Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год)

плексов некоторых металлов, например Аl(Н

(ОН)

Аl(Н

(ОН)^-

+Н

O<->Al(H

(OH)^-

+ОН^-

Потенциальная щелочность проявляется у почв, содержащих

поглощенный натрий. При взаимодействии почвы с углекислотой

поглощенный натрий в почвенном поглощающем комплексе за-

мещается водородом и появляется сода, которая подщелачивает

раствор: [ППК^2- ]2Na⁺ +H

<->[ППК^2-]2H⁺+Na

Сильнощелочная реакция неблагоприятна для большинства

растений. Высокая щелочность обусловливает низкое плодородие

многих почв, неблагоприятные физические и химические их

свойства. При рН около 9-10 почвы отличаются большой вяз-

костью, липкостью, водонепроницаемостью во влажном состоя-

нии, значительной твердостью, цементированностью и бесструк-

турностью в сухом состоянии.

Для химической мелиорации щелочных содово-засоленных

почв необходимы замещение обменного натрия на кальций и

нейтрализация свободной соды:

[ППК^2-]2Na⁺+CaSO

=[ППК^2-]Ca²⁺+Na

+CaSO

=CaCO

+Na

=Na

O+CO

Химическая мелиорация щелочных почв производится путем

внесения гипса, нитратов кальция или материалов, содержащих

гипс, серную кислоту, сульфат железа, пиритовые огарки или

серу. Сера, окисляясь до серной кислоты, взаимодействует с

карбонатом кальция почв, образуя сернокислый кальций, кото-

рый действует на соду и поглощенный натрий. Мелиорация

злостных содовых солончаков производится методом кислования

серной кислотой с последующими промывками при искусственном

дренаже.

10.4. Буферность почвы

Буферностью называется способность почвы противостоять

изменению ее актуальной реакции под воздействием различных

факторов.

Различают буферность почв против кислотных и буферность

против щелочных агентов. Буферные свойства почв связаны с

поглощением и вытеснением ионов, с процессами перехода со-

единений в молекулярные или ионные формы, с нейтрализацией

и выпадением в осадок образующихся в почве соединений. Бу-

ферность почвы определяется свойствами ее твердой фазы,

главным образом почвенных коллоидов. Кислота или щелочь, по-

являющиеся в почвенном растворе, вступают во взаимодействие

с почвенными коллоидами, что ослабляет сдвиг реакции.

При взаимодействии почвы с кислотой происходит реакция

203

обмена между обменными катионами и водородным ионом кис-

лоты, в результате чего водородный ион оказывается связанным

с твердой фазой почвы, а в растворе появляются катионы:

[ППК^2-]Са²⁺+НСl=[ППК^2-]2Н⁺+СаС1

Если в почве появляется щелочь, водород или алюминий по-

глощающего комплекса обмениваются с катионами щелочи, ко-

торая нейтрализуется:

[ППК^2-]2Н⁺+Са(ОН)

=[ППК^2-]Са²⁺+2Н

Кроме почвенных коллоидов твердая фаза почв может со-

держать другие факторы буферности - малорастворимые прос-

тые соли основного или кислотного характера, которые могут

взаимодействовать с растворами и ослаблять сдвиг реакции.

Буферность почвы зависит от: 1) количества почвенных кол-

лоидов (чем больше коллоидов в почве, тем выше ее буфер-

ность; песчаные почвы почти не обладают буферностью); 2) со-

става почвенных коллоидов (чем выше в почвах содержание

гумуса, монтмориллонита и почвенных коллоидов с широким

отношением кремнезема к глинозему, тем выше их буферность

по отношению к изменениям реакции как в кислом, так и в

щелочном интервале; буферность возрастает параллельно увели-

чению емкости поглощения почв); 3) состава обменных катио-

нов (наличие большого количества катионов Са²⁺ , Mg²⁺ , Na²⁺

и других оснований создает значительную буферность в кислую

сторону; почвы, имеющие в

составе обменных катионов

Н⁺ или Аl³⁺ и способные

поглощать щелочь, обнару-

живают буферность в ще-

лочную сторону).

Буферность почв и поч-

венных растворов опреде-

ляется путем их титрования:

1) по отношению к кисло-

там

- растворами кислот;

2) по отношению к щело-

чам - растворами едких ще-

лочей; 3) по отношению к со-

де - растворами соды.

При добавлении неболь-

ших порций реактива (кисло-

ты или щелочи) производит-

ся измерение рН почвенного

Рис.

Кривые

буферности

почв

раствора и строится кривая

(А. Е. Возбуцкая,

1968).

титрования,

описывающая

I - дерново-подзолистая супесчаная почва,

буферную способность почв.

