тельности затопления морскими водами. Несмотря на то, что
указанные поверхности часть времени находятся в затоплен¬
ном состоянии, они обладают всеми признаками и свойствами,
присущими почвам, и прежде всего биологической актив¬
ностью.
Формируются такие почвы под древесными зарослями, со¬
стоящими из разнообразных пород (семейства мангровых),
обладающих высокой зольностью листьев, воздушными кор¬
нями и живородящими семенами, прорастающими на дереве и
укореняющимися сразу после падения. Верхняя толща почв
служит убежищем для большого количества морских живот¬
ных — крабов, рачков, рыб, червей и др. Они прерывают
иловатую почву, рыхлят и улучшают ее физические свойства.
Так как мангры затапливаются солеными водами, то и все
древесные растения солеустойчивы. В их листьях накапли¬
вается до 6,71—10,31% зольных веществ, представленных пре¬
имущественно S03, СаО, MgO, AI2O3, К2О. В них довольно
высоко содержание азота. Весьма большая аккумуляция в
листьях S03 отражает состав морских вод. Оставшаяся зна¬
чительная часть листьев и других частей растений дает начало
364
образованию гумусовых веществ. Их содержание в верхнем
горизонте колеблется от 3,13 до 5,39%, а иногда достигает и
7-8%.
Мангровые почвы, особенно глинистого состава, после осу¬
шения имеют тенденцию эволюционировать в темные верти¬
соли. Характерными для них (С. В. Зонн, 1968) являются поч¬
ти равные количества гуминовых и фульвокислот, чем опреде¬
ляется высокое (>1) отношение Сгк : Сфк. Это характеризует
благоприятные условия гумусонакопления, несмотря на доста¬
точно высокое содержание солей в почвах (табл. 75).
Таблица 75
Содержание солей (мг-экв/100 г) в мангровых почвах Вьетнама,
(В. М. Фридланд, 1964)
Глубина, с::
pH в
н2о
НСОз
С)
S04
Са2+
Mg2+
Na
Плотный
остаток,
%
7,6
1,02
24,60
4,77
1,95
3,30
25,24
1,865
1—10
6,1
0,74
18,28
9,63
2,34
5,44
20,87
1,745
10—25
4,8
0,10
12,71
9,62
0,12
5,60
16,71
1,765
25—40
5,3
0,12
21,47
16,02
2,97
12,15
22,49
2,633
40—60
6,5
0,16
17,06
13,64
4,22
9,08
17,59
2,154 •
60-80
90—130
Грунтовая
7,7
0,37
5,62
8,28
4,72
2,92
6,63
0,990
вода, мг-экв/л
Морская
7,0
3,20
415,0
51,8
102,0
426,0
31,235
пода мг-экз/л
7,0
2,00
544,0
56,2
136,3
465,0
35,000
В мангровых почвах преобладает хлоридно-сульфатно-
магниево-натриевое засоление, в то время как в грунтовых и
морских водах хлориды превалируют над всеми осталышми
солями. Этим подтверждается отмеченная ранее закономер¬
ность снижения в почвах тропического пояса хлоридов по
сравнению с сульфатами. Хлористые соли в дождевые сезоны
наиболее быстро и легко вымываются из почв. Показательно,
что мангровые почвы содержат во много раз меньше солей, чем
питающие их грунтовые и затапливающие морские воды.
Следует отметить, что данные табл. 75 характеризуют от¬
носительно удаленные от морского побережья мангры. Ближе
к побережью они засолены сильнее. Причем почва в средней
части (25—60 см) имеет кислую реакцию, что указывает на
сульфидность железистых соединений в этой толще.
Содержание подвижных (по Тамму) А1 и Fe (табл. 76)
колеблется в зависимости от длительности затопления. Почвы
разреза 10 затапливаются больше, а разреза 11 — меньше. В
первой почве максимум железа приурочен к слою 0—15 см, а
365
во второй — к слою 15—25 см. Почвы кислые сульфидные
(pH от 4 до 5,7), однако в составе обменных катионов преоб¬
ладает Mg. Его высокое содержание может указывать на
смектитовый состав глинистых минералов и их увеличение с
глубиной, что, возможно, связано с интенсивным лессиважем
ила.
Таблица 76
Некоторые физико-химические показатели мангровых почв
(С. В. Зонн, 1958)
а?
(Э
Обменные катионы,
Подвижные
х
мг-экв/100 г
катионы, мг
Глубина, см
о
аз
j
5S
U
X
С.
Са2+
Mg2+ j н+
сумма
А13+
Разрез И
0—10
3,13
4,4
1,35
2,91
1,61
5,85
0,26
15—25
3,05
4,2
1,35
6,31
2,00
9,66
0,32
40—50
0,32
4,4
2,70
8,09
1,94
12,73
0,45
Разрез 1C
)
0-15
1. 5,39
1 5,7
1 5>74
113,54
I 5,60
134,88
I 3,25 I
Солончаки
К солончакам относятся почвы с наибольшим содержанием
легкорастворимых солей в верхней (0—20; 0—30 см) толще.
Суммарное количество солей в них обычно больше 1—2% и
может достигать 10—30%. Сельскохозяйственные растения на
солончаках не выращивают вследствие высокой токсичности
солей. Естественная растительность на солончаках представле¬
на различными солянками, относящимся к суккулентным га-
лофитам. Как отмечалось выше, образование солончаков свя¬
зано с воздействием минерализованных грунтовых вод в
прошлом или настоящем.
Выделяется следующие подтипы солончаков: современные
и остаточные.
Солончаки современные, связанные с грунтовыми водами,
капиллярно поднимающимися к поверхности, где и выкристал¬
лизовываются соли. В них грунтовые воды залегают на глуби¬
не 0,5—3 м. В таких солончаках одновременно выражены два
процесса: глеевый <и собственно солончаковый. Последний
преобладает, а глеевость хотя и отмечается, но не определяет
их свойств.
366
К современным солончакам тяготеют солончаки капилляр¬
но-пленочного увлажнения с грунтовыми водами на глубине
3—5 м. В них подъем солей происходит медленно и не всегда
достигает поверхности.
Солончаки остаточные связаны с грунтовыми водами глуб¬
же 10 м. Содержание солей в поверхностных горизонтах мак¬
симальное и уменьшается с глубиной. Соли не накапливаются,
а, наоборот, постепенно выщелачиваются из верхних горизон¬
тов. Глеевость выражена слабо и имеет остаточный характер.
По морфологическим признакам соленакопления солончаки
подразделяются на корковые, пухлые и структурные.
Корковые солончаки выделяются по наличию на поверхно¬
сти прочной соляной корки, состоящей из гипса с примесью
других солей. Мощность такой корки может достигать 2—
3 см.
Пухлые солончаки характеризуются сильно разрыхленном
кристаллами солей слоем мощностью 10—15 см. Он обычно
влажный, а при высыхании становится рыхлым, пылящим,
псевдоструктурным, землисто-кристаллическим. Пухлость вы¬
зывают кристаллы Na2S04, MgS04. Пухлые соленосные слои
легко развеваются.
Структурные солончаки образуются при содовом засолении.
Они темноокрашенные; при высыхании с поверхности до глу¬
бины 30—40 см растрескиваются, образуя призмовидные и
глыбистые отдельности.
В зарубежной литературе солончаки подразделяются на
«белые» и «черные». К «белым» относятся солончаки, засолен¬
ные всеми солями, кроме соды. В «черных», наоборот, преоб¬
ладает сода. Последняя, растворяя гумусовые вещества, обо¬
гащает почвы органоминеральными коллоидами и создает в
сухом состоянии глыбистость.
По составу солей солончаки подразделяются на следующие
группы: нитратные, хлоридные, сульфатно-хлоридные, хлорид-
но-сульфатные, сульфатные, сульфатно-содовые, содовые и
боратные.
Нитратные солончаки содержат NaN03 и KN03, аккумули¬
рующиеся совместно' с хлоридами. По токсичности нитратные
солончаки близки к хлоридным. Встречаются в пустынях Ма¬
лой Азии и Латинской Америки.
В солевом составе хлоридных солончаков преобла¬
дает NaCl, подчиненное значение имеют СаС12 и MgCI2, а
также в небольшо?л количестве сульфаты. Общее содержание
солей не выше 2—3%. Хлоридные солончаки имеют нейтраль¬
ную реакцию в верхней толще и щелочную в нижней. Содер¬
жание гумуса незначительное, минеральная масса карбонат¬
ная, содержащая свыше 35% CaS03 с глубиной 85—90 см.
Емкость поглощения невысокая.
376
При мелиоративном освоении возможно увеличение щелоч¬
ности (NaHC03 и даже Na2C03), что может способствовать их
эволюции в солонцы.
Сульфатно-хлоридные солончаки выделяются преоблада¬
нием хлоридов над сульфатами, со значительными вариациями
солевого состава по профилю. Хлориды натрия всегда подтяну¬
ты к самой поверхности. Содержание НС03 небольшое, гак
как засоляющие соли нейтральные, поэтому солончаки имеют
слабощелочную реакцию (pH 7,3—8,0). Солончаки могут быть
карбонатными и слабокарбонатными, по с большим количест¬
вом гипса. В солончаках относительно легкого гранулометриче¬
ского состава емкость поглощения невелика; количество ила
в них может увеличиваться с глубиной. Содержание обмен¬
ного Na небольшое, а водно-растворимого К высокое. Промыв¬
ка таких солончаков требуют значительных затрат; опасность
образования солонцов при промывках обычно невелика, что
объясняется повышенным содержанием гипса.
Хлоридно-сульфатные солончаки отличаются преоблада¬
нием сульфатов над хлоридами, что не приводит к каким-либо
существенным изменениям их минеральной части. Они слабо-
выщелоченные, и при ирригационном, освоении местами из них
могут образовываться солонцы.
31 В сульфатных солончаках преобладают сульфаты натрия
и магния. Они приурочены к повышенным частям приморских
низменностей при залегании грунтовых вод глубже 3 м, где
нет подпитывания ими почв до поверхности. Сульфатные со¬
лончаки сравнительно редки, так как в природе засоление
солями одной группы — довольно редкое явление. Чаще пре¬
обладает смешанное засоление (несколькими солями).
Сульфатно-содовые солончаки представляют одну из ста¬
дий рассоления карбонатно-сульфатных солончаков. При этом
сульфаты натрия, взаимодействуя с карбонатами кальция,
могут давать соду по реакции, известной как реакция Гильгар-
да: CaC03 + Na2S04 = Na2C03-i-CaS04.
Несмотря на то, что сульфатно-содовые солончаки содер¬
жат гипс, все же при вымывании солей может происходить
насыщение их обменным натрием и переход в солонцовую ста¬
дию почвообразования.
Содовые солончаки выделяются высоким содержанием
НС03 и С03; сумма их превосходиФ все остальные анионы,
среди которых хлориды занимают второе место. Однако мак¬
симум их'отмечается не у поверхности, а на некоторой глубине
(15—20 см), что указывает на отрыв их солевого питания от
грунтовых вод.
Содовые солончаки весьма токсичны: величина pH достига¬
ет 10,4—10,8; культурные растения на них не произрастают.
Содержание гумуса более высокое, чем в других подтипах, и,
368
кроме того, количество его увеличивается с глубиной, что свя¬
зано с высокой подвижностью гуматов Na и легкостью их
вымывания в нижние горизонты. Содовые солончаки могут
быть карбонатными и бескарбонатными. В карбонатных содер¬
жание СаС03 повышается с глубиной. Емкость поглощения
высокая и увеличивается с глубиной, что коррелирует с рас¬
пределением ила.
Содовые солончаки в сухом состоянии плотные, глыбистые,
а во влажном — пластичные, слабоводопроницаемые. При
орошении возможна эволюция их в солонцы. Однако в тропи¬
ках такая эволюция отмечается не всегда. Промывки содовых
солонцов необходимо вести на фоне внесения гипса.
Боратные солончаки образуются в результате аккумуляции
солей борной кислоты в условиях крайне сухого климата. Бо-
ратиое засоление отрицательно действует на растения. Наибо¬
лее типичные боратные солончаки описаны в Боливии па
высыхающем озере Аскотан, где мощность солей достигает
15—20 см, а содержание В203 равно 28—37%.
Такыры
Такыры — одна из разновидностей засоленных почв, свой¬
ственная пустыням Азии и Северной Африки. Они представ¬
ляют собой почвенно-геологические образования или прими¬
тивные глинистые почвы, для которых характерно наличие
голой, полигонально растрескивающейся поверхности, почти
не имеющей растительности.
После дождей из-за весьма слабой водопроницаемости
верхние слои такыров перенасыщаются водой и, как правило,
ею затопляются. После спада воды поверхности'такыров по¬
крываются сине-зелеными водорослями.
У такыров под плотной глинистой коркой мощностью 3—
5 см залегает остаточный солевой горизонт; содержание солей
в нем варьирует от 0,5 до 1,5%. Ниже 20—30 см такыры под¬
стилаются засоленными, мало измененными породами; грунто¬
вые воды на глубине более 10 м. *
Бесплодность такыров обусловливается их сухостью, небла¬
гоприятными водно-физическими свойствами, высокими щелоч¬
ностью (pH 9—10) и засоленностью. Тем не менее такыры
относятся к почвенным образованиям, вступающим в фазу
рассоления, и даже приобретают в верхней толще признаки
солонцеватости.
Равнинность поверхностей, на которых образуются такыры,
создает предпосылки для их возможного освоения. Однако при
этом требуются предварительные мелиорации — внесение пес¬
ка, органических удобрений и промывки. ,
24 З.тк 1542
369
Солонцы
Солонцы образуются из солончаков в результате рассоле¬
ния последних и внедрения в их верхние, лишенные водно¬
растворимых солей, горизонты обменного Na. Из этого следует,
что солонцы могут образоваться только из солончаков, засо¬
ленных натровыми солями и содержащих мало гииса. При
естественном или искусственном увлажнении (орошении) Na
вытесняет Са и Mg из поглощающего комплекса по следующей
схеме (рис. 53): *
Са, Mg[nnK] +NaCl(Na2S04, Г|(а2С03)-НМа(Са + Mg)
[ППК] +CaCl2 + CaS04+CaC03
Вступающий в поглощаю¬
щий комплекс Na диспергирует
верхние горизонты, увеличива¬
ет содержание и подвижность
ила; в результате формируется
резко * дифференцированный,
типичный для солонцов почвен¬
ный профиль с горизонтом А,
обедненным илом, и горизон¬
том Ву обогащенным им. Во
влажном состоянии горизонт В
компактно-пластичный, водоне¬
проницаемый, а в сухом —
призмовидный или столбчатый
с трещинами, по которым про¬
исходит просачивание воды и
вымывание солей. Солонцы ли¬
шены солей или содержат нич¬
тожные их количества в гори¬
зонтах А и В. Для них харак¬
терна высокая щелочность, обу¬
словленная наличием NaHC'03
и Na2C03. Образование соды
происходит за счет Na-noiyio-
щающего комплекса, частично
переходящего в раствор по сле¬
дующей схеме:
[ППК] • Na2C03 + Н20-*-[ППК]2Н + N2C03
и далее ^С03+И20-|-С02—>-2NaHC03.
Эта последняя реакция может идти ч в обратном направ¬
лении, т. е. 2NaHC03 + H2A + C02.
Адсорбция Na
Растворимый Са
Рис. 53. Поведение Са в солон¬
цах
370
Однако в тропических сезонно-влажных и аридных обла¬
стях карбонатная и бикарбонатная щелочность в солонцах в
сильной степени не проявляется, благодаря содержанию в них
CaS04. Гипс способствует переходу соды в углекислый каль¬
ций и серно-кислый натрий по следующей схеме:
Na2C03-f-CaS04 —►,CaC03-f-Na2S04.
Серно-кислый натрий вымывается до горизонта В2 или С2,
где и накапливается вместе с другими солями. Таким обра¬
зом солонцы оказываются рассоленными в верхней 30—70 см
толще, а иногда и глубже, что зависит от их гранулометриче¬
ского состава. Чем он легче, тем глубже вымываются соли. В
рассоленной толще солонцов и особенно в горизонте В} при¬
сутствует поглощенный Na. По его количеству почвы класси¬
фицируются по степени солонцеватости (табл. 77).
Т а б л и ц.а 77
Классификация солонцовых почв по содержанию обменного Na в горизонте
^(ЮНЕСКО — ФАО, 1968)
Степень солонцеватости
Обменный Na, %
Зона черноземов.
от емкости обмена
Зона каштановых
И бурых ПО'1 в
Солонцы
>30
>15
Сильносолонцеватые
15—30
10—15
Солонцеватые
10—15
5—10
Слабосолонцеватые
<10
<5
Различия солонцов по содержанию обменного натрия обу¬
словлены зональным содержание гумуса. При высоком содер¬
жании гумуса солонцеобразующая роль Na проявляется при
больших его количествах, а при малом содержании гумуса—
при меньших. С содержанием обменного Na тесно связано
естественное плодородие почв, что видно из следующих соот¬
ношений:
Обменный Na, % от емкости
5 10—15 20—30 50
Относительное плодородие почв, %
100 60—75 26—30 0,0
При 10% содержании обменного Na от емкости поглоще¬
ния плодородие резко падает, а 20—30% является величиной,
при которой сельскохозяйственное использование солонцов
без коренных мелиораций нецелесообразно.
Наиболее характерные физико-химические показатели со¬
лонцов следующие: щелочная реакция — в горизонтах А и В,
нейтральная — в горизонтах В2 и С; наибольшее содер >t\r.l Г I И С
обменного Na — в горизонте В^; водно-растворимых солей,
371
а также СаС03 и CaS04 — в горизонтах В2 и С. Горизонт В{
имеет неблагоприятные физические свойства (пластичность,
плотность* низкая водопроницаемость и высокая влагоем¬
кость) .
По мощности горизонта А или глубине залегания горизон¬
та Blt а также по стадиям развития солонцового горизонта и
солевого профиля солонцы подразделяются на солончакопые,
или корковые,— мощность горизонта А — 1—5 см; мелко¬
столбчатые— 5—10 см; среднестолбчатые— 10—16 см и глу¬
бокостолбчатые — > 16 см.
Стадии развития солонцового профиля отражаются на
глубине залеганий солей; от корковых к глубокостолбчатым
она снижается. Подобное разделение солонцов весьма важно
для разработки агромелиоративных приемов их освоения.
В субтропическом и тропическом поясах солонцы встре¬
чаются в аридных и переменно-влажных областях. Они извест¬
ны в Индии, в странах Северной Африки и с длительным за¬
сушливым сезоном Иране, Ираке, Сирии, Бирме и др. Однако
площади их невелики и изучены они слабо.
Солоди
Солодь — русское название сильно деградированного
солонца. Деградация выражается в том, что за счет разруше¬
ния горизонта Вi увеличивается мощность горизонта А и он
дифференцируется на горизонт Ах — гумусированный и гори¬
зонт А2 — осолоделый, белесый в результате относительного
накопления Si02. Ниже идет горизонт Вь содержащий меньше
обменного Na и больше Mg, и поэтому не такой пластичный и
плотный, как в солонцах.
Водно-растворимые соли вымыты в горизонт С и ниже.
Реакция почв в горизонтах А и В нейтральная и слабокислая,
а в горизонтах В2 и С — щелочная за счет поступления в чих
большей части Na. Внешне эти почвы напоминают подзоли¬
стые, но по химизму они существенно отличаются.
Солоди встречаются в совместном с солонцами залегании
в субтропических и тропических областях с сухим или пере¬
менно-влажным климатом. Они большей частью приурочены
к понижениям, куда поступает больше воды и где она интен¬
сивней промывает и подкисляет почвы. В верхних горизонтах
солодей нередко появляется обменный Н. На таких почвах
часто развивается лесная растительность и образуется лесная
подстилка. В субтропических и тропических областях солоди
описаны в Центральной Африке: Малой Азии, на Иидостан-
ском субконтиненте и в других регионах.
372
Эволюция засоленных почв
Эволюция засоленных почв может идти естественным и
антропогенным (мелиоративным) путями.
Естественный путь включает взаимосвязанность трех глав¬
ных типов засоленных почв — солончаков, солонцов и солодей,
что наглядно видно из сравнения их строения (рис. 54). По-
№1
Ai
h
Н
У7777Л
Ао
Ai
Вг
Ушбные обозначения:
Г"
6 1
7
т
о»
Рис. 54. Строение галоморфных почв:
Почвы: I — сожшчак, II — солонец, III — солодь. Горизонты:
/ — подстилка, 2 — гумусовый, слабоминерализованный, 3 — гуму¬
совый, 4 — глина (с оксидами Fe), 5 — лессивированный, 6 — ос¬
ветленный, 7 — аккумуляций Fe(OH)3, 8 — вертикальные трещины,
9 — уровень грунтовых вод
добная эволюция происходит только при натровом засолении
и, кроме того, при небольшом содержании или отсутствии в
солончаках CaS04. Если же гипс присутствует в количествах,
предохраняющих почвы от внедрения в их поглощающий
комплекс Na, то солончаки эволюционируют в зональные поч¬
вы. Эволюция почв тесно переплетается с их топографическим
размещением (рис. 55).
В условиях ирригационного рассоления без дренажа рас-
соляются орошаемые почвы и засоляются почвы прилежащих
к ним территорий (рис. 56). Таким образом, происходит «ко¬
чующее» засоление — рассоление, что нельзя признать поло¬
373
жительным процессом. Эффективность орошения связана с
обеспечением дренажа для сброса избыточных вод. При его
отсутствии неизбежен подъем грунтовых вод и вторичное за¬
соление почв.