II - оподзоленный чернозем, III - дерново-

Для почв высокой буфернос-

сильнподзолистая почва, IV - выщелочен-

ный чернозем

ти кривая изменения рН при

204

Т а б л и ц а 38. Сравнительная буферность почв СССР относительно песка

(В. А. Ковда, 1973)

Почвы

Буферность

против

кислот

щелочей

Подзолы и красноземы

1-2

Слабоподзолистые

2-3

5-8

Черноземы и серые лесные

5-8

2-3

Каштановые

8-10

Солонцеватые

Пески

титровании отличается постепенностью изменений, в то время как

для почв малой буферности она характеризуется резкостью

переходов (рис. 40).

Высокой буферностью в отношении кислот и низкой - про-

тив щелочей - отличаются гумусированные маловыщелоченные,

богатые у1лекислыми солями почвы степных, полупустынных и

пустынных облааей. Высокой буферностью против щелочных

агентов обладают глинистые почвы, содержащие значительные

количества обменных Н⁺ и Аl³⁺ и кислых гумусовых соединений

(табл.

38).

Буферная способность является одним из элементов поч-

венного плодородия. Она позволяет сохранять благоприятные

для растений свойства почв. Буферность почвы необходимо учи-

тывать при проведении химической мелиорации (при известко-

вании и гипсовании), так как при повышенной кислотности

или щелочности почва, обладающая буферностью, сопротивля-

ется изменению реакции, что требует внесения повышенных доз

химических мелиорантов.

Глава одиннадцатая

ОКИСЛИТЕЛЬНО-ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫЕ

ПРОЦЕССЫ В ПОЧВАХ

11.1. Окислительно-восстановительные реакции

и процессы

Почва - это сложная окислительно-восстановительная систе-

ма. В ней присутствует большое количество разнообразных

веществ минеральной и органической природы, способных всту-

пать в реакции окисления и восстановления, благодаря чему в

ней активно протекают окислительно-восстановительные про-

цессы, оказывающие существенное влияние на ход почвообразо-

вания. С окислительными реакциями связаны процессы гуми-

фикации растительных остатков; с реакциями как окисления,

так и восстановления - изменение степени окисленности железа,

марганца, азота, серы и других элементов.

205

Реакции окисления и восстановления всегда протекают одно-

временно. В них участвуют два или несколько веществ, одни из

которых теряют электроны и окисляются (реакция окисления),

другие приобретают электроны и восстанавливаются (реакция

восстановления). Донор электронов называется восстановителем

(он окисляется), а акцептор - окислителем (он восстанавли-

вается) В общем виде реакцию окисления-восстановления мож-

но представить следующим образом:

Ox+ne^-<->Red,

(43)

где Ох - окислитель; Red - восстановитель; е^-

- электроны;

п - число электронов, участвующих в реакции.

Направление окислительно-восстановительной реакции опре-

деляется степенью легкости отдачи электронов восстановителем

и прочности их связывания окислителем. Часть протекающих в

почве окислительно-восстановительных реакций имеет обратимый

характер, но большинство из них идет необратимо. Примером об-

ратимых реакций могут служить реакции окисления и восстановле-

ния железа и марганца; необратимые реакции - это в основном

реакции окисления органических веществ, некоторые реакции,

связанные с превращением соединений азота и серы

11.2. Окислительно-восстановительный потенциал

почвы

Для количественной характеристики окислительно-восстано-

вительных реакций, протекающих в почве, установления их

направленности и интенсивности, что определяет окислительно-

восстановительное состояние или окислительно-восстановитель-

ную обстановку почв, пользуются понятием окислительно-восста-

новительного потенциала

Окислительно-восстановительным потенциалом почвы (ОВП)

называют разность потенциалов, возникающую между почвен-

ным раствором и электродом из инертного металла (платины),

помещенным в почву. Измеряется ОВП при помощи потенцио-

метра В качестве электрода сравнения используют каломельный

электрод. Выражается ОВП, как правило, в милливольтах. ОВП

обозначают символом Eh (ОВП по отношению к водороду) и

выражают отношением активностей окисленной (Ох) и восстанов-

ленной (Red) форм соединений. Если в системе имеет место

равновесие (43), то потенциал такой системы равен:

Eh=E

+(RT/nF)•ln(a

(44)

Red

где R - универсальная газовая постоянная, Дж; Т - абсолют-

ная температура, К; F - постоянная Фарадея, Кл; п - число

электронов, принимающих участие в окислительно-восстанови-

тельной реакции, а

и a

Red

- активности окисленной (Ох) и вос-

становленкой (Red) форм соединений; E

- стандартный потен-

206

циал данной окислительно-восстановительной системы, опреде-

ляемый условием а_Ox: a_Red = 1.

В основе уравнения

(44) лежит уравнение Нернста, связы-

вающее потенциал электрода (Е) с составом равновесного раст-

вора:

Е = Е₀+RT/nF lna_M,

(45)

где а_м - активность катиона металла М в равновесном растворе;

E₀ - потенциал стандартного электрода, т. е. электрода, нахо-

дящегося в равновесии с раствором, для которого а

= 1.