Осадки
Зональные
почвы Солонцы
Зональные
Солонцы почвы
Солоди
&
Рис. 55. Влияние рельефа на формирование и размещение засоленных
почв:
а — склон, б — понижение
Осадки
грунтовые
боды
Зона (
рассоления f
вода пресная |
(
i NaCl
\ 1 /
хч-^——- Уровень
воды
Зона 1 восходящ, ие
засоления ; грунтовые
боды
Рис. 56. Влияние рельефа и ирригации на эволюцию засоленных почв
Эволюция солончаков в солонцы и солоди сопровождается
рядом явлений, показанных на рис. 57. К их числу относится
374
аккумуляция солей в сухие сезоны и выщелачивание их и
гуматов Na + H — во влажные
Почба
Са2+
Гумус
Са*
а
NaU
Почва
Гумус
Na+
ТТЛ
Na*
26
Ш
Гумус
Н+
.Железо
Гумус
Железо
Рис 57 Эволюция засоленных и щелочных почв -
/и II -- союнчаки, III — солонец, IV — солодь, / — сухой сезон, 2 — влаж¬
ный (.сюн, J - засоленные грунтовые воды
ГЛАВА XXIII
АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ ПОЧВЫ
Обширная группа аллювиальных почв выделяется в боль¬
шей мере по геоморфологическим условиям — приуроченности
к долинам рек и прибрежным полосам озер и морей. Их ми¬
неральная часть образуется из наносов различной крупности,
мощности их толщи, слоистости или однородности грануло¬
метрического состава. На таких отложенных аллювиальных
породах развиваются многообразные элементарные почвооб¬
разовательные процессы: глееобразование, засоление, рассо¬
ление, гумусонакопление и др.
Одним из главных типичных свойств аллювиальных почв
является горизонтально-слоистая смена по вертикали грануло¬
метрического состава. Однако в долинах рек субтропиков и
тропиков это свойство выражено значительно слабее, чем в
долинах рек других зон из-за размыва и переотложения мате¬
риала. Вследствие отложения наносов преимущественно лив-
нево-пааодковыми водами сепарация их по долинам рек вы¬
ражена более четко: в верховьях они легкие песчаные, в сред¬
ней части — суглинистые и в нижних — дельтовых частях —
глииистые
375
Существенные изменения аллювиальные отложения пре¬
терпевают в зависимости . от зональных гидрологических и
биогеохимических режимов вод рек, их отлагающих. Так, при
периодически возникающих ливневых потоках, что типично
для тропических пустынь, на всем протяжении долин обра¬
зуются делювиально-аллювиальные каменисто-песчаные йли
песчаные слабо сортированные отложения. В саваннах аллю¬
виальные наносы и почвы имеют более разнообразный грану¬
лометрический состав, часто с резкими сменами по вертикали.
В их химическом составе и свойствах в большей мере сохра¬
няется состав смываемого материала автоморфных почв окру¬
жающих пространств. !
Во влажно-тропических условиях формирование почв про¬
исходит преимущественно на однородном глинистом субстрате,
особенно в дельтах и устьях рек, поскольку размыву и cnjocy
подвергается ферраллитный глинистый материал. Основное
отличие аллювиальных почв от зона'льно-автоморфных заклю¬
чается не только в гранулометрическом, но и в химическом
составе и соответствует сиаллитному как в пустынных, гак и
во влажных тропических условиях, .где почвы выделяются
феррсиаллитным составом. Это обусловлено выносом значи¬
тельной части ила ферраллитного состава в моря.
Аллювиальные почвы формируются на террасах, образую¬
щихся в результате отложения наносов и углубления русел рек
вследствие понижения базисов эрозии. Обычно аллювиальные
почвы приурочены к террасам трех уровней, повышающихся
над руслами рек. Террасы имеют следующие названия и вы¬
сотные превышения над уровнем воды в реках (меженный пе¬
риод): а) пойменные высотой 1—2 м. В паводковые периоды
эти террасы заливаются водами и на их поверхности отла¬
гаются свежие наносы различной мощности и гранулометри¬
ческого состава. В наносах и в «молодых» аллювиальных поч¬
вах наиболее выражен глеевый процесс, а в пустынной и су-
баридной зонах — засоление и карбонизация; б) первые
надпойменные террасы поднимаются на высоту от 1 — 2 до 4—
6 м над пойменной террасой. Затапливаются только при ка¬
тастрофических дождевых паводках. Грунтовые воды ниже
2 м, процесс глееобразования начинается с глубины 40—50 см.
В почвах ясно прослеживается гумусонакопление (субаридпый
и влажно-тропический климат) «и карбонизация (в аридных
и субаридных режимах); в) вторые надпойменные террасы
находятся на высоте от 4—6 до 8—10 м над первыми надпой¬
менными. Они более дренированы; грунтовые воды залегают
ниже 2—3 м. В зависимости от биоклиматических условий
почвы приобретают признаки ферраллитизации, слитообразо-
вания и гумусонакопления, а в пустынных условиях находятся
в стадии слабого рассоления — лессивирования.
376
Особые условия почвообразования создаются в дельтах
крупных рек, впадающих в моря и океаны в пределах тропи¬
ческого пояса. Здесь дельты четко делятся на два высотных
уровня: 1 — повышенный, не заливаемый морскими прилива¬
ми и поэтому интенсивно осваиваемый; 2 — пониженный, за¬
нятый мангровыми лесами или торфяно-травянистыми глеезы-
ми почвами, с режимом приливно-отливного увлажнения.
В дельтах реки прокладывают свои русла на постоянно
наслаивающихся аллювиальных отложениях. Поэтому насе¬
ленные пункты .и наиболее плодородные почвы приурочены к
прирусловым валам — не затопляемым и используемым под
плантационные плодовые и технические культуры. Между¬
речья, как правило, интенсивно заболочены, с грунтовыми
водами на глубине от 20—30 см до 1—2 м. В дождевые сезоны
они затопляются слоем воды мощностью до 20—30 см и более.
Вследствие большого различия гидрологических и других
условий почвенный покров долин и дельт рек отличается
большим разнообразием. В долинах и дельтах рек наиболее
четко выражены следующие группы аллювиальных почв.
1. В экстрааридной зоне — слаборазвитые делювиально¬
аллювиальные с неясно выраженной глееватостью, подразде¬
ляющиеся на песчаные, супесчаные и среднесуглинистые мало-
гумусные.
2. В субаридной (саванной) зоне выделяются следующие
более развитые почвы: а) красновато-бурые слабокарбонат¬
ные; б) темно-бурые слабокарбонатные; в) темно-корнчиезые
вертисолеобразные карбонатные, легко-, средне- й тяжелосуг¬
линистые, преимущественно малогумусные почвы.
3. Во влажно-тропической зоне формируются почвы двух
групп — естественные: а) гумусово-глеевые; б) торфянисто-
глеевые; в) торфяно-глеевые; преимущественно глинистого
гранулометрического состава; антропогенные — преимущест¬
венно рисовые почвы с разной степенью деградации.
Естественно, что этим перечнем не'исчерпывается многооб¬
разие аллювиальных почв. Тем не менее перечисленные три
группы наиболее типичны по составу и распределению основ¬
ных их показателей. Так, например, экстрааридные почвы
долин рек Западного Перу характеризуются (табл. 78)
пылевато-песчанистым гранулометрическим составом с содер¬
жанием пыли (0,02—0,002 мм) до 42%; слоистость выражена
слабо, величина pH от 8,0 до 8,3, содержание гумуса мини¬
мальное и резко снижающееся с глубиной; СаС03 больше в
орошаемых, чем в неорошаемых почвах. При этом следует
подчеркнуть, что подобные почвы формируются в условиях,
где выпадает до 10 мм осадков в год (долина р. Ика), темпе¬
ратура воздуха составляет от 17,2 до 24,7°С и относительгая
влажность воздуха от 67 до 75% (влияние влажных тихооке-
377
Некоторые показатели состава аллювиальных почв
* (Кальдерон, 1982; Патил, 1983)
К
Ef
Ж
Ч
ю
СО
О
CD
О
Я
•е-
р-
о
S
«я
4 Л
со Я
Н со
О СО си
я о о
О, со —
* я
О Ч
ва <и
Я *
о Н
а) со
я «
Qoo't со t”» оо
1^ о ^ °0 00^ СО
со см ю" ю со —^ —"
см
ю
in
СО
о
CN
см"
сч
со о оо з;
lo ^ о оо
• СО О
О со о
(N СО О) СО 00 СО Ю
о о о о о^со
С0Л CN —^ СО СЮ О СО
СО" СО ^ СМ —Г СО СО
СМСО^
СОСМ 1П
Ю 00
Г'- t^
со стГ
00ON
CO CO
СО
СО
о
°°
00Л
аГ
со
*
53 2
CJ К
я
со a>
о °
« « VO
а) о ££
i'ju ч
О
У *
СЗ
и
>>
s 3?
>>
О
<N
X
«
X
o-
< о
V
со
я
я
ю
ч
u.
а>
С
3
я
е*
Я
Си
со
со
СХ
н
о
«
0)
о о о о
СО —н tv.
СО* со Ю N
00 00 00 00
88,13
82,09
83,66
СМ О) см
см со со
а> см сГ
t4*- 00 t-*
90,42
88,16
85,90
— ГО о> о
00 0> СО 1*^
1П ио СО иГ5
Tf со О
^‘Чсо*
in in
К
я
et
я
S
05
3,67
.5,68
.6,64
17,64
00
о
ОО
8,15
СО
я
е(
СО
1^00 1П
of of —"
^ а> <т>
О СО о
• с
СО
со
си
2
^ см —
см" см" см"
4,5
4,2
3,8
2,00
1,50
0,72
не опред
OQ<Nx
О) СО со
о" о О
я
St
я
си
СО
vo
а
1,09
0,82
0,63
0,84
о
t-
о"
0,53
— О СО
00 00 00
о со см
00 00 00
<и
я
*
а
<и
3*
я
с
о
-Н CN
•*
7,6
7,7
00
ьГ
О.
н
<N ^ ^
СО 0)0 05
СО in 00 in
Tt< О rf
in со" in
CM I4!®
NOJ
25,6
°1
1П
см
23,5
о о
см ^ о
со СТ> 1—1 СМ
1 1 1 1
00
со^ю
со 00 -н
1 1
in
in in см
СО -7
1 I
in
1
о
1
in
т
1 1 1 1
о см о о
СО СМ
1 1 !
О СО ^
со 00
*
1 1 !
ООО
сг>
1
о
1
оо
со
125-
о
С
СО
S
а>
со
Э
о
_ к
К со
Й *
н
>» со
ха х
ё!
со О-
CQ CS
о «
я О
о о
со 2
Он ч
К
СО •
Н . СП
о а> со
я я а.
я sr о
я я о
с? сх а>
ь- о Ч
>. м о
а « о
о о s
«я н
' со
ё ж
5 о
«ж н д о:
us CU «со
а> <d к н
C^HRCQ«H^k
Я
Я д
378
я
я
vo
оз
X
а
га
rr
о
к
х
IS
5
s
о.
n
\o
X
2
§
X
o.
«*
5 eo
* 00
flj05
I*
ll
tr
E
X
2
S 00
its
tf „
я s
ПО О
S О-
ч «
4 5
* ч
«л
ЛО W
о
ас
о
X
н
л
»
X
2
я
S.
й>
5
ю
о
о
>»
5
6
са
g
о
о
О
8
VO
С
СЗ
£
£
>1
+ '
ЪА
£
cd
у
’i
U
а
03
и Л
Он t=C
О О
л Он
0 О)
f-1 ч
1 >>
о g
s§
и
3
я
я
S
>*
£я
CS°„
5 * Я
52
s 2 О
U CQ
X
к
VO
СЧ 00 со
со
сч сч оо
оо «5 оо
1СОО
Ю СГ> CN
•Ч* ^ со
о см со
t^io со
LO Ю СО
сч сч <м
со СО СП
ююк
о сг> о
аэ оо
Tf" со" Tf"
ООО
сч СО СО
со" t-r стГ
сч — сч
СО СО 05
I- ю сч
сч'сч сч
Ю СГ) Ь'
О со о
сч" —Г—J
о о сч
СО Tf сч
ООО
сч смо
irj 05 ю
со со сч
ООО
О О 00
со" сч" of
>»
CL
<u
с
<u *
3
я
я
Ш 22 « o>
Jg CO^Tf-M
Ю *-Tc0
u lO *—<
<v
3
я
e*
s h- CO CO
a n сч со
< ю rf 00
<L) CO CO CD
Д N0C4
§ ---
>>
t» г-ь-о
о
X lO Tf _"
5 «о^ю
s
£•
—« 05 00
СО СЧ
1-4
<1> 00 G) (n.
3 со ^ со
* <o cTco
s -«-
O-
-<
JT.ooM
Tf ЧГ
aO'ir-Z
<MCO <N
• я
в*
о
»—« —< LO
_TCO Tf
-o"o*
CO сч
—« 00 ^
OO —.
CO CO
X i i
Ooo-
CO CO
СО СЧ
o" o' o"
к
5
s *
5 *
^ b,
-ка
СО Ж
*
et^O
«3 g.
с а
§ £
eivg
а
<u ^
я _
^ s
a Q
5-S
<° s
s 50
a S
о a;
a; ^
" <3
3^
CO CO Q
00
CO 05 CO
сч о Ю
со" сч о"
Ю ю Tf
СО 00 сч
TfON
О О 05
сч сч сч
Ю 00 t"-
СО Tf СО
LO
Ю
LO
СЧ
T
CO
1
7
1
о
1
о
1
о
Tf
05
сч со
сч ю ю
о о 22
Ю — СП
оо о о
СО сч со
о о" о
00 СО '~1
^ CXD
оГю со"
со со ^о
О о СО
05 05 00
^ Tf 05
(Nnn
а
at
bi
«
a:
V§
Ci.
<3
0^
а
£
P5
<3
ca.
vo
о
о
ь.
oi
а
со
<u
ai
3*
3
Ci.
о
5*i
o
ж
s
обю r^
о" о" о"
h- СО
сч со
t^Tco" t4-"
WTtrH
Tf о Ю
Tf CO Tf
o' o" o'
LO
о
LO
t-
T
t--
1
T
1
о
1
00
1
Ю
CO
СЧ
379
анических воздушных масс). Содержание валовых Si02 колеб¬
лется от 55 до 68%; AI2O3 — от 16 до 20%; Fe203 — от 3 до
9%, a MgO преобладает или находится в равных количествах
с СаО. Все это указывает на богатство песчанистых фракций
почв превышением в них гидрослюды и смектитов.
В составе гумуса (табл. 79) на первом месте стоят г'умипс-
вые кислоты и гумины с отношением Сгк :Сфк от 1,29 до 9,30,
что указывает на своеобразие состава гумуса. Среди обменных
катионов преобладает Са, а в среднесуглинистых почвах при¬
сутствует в повышенных количествах и обменный Na. Однако
признаки солонцеватости в них не обнаружены.
Аллювиальные субаридные почвы Индии (см. табл. 78)
отличаются большим содержанием ила (в 2—3 раза), ней¬
тральной и слабощелочной реакцией, еще меньшим, чем б поч¬
вах Перу, количеством гумуса, что связано не только е его
интенсивной минерализацией, но и с эрозией, так как почвы
осваиваются в течение многих веков. Несмотря на то. что
здесь выпадает от 50 до 500 мм осадков, степень карбоиа^но-
сти почв повышается от первой ко второй надпойменным тер¬
расам.
Содержание Si02 в. них значительно меньше, чем в почвах
Перу — от 49 до 58%; А1203 также меньше — 14—20%, а
Fe203 больше — 15—20%, что и отражается в их морфологии.
В целом по составу минеральной массы субаридные (саван-
ные) аллювиальные почвы Индии приближаются к ферралли-
тизированным.
В составе гумуса этих почв фульвокислоты преобладают
над гуминовыми кислотами. Отношение СГк-Сфк варьирует от
0,57 до 1,00; отмечается тенденция увеличения фульвокислот
с глубиной. В составе обменных катионов преобладает Са,
a Na почти отсутствует. Содержание Р2Об и К2О низкое.
Наиболее резко отличаются от рассмотренных дельтовые
почвы р. Меконг (табл. 80). В них относительно большее со¬
держание ила при довольно неравномерном распределении
его по профилю, что определяется весьма различной интен¬
сивностью муссонных паводков в реках, а также океанических
приливов и отливов. В отличие от предыдущих почв их реак¬
ция предельно кислая, что связано с сульфидным восстановле¬
нием железа. Этот процесс протекает как химическим путем,
так и при участии хемолитотрофных бактерий. По содержанию
гумуса выделяются три подтипа дельтовых почв: торфяно-
глеевые — гумуса более 12%; торфянисто-глеевые — до 10—
9% и гумусово-глеевые — до 9,5%. Падение его с глубиной
во всех почвах резкое.
Особое значение для диагностики аллювиальных почв
имеет содержание и распределение силикатных и несилика'т-
360
Некоторые показатели состава дельтово-аллювиальных почв р. Меконг
(С. В, Зонн, 1983)
я
я
ч
о
К
3
s
о-
о
•в*
CU
3
Я
-е*
о.
о
о а
VO J3
о К
CQ
S 2
* Он
.1 О
о
X
л
ч
S ^
ISs
0.0
в V'
О
С
05 LO ^ СО 00
®. Ю «
О I ’-ч О со о
Г"-
Tt«
Г--
СО
сч
05
СО
со
ю
05
o'
СЧ
СО
тр
о
Ю
o'
о"
ю
о I— o'
СЧ 1 CD СЧ О
^ - ГО ^Jnrf - О Ю
о |00 о
оо
|СЧ
О Ю О ,00
О |0О
I 1
00 CD .CD Ю СГ>
°°J<N ^ СО *VoO
О |—. о jco —< ^СО
СО 05
О* 'со
со
сч
|
CD
1-0
сч
сч"
ю
сч"
сч
оо"
сч"
о
о
"St4
о"
г
со
о"
Iм
о"
о =J5 g£-
— ; СО СО Ю
Ю 'тГ
о |СЧ
сч
!о5
lo
ю
О)
'оо
00
сч
1
'о
О)
сч
It'-'
оо
сч
со
сч
'о"
СО
о"
сч
сч
00
о"
Iю
о"
г
сч
о"
г
о"
со
о"
г
со сч о\
OO °lILC
СЧ О |СО
СО
СО
00
lO
о U
сч
СО
со
00
ю"
00
lo"
LO
СО
о"
ю
ю"
о"
о"
о (Ю
00
ю"
'со
со"
ю
00
3
а>
,
f-
33
аГ
*
1
1
1
1
1
1
са
р-
[) F
96
00
IO
о
о
СО о
‘■Я'о
О) 'о
4:0
LO
о
о
LO
г-
о
о
05 'о
<°-,в
СО —
8
«=:
Е-
о"
—ч
—1 |
СО —
он
сч"
—*
•—*
со —
СЧ —
о
о
1
1
1
1
1
1
1
а
а
X
о
о*
о
о
ю
00
00
CO
о^
со
о
СО
Tt«
сч
сч"
о"
ю"
со"
05"
'ф
г>- >»
LO
сч
LO
00
со"
со"
оо"
оо"
co"
оо"
оо"
сч"
CD
СО
°1
00
CN
CD
LO
со"
сч"
LO
оо"
со"
сч
оо
сч
о
о
о
о
о
о
о
о
т
с?
LO
1
т
со
1
LO
1
т
сч
1
I
о
20
1
о
1
о
20-
1
о
1
о
1
о
о
t
X
. а)
к
К е;
'О'
■©• V
р, CS
о, о
° S
н S
о н
н °
^ к
X
8 £
>. ч
>>о
381
. В числителе — содержание форм железа в % от веса почв, в знаменателе — в % от количества несиликатного же-
ных групп соединений железа, а среди последних соотношение
окристаллизованных и аморфных форм (см. табл. 80).
Валовое содержание в почвах соединений железа увеличи¬
вается от аридной к субаридной (саванной) зонам. Наиболее
диагностическими оказываются содержание и распределение
аморфных форм соединений Fe. Количество их увеличивается
с повышением увлажнения — от аллювиально-аридных к гле-
ево-дельтовым почвам влажно-тропической зоны. В орошае¬
мых аридных почвах наблюдается увеличение содержания
аморфных форм железа в верхних горизонтах и снижение их с
глубиной, в неорошаемых, наоборот,— увеличение содержа¬
ния этих форм с глубиной.
Приведенная характеристика аллювиальных почв не охва¬
тывает всего их многообразия. Тем не менее предлагаемое
разделение может послужить основой для более детальною
систематического подразделения субтропических и тропиче¬
ских аллювиальных почв.
Аллювиальные почвы аридной и субаридной тропической
зон при орошении вполне благоприятны для выращивания
различных культур, особенно хлопчатника и сахарного трост¬
ника. Урожайность й качество их существенно варьируют
(Кальдерон, 1982; Патил, 1983). В аридном регионе Ика (Пе-
РУ) урожай хлопчатника (ц/га) на незасоленных почвах
варьировал от 41 до 44, на слабозасоленных снижался до 24,
на засоленных — до 18,6.
Урожай (ц/га) технических стеблей сахарного тростника
в Индии на аллювиальных почвах составлял: темно-коричне¬
вая слитообразная—166, темно-бурая среднесуглинистая —
133, красновато-бурая легкосуглинистая — 77. .
Как видно, зависимость урожайности от свойств почв весь¬
ма существенная. Дальнейшее изучение и улучшение аллю¬
виальных почв имеет важное хозяйственное значение.
Глава XXIV
ВОПРОСЫ ПОВЫШЕНИЯ ПЛОДОРОДИЯ почвы
На тропических и субтропических почвах естественная
растительность, особенно древесная, воспроизводит наиболь¬
шую массу органического вещества. Это обусловлено тем, что
растения могут черпать необходимые питательные вещества не
только из почвы, но и из атмосферы. Эта способность свойст¬
венна только естественным видам растений. Выработанные
ритмы роста и развития, а также постоянный обмен вещест¬
вом и энергией между растениями и почвами осуществляется
преимущественно с помощью опадающей части растений Это
позволяет растениям не только существовать, но и воспроиз¬
382
водить ценные продукты своей жизнедеятельности: древесину,
плоды, волокно, различные выделения (камеди, гуммиара¬
бик и др.).
Очень часто по данным о круговороте веществ делаюгся
выводы о высокой производительности тропических почв, что
никак не может относиться к воспроизводству и получению на
них высоких урожаев культурных растений. При характери¬
стике основных типов тропических почв неоднократно отмеча¬
лась бедность их питательными веществами и невозможность
получения на многих устойчивых и высоких урожаев. Как
правило, после уничтожения естественной растительности эти
почвы дают урожай культурных растений в течение первых
двух-трех лет, а затем урожаи катастрофически падают.
Главная причина этого — нарушение естественного круго¬
ворота питательных веществ и влаги. На освоенных под тро¬
пические культуры почвах происходит односторонний про¬
цесс — отчуждение из них питательных веществ и усиление
непроизводительного расхода влаги с поверхности почв, осо¬
бенно после уборки урожая, или на нолях с культурами про¬
пашного типа. Естественный возврат питательных веществ с
отмирающими частями растений почти отсутствует. Сам же
процесс обработки почв приводит к усилению минерализации
органических остатков и гумусовых веществ, к потерям других
питательных веществ в результате эрозии.
Несмотря на обилие атмосферных осадков во влажных
тропических условиях, воды для культурных растений во мно-
гих случаях или не хватает, или ею обеспечивается получение
лишь одного урожая в год. Остальные факторы — тепло, свет
не лимитируют возможности непрерывного выращивания ра¬
стений. Из этого следует, что во влажных и переменно- (сезон¬
но) влажных тропиках лимитирующими факторами плодоро¬
дия почв являются недостатки питательных веществ и влаги.
В сухих *и пустынных тропических условиях возможности
получения урожаев ограничиваются резким дефицитом влаги
и потенциальными возможностями засоления почв, особенно
при их орошении. В тропиках и субтропиках, несмотря на
благоприятные для роста и развития растений атмосферные
факторы, особенно избыток тепла и света, почвенные факторы
оказываются наименее благоприятными вследствие недостатка
питательных веществ, необеспеченности влагой, а также токси¬
ческого действия водно-растворимых солей.
Степень неблагоприятного проявления перечисленных фак¬
торов находится в прямой зависимости от гидротермических
условий (тепла, атмосферного увлажнения, света). Следст¬
вием вышесказанного являются трудности развития тропиче¬
ского сельского хозяйства вообще и тесная зависимость его
от почвенных условий. В этом аспекте и будут рассмотрены
383
некоторые стороны и направления повышения плодородия почв
в данных условиях.
Обеспеченность влагой
Атмосферное увлажнение в субтропических и тропических
областях весьма неравномерно; условия увлажнения варьи¬
руют от крайне влажных (2000—8000 мм осадков) до предель¬
но сухих (90 мм осадков в год и меньше). Но и в тех областях,
где выпадает осадков более 2000—3000 мм в год, сезонность
их распределения создает неблагоприятную влагообеспечен-
ность культурных растений.
Во многих случаях, несмотря на обилие тепла и света,
выращивается только один урожай вследствие недостатка
влаги, часто усугубляемого неблагоприятными физическими
свойствами почв. Высокая водопроницаемость и малая влаго-
емкость обусловливают незначительность запасов влаги в
почвах.
Малая водопроницаемость из-за наличия на небольшой
глубине (0,5—1 м) уплотненных или латеритно-кирасовых
горизонтов создает крайне неравномерное увлажнение по
сезонам года. Переувлажненность в дождливый сезон и быст¬
рое иссушение — в сухой часто не позволяют использовать
почвы в таких условиях под сельскохозяйственные культуры,
они пригодцы только в качестве пастбищ. Поэтому в современ¬
ное сельское хозяйство влажных тропиков все больше внед¬
ряется орошение как самотечное, так и, особенно, дождева¬
ние. Оно направлено на бесперебойное снабжение растений
водой и непрерывное выращивание растений в течение года.
• В сухих саваннах, полупустынных и пустынных областях
растения всегда страдают от дефицита влаги. Поэтому здесь
земледелие возможно только при орошении, а нередко ему
предшествуют промывки и создание дренажной сети. Успех
орошаемого земледелия зависит от правильного выбора пло¬
щадей под освоение. Наиболее благоприятны для орошений
почвы легко- и среднесуглинистого гранулометрического соста¬
ва, с грунтовыми водами глубже 6—7 *м и естественным дре¬
нажем. Такие почвы менее подвержены засолению и забола¬
чиванию. Почвы глинистого гранулометрического состава,
наоборот, легко засоляются и заболачиваются, поэтому на них
необходимо предусматривать соблюдение жестких профилак¬
тических мероприятий. В зависимости от качества почв уста¬
навливаются и режимы орошения.
384
Органическое вещество
и его роль в повышении плодородия почв
В своем большинстве почвы субтропиков и тропиков бедны
гумусом и, кроме того, быстро теряют его вследствие усиле¬
ния минерализации под влиянием обработки, орошения и т. д.
Мощность гумусовых горизонтов в тропических почвах,
как правило, небольшая — 14—20 см. В некоторых случаях
считается, что вспашка их должна быть мелкой. Однако
насколько обоснована такая обработка, остается неясным.
Другой прием основан на том, что агротехника должна быть
направлена в первую очередь на улучшение физических
свойств тропических почв и что глубокая обработка при этом
может иметь положительное значение.
Известно, что тропические почвы легко распыляются под
влиянием обработки и поэтому основная вспашка может быть
глубокой, а последущий уход за почвой желательно ограничи¬
вать рыхлением поверхности. Примером этого могут служить
приемы возделывания сахарного тростника в странах Латин¬
ской Америки. Под посадку его производится глубокая вспаш¬
ка {на 40—80 см), а затем в течение всего периода выращива¬
ния (от 5 до 15 лет) осуществляют только рыхление между¬
рядий.
Тропические почвы весьма отзывчивы на различные орга¬
нические удобрения, что указывает на важную роль гумусовых
веществ в повышении плодородия почв. Она заключается не
только в обогащении почв азотом, но и в улучшении физиче¬
ских свойств и интенсификации микробиологической деятель¬
ности. Наиболее эффективное’действие оказывает навоз, но
его в тропиках очень мало. Поэтому основными местными
органическими удобрениями являются сидераты и различные
компосты, приготовляемые из листвы древесных пород и дру¬
гих органических остатков.
Для сидерации применяются однолетние бобовые расте¬
ния — азотонакопители, реже — злаковые травы или растения
других семейств. Органические удобрения всегда будут иметь
важное значение в повышении плодородия тропических почв,
особенно при орошении, когда предшественником основной
культуры всегда может быть сидеральная.
Запасы питательных веществ
и роль минеральных удобрений в их повышении
Многие субтропические и тропические почвы бедны под*
вижными соединениями фосфора, азота и, в меньшей степени,
калия. В почвах влажно-тропических областей фосфора мало,
потому что он связывается соединениями железа и образует
2* Зак 3542
385
труднорастворимые железофосфаты. В почвах сухи;, и
пустынных областей при наличии в них СаС03 фосфор обра¬
зует труднорастворимые фосфаты кальция. Малое содержание
подвижных форм азота коррелирует с небольшим количеством
гумуса во всех почвах.
Содержание калия в почвах различное и зависит от степе¬
ни выветрелости минеральной части почв. Чем она выше, тем
меньше в ней присутствует калия. Многие почвы влажных и
сезонно-влажных тропиков и субтропиков, как было показано
при характеристике отдельных типов почв, имеют кислую
реакцию и высокую ненасыщенность. Однако необходимо ли
для повышения урожайности выращиваемых культур извест¬
кование таких почв, остается неясным.
Во многих случаях повышение урожайности достигается и
без известкования. Наблюдается недостаток в тропических
почвах некоторых важных микроэлементов — бора, молибде¬
на, цинка, меди и др. Внесение их также может способство¬
вать повышению урожайности возделываемых культур.
Следует "иметь в виду, что в некоторых почвах тропиков
содержатся и повышенные количества вредных микроэлемен¬
тов, например, фтора (о. Молодежи, Куба) и селена (Колум¬
бия). Они весьма отрицательно влияют на человека и живот¬
ных, и разработка способов снижения избытка подобных .эле¬
ментов также должна быть предметом исследований.
Недостаток питательных элементов обусловливает необхо¬
димость применения в самых широких масштабах минераль¬
ных удобрений.
Азотные удобрения эффективны почти на всех почвах.
Однако интенсивное вымывание их ставит проблему внесения
наиболее эффективных азотных соединений и повышения
коэффициента использования их растениями. Есть указания
на целесообразность внесения азота в аммиачных формах и
дробных дозах (подкормки) в целях снижения интенсивности
их вымывания.
Фосфорные удобрения эффективны на всех почвах. Мень¬
шее их положительное действие отмечается на вулканических
и аллювиальных почвах. Применение фосфорных удобрений
также создает много трудностей и нерешенных проблем. Пер¬
вая из них — это снижение связывания фосфатов в трудно¬
растворимые формы с железом и кальцием. Вероятно, более
целесообразно применение труднорастворимых фосфатов
(фосфорит, костная мука и др.), чем легкорастворимых. По¬
следние предпочтительнее вносить в крупных гранулах и не¬
посредственно под растения, а не сплошь. * >
Калийные удобрения эффективны не на всех почвах, поэто¬
му их внесению должно предшествовать определение количест¬
ва калия, содержащегося в почвах, и степень его доступности
386
растениям. Это указание относится также к фосфору и азоту.
Внесение удобрений необходимо базировать на знании их
содержания в почвах различных типов и подтипов, а не на
общих соображениях о потребности растений в удобрениях. В
связи со сказанным особое значение приобретает знание рас¬
пределения почв с различным содержанием питательных эле¬
ментов. Эти сведения могут дать почвенные карты отдельных
территорий с их агрохимической характеристикой.
Выше рассматривались, главным образом, вопросы, свя¬
занные с удобрением почв влажно-тропических условий. В
аридных и экстрааридных областях, где преобладают почвы
с щелочной реакцией и большим содержанием СаСОз, нет
основания бояться подкисления почв физиологически кислыми
минеральными удобрениями. Последние, наоборот, более эф¬
фективны, чем нейтральные и щелочные. Из фосфорных удоб¬
рений целесообразно вносить те, которые содержат легкораст¬
воримые, а не труднорастворимые формы фосфора. В этих
условиях растения больше всего нуждаются в азотных удоб¬
рениях. Наконец, потери легкорастворимых питательных
веществ здесь значительно меньше и происходят преимущест¬
венно при * промывках.
Глава XXV
КАРТОГРАФИЯ ПОЧВ
И ЕЕ ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
География (включая и картографию) почв — один из
самостоятельных разделов современного почвоведения. Эта
наука зародилась одновременно с генетическим почвоведе¬
нием. До этого попытки картографирования почв ограничива¬
лись лишь показом на картах различий почв по грануломет¬
рическому составу или по другим частным признакам.
Одна из первых почвенных карт в масштабе 1 :2 500 ООО,
на которой были выделены генетические типы почв и отражено
их зональное распределение на территории Европейской Рос¬
сии, составлена в 1901 г. В. В. Докучаевым совместно с
Н. М. Сибирцевым, А. Р. Ферхминым и Г. И. Танфильевым.
Однако интенсивное развитие почвенной картографии в
СССР и других странах началось лишь после 1920—1925 гг.
К этому времени были накоплены новые данные о распределе¬
нии почв не только в европейской, но и в азиатской частях
Советского Союза. В 1927 г. под редакцией К. Д. Глинки и
JI. И. Прасолова была составлена первая почвенная карта
азиатской части СССР. В 1930 г. опубликована новая почвен-
387
пая карта европейской части СССР под редакцией JI. И. Пра¬
солова. Последнее обновление этой каоты под редакцией
Л. И. Прасолова и И. П. Герасимова бы^о проведено в 1947 г.
Затем в 1954 г. была составлена почвенная карта всей терри¬
тории СССР. '
Составлялись областные, районные карты, а также карты
отдельных хозяйств и территорий, предназначенные для
проектирования крупных оросительных и осушительных комп¬
лексов. Одновременно начался опыт учета земельных фондов
по почвенным картам, впервые осуществленный под руковод¬
ством Л. И. Прасолова. Этот опыт распространялся как на
территорию СССР, так и на весь мир. Для этого была исполь¬
зована Почвенная карта мира (1937) в масштабе 1 : 50 000 000
под редакцией Л. И. Прасолова.
В дальнейшем эта карта трижды пересоставлялась под
редакцией И. П. Герасимова. Последний ее вариант был издан
в 1960 г. Кроме того, советские почвоведы составили обзорные
почвенные карты Индии (3. Ю. Шокальская), Китая
(В. А. Ковда, И. П. Герасимов), Австралии (М. А. Глэзов-
ская), Японии (В. А. Михайловская). Все эти картографиче¬
ские работы и положили начало формированию почвенной
картографии как самостоятельного раздела почвоведения.
К 30-м годам относится развитие почвенной картографии
в других странах, особенно .в США (Марбут), Германии
(Штремме), Румынии (Мургочи).
В это время началось международное сотрудничество но
обобщению картографических материалов по Европе для
составления на ее территорию почвенной карты в масштабе
1 :2 500 000 (Штремме). В дальнейшем картография почв на¬
чала развиваться во многих других странах, что позволило
ФАО—ЮНЕСКО создать специальный проект под названием
«Почвенная карта мира». Коллективными усилиями этот
проект был завершен и составлена мировая почвенная карта в
масштабе 1:5000 000 с 10 томами объяснительного текста.
К настоящему времени обзорные почвенные карты составлены
лочти на все континенты и большинство стран, что позволяет
с большей точностью учитывать земельные ресурсы.
Дальнейшее развитие почвенной картографии пошло по
пути разработки методов картирования почв в более крупных
масштабах для различных практических целей. Кроме того,
почвенная картография начала существенно дифференциро¬
ваться в целях большего удовлетворения запросов отдельных
отраслей народного хозяйства, осваивающих почвенные ресур¬
сы. Сейчас, помимо общей почвенной картографии (обзорно),
выделилась почвенно-мелиоративная картография, предусмат¬
ривающая особенности картирования почв для мелиоративных
целей (орошение и осушение)-.
388
Агрономическое или сельскохозяйственное картирование
проводится в целях разработки правильной агротехники, по¬
вышения плодородия почв и выращивания сельскохозяйствен¬
ных культур в соответствии со свойствами почв. Эрозионное
картирование почвенного покрова направлено на выявление и
отражение на картах различных типов и степеней эродирован¬
ное™ почв в целях разработки эффективных способов борьбы
с ней. Картография лесных почв осуществляется для установ¬
ления и картирования взаимосвязей между типами лесов, 7лх
производительностью и почвами.
Каждое из этих направлений почвенной картографии, ба¬
зируясь на общих принципах и методах изучения и картиро¬
вания почв, разработало* й внедрило в практику свои подходы
и методику, что позволило отразить специфику почвенных
условий, необходимую для рационального использования и
улучшения почв. Эти работы в настоящее время вступили в
новый.— космический этап дистанционного составления поч¬
венных карт с визуальной и машинной обработкой фоткоеми-
ческих снимков и карт разного масштаба.
Почвенная картография,
ее задачи и методы исследований
Картография почв отображает на топографических, й:фо-
фотографических и фотокосмических картах различного мас¬
штаба почвенный покров территории. Почвенная карга в соот¬
ветствии с масштабом дает наглядное представление о
распределении почв, отображает особенности почвенного по¬
крова, характерные для отдельных частей территории.
Почвенная карта позволяет: а) проводить подсчет площадей
различных почв, выделенных на ней с использованием спе¬
циальных приборов — планиметра, квантиметра и др.; б) труп
пировать, т. е. объединять различные контуры почв но принци¬
пу их состава и свойств, условий залегания и др.; в) состав¬
лять различного рода почвенные картограммы (по отдельным
признакам и свойствам почв), необходимые для рационального
освоения почв и повышения их плодородия; г) вести земле¬
устройство территории, основанное на всемерном учете поч¬
венного покрова, и разрабатывать мероприятия по борьбе с
эрозией, дефляцией и другими видами деградации почв;
д) обеспечивать проекты мелиорации территории соответст¬
вующими почвенными данными и др.
Степень деятельности как почвенных карт, так и состав¬
ляемых на их основе картограмм и других документов зависит
от масштаба карт. При более крупном масштабе все выделы
почв и их сочетаний изображаются на карте с большей юч-
ностью и детальностью. Составлению почвенной карты пред¬
389
шествует проведение полевых почвенных исследований, а
также изучение почв в лаборатории (их минералогического и
химического состава, микроморфологического строения, физи¬
ческих свойств и др.) в целях уточнения генезиса, номенклату¬
ры и путей и способов их рационального использования
Таким образом, почвенная карта наиболее наглядно отра¬
жает результаты полевых почвенных исследований. Естествен¬
но, что эта наглядность, во-первых, относительна, так как она
зависит от масштаба карты, а во-вторых, соответствует пред¬
ставлениям о почвах на каждом этапе их изучения. Иными
словами, почвенная карта устаревает и через определенные
промежутки времени, в зависимости от развития науки и целей,
для которых составляется карта, она должна обновляться или
пересоставляться.
Все почвенные карты в зависимости от их масштаба под¬
разделяются на обзорные, мелкомасштабные, среднемасипгб-
ные, крупномасштабные и детальные.
Обзорные (масштаб мельче 1 : 1 000 000) не претендуют на
высокую точность; составляются для отражения общих черт
почвенного покрова территорий отдельных государств, целых
континентов или четко очерченных природных регионов. Они
предназначаются в основном для учебных целей, как нагляд¬
ное пособие, отражающее общие закономерности географиче¬
ского распределения почв; учета земельных фондов в самсм
общем приближении и выявления возможных соотношений
площадей почв, пригодных для различного использования
(земледелия, животноводства, лесного хозяйства и т. д.). При¬
мером может служить обзорная почвенная карта Африки,
составленная нами для энциклопедии «Африка». На ней по¬
казаны как отдельные почвенные зоны, так и соответствующие
им основные типы почв.
Мелкомасштабные (масштаб от 1 : 1 000 000 до 1 : 300 000)
составляются для отдельных (небольших) государств, депар¬
таментов или областей. Они предназначаются для учета зе¬
мельных фондов, планирования рациональных путей их
освоения, а также для выбора площадей почв первоочередного
земледельческого освоения.
Среднемасштабные (масштаб от 1 : 300 000 до 1 : 100 000)
составляются преимущественно по административным едини¬
цам (областям, округам, районам). Предназначены для пла¬
нирования размещения сельскохозяйственных предприятий —
кооперативов, ферм, госхозов и т д., выявления площадей,
нуждающихся в мелиоративных и других улучшениях
Крупномасштабные (масштаб от 1 : 50 000 до 1: 10 000)
составляются преимущественно для отдельных хозяйств или
самых мелких административных единиц. Они используются в
хозяйствах для повышения плодородия почв, более эффект ив-
390
ного их использования и других целей. Примером карты та¬
кого масштаба может служить карта хозяйства Мало в Рес¬
публике Чад, составленная на основе сети разрезов, заложен¬
ных на этой территории (рис. 58). На основе этой карты мож¬
но размещать отдельные культуры и севообороты, исуодя из
свойств почв.
Детальные (масштаб от 1 : 10 000 до 1 : 200) составляются
на территории опытных станций, на плантации многолетних
культур и на все те сельскохозяйственные объекты, которые
должны с максимальной точностью учитывать почвенные раз¬
личия.
Точность почвенных карт повышается от обзорных,к де¬
тальным, поскольку в этом направлении происходит повыше¬
ние точности изображения территории и почвенных контуров
на лих. Особую точность имеют почвенные карты, составлен¬
ные на фотокосмических основах. Часто на основе почвенных
карт или в дополнение к ним составляются почвенные карто¬
граммы того же масштаба, что и почвенные карты, или мельче
их.
Картограмма — это схема, уточняющая особенности рас¬
пределения почв по отдельным свойствам или объединяющая
почвы по возможностям применения одинаковых приемов их
обработки, улучшения и освоения под те или иные сельско-
хозяйственные культуры. По этим признакам картограммы
относятся либо к уточняющим почвенные карты, либо к реко¬
мендующим те или иные способы и приемы освоения почв.
Картограммы могут быть трех видов: а) генерализующие
или укрупняющие контуры почв, выделенные на почвенной
карте по близким свойствам, и конкретизирующие рекоменда¬
ции по рациональному освоению их; б) дополняющие, т. е.
детализирующие почвенный покров в отношении таких произ¬
водственно-важных показателей, как мощность гумусового
горизонта, что необходимо для дифференциации грубнны
вспашки; кислотность почвы для целей их известкования;
в) показывающие различное содержание подвижных (или до¬
ступных) форм фосфора, калия, азота, что важно для установ¬
ления доз внесения минеральных удобрений, степень и качест¬
во засоления почв, глубину стояния и характер засоления
грунтовых вод, что необходимо учитывать при разработке
мероприятий по улучшению засоленных почв и т. д.
Почвенная карта и почвенные картограммы являются
наглядным изображением результатов проведенных исследо¬
ваний’ почв той или иной территории. Однако на почвенных
картах и картограммах невозможно отразить все многообразие
результатов исследований почв, полученных в процессе прове¬
дения полевых, лабораторных и камеральных исследований.
391
Рис. 58. Почвенная карта сектора Мало Республики Чад (соста¬
витель Хасанти Омар Гаиб, 1978):
/ — слаборазвитые аллювиальные, 2 - феррсиаллитные лессивированные,
6 — осолоделы о солонцы, 7 -- цер:п/олм, 5 — мссвдоглсевые (затопляет-:
в дождливый сезон), в — глеевые с !Лчти постоянным гидроморфизмем
(с ганоглеевыо)
392
Все эти данные, должным образом обобщенные и система¬
тизированные,'излагаются в почвенных очерках или в 1расши-
реиных объяснительных записках. Если предусматривается
написание почвенного очерка, то он приобретает самостоятель¬
ную значимость, и почвенная карта вместе с картограммами
служит дополнением к нему. Если основу работы составляет
только почвенная карта, то объяснительная записка к ней
служит дополнением, поясняющим особенности составления
карты, степень ее точности и некоторые данные, которые не
могли быть отражены на ней.
‘ Почвенная карта является важным научно-производствен-
ным документом, представляющим основу для разработки
приемов, способов и мероприятий, направленных на улучшение
и рациональное использование почвенных ресурсов территоои-
альных единиц различных размеров.
Специализированные почвенные карты
Помимо общих почвенных карт и картограмм, характери¬
зующих земельные фонды и их сельскохозяйственное освое-
ние> составляются специализированные почвенные карты и
картограммы. В субтропиках и тропиках особое значение
приобретает составление почвенно-мелиоративных и почвенно¬
эрозионных карт, необходимых для разработки проектов
орошения и борьбы с эрозией почв.
Почвенно-мелиоративные карты и картограммы к ним со¬
ставляются для территорий и почв, * не имеющих засоления,-
и для территорий и почв с засолением и близкими грунтовыми
водами.
В первом случае, относящемся к влажным субтропическим
и тропическим областям, где почвы давно лишены солей и где
исключена возможность вторичного засоления, основное вни¬
мание уделяется изучению гранулометрического состава и
физических свойств. Эти данные необходимы, во-первых, для
группировки почв в отношении очередности их освоения при
применении орошения; во-вторых, для обоснования ороситель¬
ных и поливных норм и, в-третьих, для разработки мер, на¬
правленных на улучшение* водно-физических свойств.
В связи с этим на почвенно-мелиоративных картах почвы
разделяются не только по генетическим, но и по различиям
водно-физических свойств, в частности, по величинам фильтра¬
ции и влагоемкости.
Кроме того, составляются картограммы, детализирующие
характеристику почв и отражающие следующие показатели:
1. Распространение в почвах различного рода уплотненных
горизонтов, включая латеритные и железисто-конкреционные,
393
влияющие на водопроницаемость почв и создающие избыточ¬
ное' увлажнение и заболачивание почв.
2. Величины уклонов поверхности с выделением площадей
с уклонами: <0,0002 — практически бессточные; со слабым
стоком — уклон 0,0002—0,002; со средним стоком — уклон
0,002—0,006; с сильным стоком — уклон 0,006—0,03 и с очень
сильным стоком — уклон >0,03. Подобные картограммы
необходимы для обоснования планировки территории и выбора
рациональных способов орошения. Могут приниматься и дру¬
гие градации уклонов.
3. Величины водопроницаемости и влагоемкости как па¬
хотного горизонта, так и более глубоких толщ почвы~ необхо¬
димые для обоснования способов орошения и расчета
оросительных й поливных норм.
Перечисленные картограммы составляются для территорий
с незасоленными и засоленными почвами. Кроме того, для по¬
следних в первую очередь составляются следующие карты или
картограммы: ч
а) глубин залегания грунтовых вод как показателей, не¬
обходимых для проектирования дренажных и рассолительных
мероприятий и определения их объема. Градации глубин за¬
легания грунтовых вод устанавливаются с учетом местных
особенностей;
б) качественного состава грунтовых вод, как источников
засоления почв и показателей объема дренажных работ;
в) засоления почв — общего во всей толще почв до глуби¬
ны грунтовых вод и по отдельным толщам различной мощно¬
сти, что необходимо для дифференциации профилактических
мероприятий против засоления почв, а также для проектиро¬
вания их промывок.
В связи с расширением территорий, поражаемых разными
видами эрозии, изучение эрозии и выявление почв, подвержен¬
ных различным ее видам и степеням проявления, приобре¬
тают особенно важное значение.
В этих целях составляются специальные почвенно-эрози¬
онные карты, на которых отображаются: а) территории с
различной протяженностью и интенсивностью оврагов; б) сте¬
пени смытости почв (плоскостная эрозия) с применением
различных шкал смытости, базирующихся на показе мощно¬
сти смытой толщи горизонта А и затронутое™ смывом гори¬
зонта В. При неясной выраженности почвенных горизонтов
подобное картирование затрудняется; в) распределение по
территории снесенного и переотложенного материала с подраз¬
делением его по мощности намываемых толщ; г) крутизна
склонов с указанием для каждой градации крутизны целесо¬
образных приемов освоения.
394
Разделение склонов по крутизне и -характеру использова¬
ния может быть следующим:
1) склоны более 25—30° не должны использоваться в
сельском хозяйстве и нуждаются в противоэрозиониых лесных
насаждениях; -
2) от 25 до 20° могут частично использоваться под много¬
летние насаждения: гевею, кофейное дерево, плодовые;
3) от 20 до 10° — нуждаются в создании противоэрозион-
ного рельефа: террасы, уступы и т. д. При маломощности
почв на таких уклонах более целесообразно создание противо-
эрозионных древесных насаждений;
4) от 10 до 4—5° — требуются противоэрозионная агротех¬
ника и почвозащитные лесные насаждения;
5) менее 4—5° — нормальное использование.
Особое значение, имеет изучение и картирование почв в
горных областях, где эрозия и ее различные формы выражены
наиболее резко и пораженность ею почв наибольшая. Однако
слабая изученность этих явлений в горных тропических обла¬
стях не позволяет дать какие-либо определенные рекоменда¬
ции в отношении ее картирования. Наконец, явления ветровой
песчаной эрозии также подлежат специальному картированию
с нанесением форм и типов дефляционного рельефа и скоро¬
стей их образования.
На основе почвенно-эрозионных карт составляются карты
или картограммы противоэрозиониых мероприятий, а также
картограммы рационального освоения территорий, направлен¬
ного ие предотвращение эрозионных явлений.
ЛИТЕРАТУРА
А с м а е в Л. Р. Некоторые данные о почвах юго-западной части Ара¬
вийского полуострова. — В кн.': География и классификация почв Азии. М.,
1965.
В а л т ь е р Г. Растительность земного шара. Т. I. — М., 1968.
Ван- Л и р В. Аридные почвы Ближнего Востока. — В кн.: География
и классификация почв Азии. М., 1965.
Вернадский В. И. Биосфера. — Л., 1926.
Г е д р о й ц К- К. Почвенный поглощающий комплекс и почвенные
поглощенные катионы, как основы генетической почвенной классифика¬
ции. — 2-е изд. — Носовка, 1927.
Г е д р о й ц К. К. Учение о поглотительной способности почв. — 4-е
изд. — М., 1933.
Г е д р о й ц К. К. Солонцы и их происхождение.— Носовка, 1928.
Герасимов И. П. Коричневые почвы- средиземноморских облас¬
тей.— Докл. V Междунар. конгресса почвоведов. М., 1965.
Герасимов И. П. Очерки по физической географии зарубежных
стран. — М., 1959.
Герасимов И. П., Г л а з о в с к а я М. А. Основы почвоведения и
география почв. — М., 1960.
Геология и полезные ископаемые Кубы / Под ред. Д. Г. Сапожнико-
ьа. — М., 1967.
395
Геохимия литогенеза /Под ред. И. Г. Гинзбурга. — М., 1963.
Гинзбург И. И. Типы древних кор выветривания, формы их прояв¬
ления и их классификация. — В кн.: Коры выветривания. М., 1963, вып. 6.
Глазовская М. А. Почвы зарубежных стран. — М., 1983.
Глинка К. Д. Почвоведение.— 5-е изд.— М.; Л., 1932.
Горбунов Н. Й. Поглотительная способность почв и ее природа.—
М., 1943.
Грим Р. Е. Минералогия глин. — М., 1959.
Гумусовые вещества почвы: Их образование, состав, свойства и значе¬
ние в почвообразовании и плодородии.— Зап. Ленингр. СХИ, т. 142, Л.:
Пушкино, 1970.
Денисов И. А. Основы почвоведения и земледелия в тропиках.—
М., 1971.
Добровольский В. В. Введение в микроморфологию почв: Прак¬
тическое руководство. — М., 1974.
Докучаев В. В. Место и роль современного почвоведения в науке
и жизни: Т. VI. — М.;*Л., 1951.
Док'учае в В. В. К учению о'зонах природы.—Соч., т. VI, М.; Л.,
1951.
Д о р с т Э. К. До того как умрет природа. — М., 1968.
~ Дюшофур Ф. Основы почвоведения, эволюция почв: Опыт изуче¬
ния динамики почвообразования. — М., 1970.
Зонн С. В. О генетических особенностях коричнево-красных, красных
и черных слитых гидроморфных почв Индии. — Почвоведение, 1967, № 2.
3 о н н С. В. Особенности почвообразования и главные типы почв rvy-
бы. — В кн.: Генезис и география почв зарубежных стран по исследованиям
советских географов. М., 1968.
Зонн С. В. Введение в изучение почв субтропиков и тропиков: Ч. I.
Основы почвообразования. — М., 1969.’
Зонн С. В. Введение в изучение почв субтропиков и тропиков: Ч. П.
Главнейшие типы почв. — М., 1970.
. Зонн С. В. О почвенной службе и почвах Индии.— Почвоведение,
1965, № 4.
Зонн С. В. Почвообразование и почвы субтропиков и тропиков.— М.,
1974.
Зо н е С. В., Ли Чен Куей. Некоторые вопросы генезиса и клас¬
сификации тропических почв Китая.— Почвоведение, 1958, № 9.
Зонн С. В., Ли Чен Куей. К характеристике энергетики биоло¬
гических процессов в тропических лесных почвах.— Почвоведение, 1960,
№ 12.
Зонн С. В., Ли Чел Куей. К изучению водного режима тропиче¬
ских лесных почв. — Почвоведение, 1961, № 3.
И е н и Г. Факторы почвообразования. — М., 1948.
Качинский Н. А. Физика 'почвы: Ч. I. — М., 1965; Ч. II.— М.»
1970.
Ковда В. А. Происхождение и режим засоленных почв.— М.; Л.,
1946.
Кононова М. М. Проблема почвенного гумуса и современные зада¬
чи его изучения. М.; Л., 1951.
Кононова М. М. Органическое вещество почвы. — М., 1963.
Лобова Е. В. Общий обзор проблем классификации почв Централь¬
ной и Южной Азии. — В кн.: География и классификация почв Азии. М.,
1965.
Л о б о в а Е. В., X а б а р о в А. В. Почвы: Природа мира. — М., 1983.
Международное руководство по орошению и дренажу засоленных
почв.— Исходные тексты ЮНЕСКО и' ФАО. М., 1966.
Меньен Р. Бурые субаридные тропические почвы Западной Афри¬
ки.— В кн.: География и классификация почв Азии. М., 1965.
396 -
Н а к а л д з е Э. К. О генезисе коричневых почв Грузии.— Почвоведе¬
ние, 1967, № 6.
Неуструев С. С. Элементы географии почв.— М., 1931.
Педро Г. Экспериментальные исследования геохимического выветри-
наиия кристаллических пород. — М., 1971.
Петров В. П. Основы учения о древних корах выветривания. — М.,
1967.
П о л ы н о в Б. Б. Кора выветривания.— М.; Л., 1934.
Почвоведение / Под ред. И. С. Кауричева, И. П. Гречина. —М., 1969.
Ричардс Р. Тропический дождевой лес. — М., 1961.
Роде А. А. Подзолообразовательный процесс. — М.; Л., 1937.
Роде А. А. Почвенная влага.— М., 1952.
Розанов А. Н. Сероземы Средней Азии. — М., 1951.
Розанов Б. Г. Почвенный покров земного шара.— М., 1977.
- Розанов Б. Г. Морфология почв.— М., 1983.
Розов Н. Н., С т р о г а н о в а М. Н. Почвенный покров: Почвенно-
бяоклииатические области мира и их агроэкологическая характеристика.—
М., 1979.
Сибирцев Н. М. Почвоведение.— Избр. соч., М., 1951.
С и н я г и н П. Н. Тропическое земледелие. — М., 1968.
Тюрин И. В. Органическое вещество почвы. — Л., 1937.
Шокальская 3. Ю. Почвенно-географчиеский очерк Африки.—
М.; Л., 1948.
Andriesse I. P. A study of the enviroment and characteristics of
tropic of podsols in Sarawak (East Malasia). — Deoderma, 1969, N 3, v. 2.
Bachelier G. Etude pedologigue des sols des yailinde contribution.
L’etude dela pedogenese de sols ferrallitiques (Cameroun)—L’Agronomie
Tropicale, 1959, N 3, v. 14.
Bonnet N. N., Allison R. V. The soils of Cuba.— Wash., 1928.*
Boulaine J. Les sols de L’uruguary.— Pedologie, 1968, N 1, v. VI.
С a m h a n e R. V. et al. Soils: their chemistry arid fertility in tropical
Asia.— Delhi, 1964.
Classification des sols.— P., 1967.
Duchaufour Ph. Preesis de Pedologie.— P., 1966.
D’ H о о r e H. e t a 1. La carte des sols d’Afrique au 1 : 5 000 000.— La¬
gos, 1966.
H a r d о n H. J. Padang soil an example of podsol in the Tropical Low¬
land. — Verh. Acad. Wet. Amst.. 1937, v. 40.
Hardon H. J. Podsol profiles in the tropics. — Delhi, 1936.
Kanno I. et al. Genesis and characteristics of brown forest soil deri¬
ved from-serpentin in Kyuchu (Japan). — Soil Sciense and Plant Nutr., 1955.
N 4, v. 11.
К о у u d j 1 s k у A., Y a a 1 о n D. N. Red and redish browt terra rossa
in Israel: Transaction comtes-rendus. — Madrid, 1966.
ч M a j g n e i n K. Review of research on laterites. — P., 1966.
Mohr E. C. Y./ van Baren I. A. A Tropical Soils.—-P., 1972.
Pedro M. Tratado de Edafologia у sus distintas aplicaciones.— Habana,
1966.
Sanchez Y. A. et al. Apportation au etude de la formation de sols
rouges autochtones aur des calcaires: Transactions comtesrendus berichte
communicacionens.— Madrid, 1966.
Soil Taxonomy: A Basic Sistem of Soil Classification for Macing and In-
terpeting Soil Survey US Department of Agriculture UE. — Wash., 1975.
Van-der- Merwe. Sol group and sub-groups of South Africa. — Sci.
Bui., 1941, N 231.
397
ОГЛАВЛЕНИЕ
От автора 3
Введение 4
Общие представления о почвообразовании и почвах . . . 4
Краткая история развития почвоведения 6
Часть I. Основы почвообразования и свойства почв . 3 5
Глава I. Генетические основы почвообразования 15
Современные представления о почве как природном теле . 15
Морфология и микроморфология почв как внешнее выражение
. процессов их формирования . . . ... . .
Генетическое строение профиля почв . . . . . 18
Главнейшие морфологические признаки почв . . . . 24-
Основы микроморфологического изучения почв . . . ‘ 20
Глава II. Минеральная часть почвы и ее происхождение 29
Минералогический состав почв 30
• Первичные минералы 31
Образование вторичных глинистых минералов . 32
Аморфные соединения органической и органоминералыюй
природы . 36
Особенности поведения глинистых минералов в почвах субтро¬
пиков и тропиков 37
Г л а в а III. Физика почв 39
Гранулометрический состав 40
Классификация почв по гранулометрическому составу . 44
Структура почв 4 8
Удельная и объемная массы почв 56
Порозность, или скважность, почв 57
Аэрация почв . .* .58
Вода в почвах 60
Водные свойства почв % 65
Почвенная влага и растения ; 66
Температура почв . . . . 69
Г л а в а ЛУ. Химия почв 70
Общий химический состав почв 71
Формы соединения основных химических элементов в почвах 73
Роль железа и алюминия в почвообразованйи .... 77
Методы определения окислов и их форм в почвах ... 80
Водно-растворимые соединения почв 81
Глава V. Физикохимия почв 83
Электронно-ионные свойства почв 83
Физические особенности коллоидов 90
Катионный обмен в почвах ' . . 91
Г лава VI. Биохимия почв 96
Органическое вещество — состав и преобразование . . 95
Фракционный состав гуминовых кислот и фульвокислот 104
Минерализация гумусовых веществ 105
Роль гумуса в почвообразовании и питании растений . . 108
Глава VII. Элементарные процессы почвообразования 110
Сущность почвообразования 110
398
Процессы превращения минеральной массы ’ . . . .112
Процессы с преобладанием превращений и аккумуляций мине¬
ральных и гумусовых соединений .120
Элементарные почвенные процессы с преобладанием превраще¬
ний и лессивирования минеральных и гумусовых соединений 128
Процессы накопления и преобразования органического ве¬
щества 137
Часть II. Природные факторы развития почв 141
Глава VIII. Горные породы и почвообразование 144
Почвообразование на массивно-крнсталлических породах 145
Почвообразование на плотных осадочных породах . . .148
Почвообразование на рыхлых породах (наносах) ... 149
Глава IX. Соотношение процессов выветривания и почвообразова¬
ния в тропических условиях 150
‘Понятие о корах выветривания 150
Критерии выделения почв и кор выветривания . . . 155
Роль живых организмов в образовании кор выветривания . 154
Типы кор выветривания 156
Глава X. Биологические факторы почвообразования 162
Особенности воздействия биологических факторов на почвооб¬
разование . 162
Растительность и ее роль в обогащении почв органическим ве-
„ ществом . . . . . . . . . . . . 163
Роль животных и микроорганизмов в почвообразовании 167
Особенности биологического круговорота веществ . . .169
Глава XI. Климат и почвообразование 175
Водный режим почв 177
Водный баланс почв .182
Регулирование водного режима почв . . . . .184
Тепловой режим и почвообразование . . * . ..185
Влияние различного увлажнения на свойства почв . . . 187
Коррелятивные связи климата с почвами 188
Глава XII. Зависимость почвообразования от рельефа и возраста
почв 189
Значение рельефа в перераспределении солнечной энергии и ат¬
мосферной влаги . .189
Рельеф и закономерности распределения почв .... 192
Зависимость водной эрозии и дефляции почв от рельефа . 196
Рельеф и эволюция почвенного покрова . . . . .199
Часть III. Классификация и характеристика основных типов почв 201
Глава XIII. Основы классификации почв 201
Краткий исторический обзор развития классификационной
проблемы . . . 202
Глава Xiy. Опыт группировки почв субтропиков и тропиков 224
Глава XV. Сиаллитные нейтрально-щелочные почвы 227
Карбонатно-сиаллитные почвы 229
Рендзины 230
Красные феррокарбонатные почвы 235
Феррсиаллитные красные выщелоченно-карбонатные почвы . 236
Коричневые почвы субтропических и тропических сухих /есов и
кустарников 241
Бурые лесные почвы 251
Вертисоли 256
Малогумусные карбонатно-щелочные почвы (субаридные и
аридные) . . . . . . . .271
Сероземы субаридных областей 273
Бурые субаридные почвы тропических саванн .... 277
Бурые почвы тропических саванн 279
399
Серые (серо-бурые) аридные, почвы ...... 280
Почвы песчаных пустынь 282
Глава XVI. Аллитные (ферраллитные) почвы 285
Некоторые спорные вопросы генезиса и номенклатура почв . 287
Отличительные черты состава аллитных почв •. . . 288
Красные кальциево-ферраллитные почвы .... 291
Красные ферраллитные кислые почвы . ... 299
Эволюция и классификация красных ферраллитных почв . 318
Сельскохозяйственная и лесоводственная характеристика . 321
Глава XVII. Современные представления о подзолообразовании в 322
тропиках
Глава XVIII. Желтые кварцево-алЛитные почвы 325
Желтые лессивированные почвы . 327
Желтые псевдоподзолистые почвы 331
Желто-серые псевдоподзолистые почвы 335
Глава XIX. Красные ферритные почвы 330
Бурые лесные ферритно-магниевые (субтропические) почвы 340
Красные ферритные (тропические) почвы . . 343
Г лава XX. Вулканические почвы (андосоли) 346
Глава XXI. Гидроморфные (глеевые почвы) 352
Псевдоглеевые почвы 353
Глеевые почвы . . . . 354
Торфяные почвы и их образование . * . . . ’ . . 359
ВопрсГсы освоения гидроморфных почв . . . . 360
Гл-ава XXII. Засоленные (галоморфные) почвы 361
Соляные коры .. 363
Засоленные почвы мангров . 364
Солончаки ?66
Такыры 369
Солонцы 370
Солоди t 372
Эволюция засоленных почв 37*
Глава XXIII. Аллювиальные почвы 1 375
Глава XXIV. Вопросы повышения плодородия почвы 382
Обеспеченность влагой 384
Органическое вещество и его роль в повышении плодородия
почв # . . . . . . . 385
Запасы питательных веществ и роль минеральных удобрений в
их повышении . . 385
Глава XXV. Картография почв и ее практическое значение 387
Почвенная картография, ее задачи и методы исследований 389
Специализированные почвепные карты . 393
Литература . 395
Сергей Владимирович Зонн
ТРОПИЧЕСКОЕ ПОЧВОВЕДЕНИЕ
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
Редактор Я. И. Карманов
Редактор издательства Ж. В. Медведева
Художественный редактор В. Ю. Яковлев
Технический редактор Ю. В. Михалева
Корректоры Н. Попикова, Е. Н. Пылаева
ИБ № 42
400