В уравнение Нернста входит коэффициент, учитывающий за-

висимость потенциала от температуры: V = RT/F. При замене

натуральных логарифмов на десятичные и подстановке числовых

значений RT и F он при 20°С равен 0,0581, при 25°С - 0,0591

(т. е. при изменении температуры на 1°С V меняется на 0,2 мВ).

Подставив в уравнение (44) значение коэффициента V для тем-

пературы 20°С, получим уравнение

Eh=E₀+0.0581/n lg(a_Ox/a_Red). (46)

В уравнении

(46) Eh выражается в вольтах. Так как ОВП

дается обычно в милливольтах, в окончательном виде уравнение

для расчета ОВП имеет следующий вид:

Eh=E₀+58/nlg(a_Ox/a_Red).

(47)

Уравнение

(47) показывает, что ОВП почвы зависит от от-

ношения активностей окислителя и восстановителя, а не от их

абсолютных значений. Если активности окислителя и восстанови-

теля равны, то отношение a

=1 и тогда Eh = Е

Red

В табл. 39 приведены стандартные потенциалы окислительно-

восстановительных систем, наиболее часто встречающихся в

почвах и представляющих интерес для почвоведов.

Чем больше стандартный потенциал системы, тем более силь-

ным окислителем является ее окисленная форма и тем более

слабым восстановителем - восстановленная форма. Так, в почве

сильными окислителями являются О₂, Cl₂, MnO^-4 (в кислой среде);

Fe³⁺, NO^-3 - окислители более слабые. К сильным восстанови-

телям относятся Na⁺ , Ca²⁺ , SO^2-4, Fe²⁺ . Как видно из табл. 46,

различные соединения железа, азота, серы в зависимости от ус-

ловий, в которых идут реакции, могут выступать либо как окис-

лители, либо как восстановители. Однако при этом необходимо

учитывать, что в почвах многие элементы редко находятся в

виде простых ионов. В большинстве случаев они находятся в

виде комплексных соединений. Поэтому стандартные потенциалы

ряда таких пар, как Fe³⁺ /Fe²⁺ ; Мn⁴⁺/Мn²⁺; NO^-3/NO^-2 и некото-

рых других, отличаются от табличных значений для простых

ионов.

ОВП почв (Eh) указывает на окислительно-восстановитель-

207

Т аб л и ц а 39. Стандартные окислительно-восстановительные потенциалы Е₀

(по отношению к потенциалу нормального водородного электрода при 25°С)

ное состояние почвы и во многих случаях позволяет судить о

том, какие окислители и восстановители имеются в почве и ка-

ково примерно их соотношение.

В зависимости от задачи исследования определения ОВП

проводят в полевых или лабораторных условиях. Более пра-

вильные представления о ОВП почвы получают в результате

прямых измерений, выполняемых непосредственно в природной

обстановке, так как только в этом случае не будет нарушено

сложившееся в почвах равновесие. В лабораторных условиях

обычно наблюдают за динамикой ОВП в модельных опытах.

11.3. Окислительно-восстановительные системы почв

В почвах обычно имеется не одна, а несколько окислительно-

восстановительных систем (ОВ), неорганических и органических,

так как в почвах одновременно содержатся окисленные и восста-

новленные формы различных соединений, составляющих опре-

деленные системы. Наиболее часто в почвах встречаются сле-

дующие окислительно-восстановительные системы: О₂ -О^2- ;

Fe³⁺-Fe²⁺;

Mn⁴⁺-Mn³⁺-Mn²⁺; NO^-

-NO^-

;

-2H⁺;

SO^2-4-H₂S; CO₂-CH₄. Присутствуют в почвах также и органи-

ческие ОВ системы.

208

Окислительно-восстановительный потенциал почвы (Eh) -

это некоторое среднее значение Eh отдельных систем, причем

оно ближе к Eh той системы, окисленные или восстановленные

формы которой содержатся в почве в наибольшем количестве.

Эта система носит название потенциалопределяющей системы.

Основным окислителем в почве является молекулярный кисло-

род почвенного воздуха и почвенного раствора. Проникая в

почву из атмосферы, кислород вступает во взаимодействие с

различными компонентами почвенной среды, окисляя их. Окис-

лителями могут выступать также Fe³⁺ , Mn⁴⁺ , S⁶⁺ , но поскольку

присутствие их в почвенном растворе невелико, то и роль их в

процессах окисления мала. Создание восстановительной обстанов-

ки в почвах обусловлено в основном накоплением в них продуктов

анаэробного распада органического вещества и жизнедеятельнос-

ти микроорганизмов и в меньшей степени соединения железа (II),

серы и некоторых других металлов, присутствовавших в почвах, но

в небольшом количестве (подобно соединениям железа (III),

марганца и др.).

Большая часть окислительно-восстановительных реакций име-

ет биохимическую природу и самым тесным образом связана с

микробиологическими процессами, протекающими в почвах.

Микроорганизмы в процессе своей жизнедеятельности пог-

лощают кислород почвенного воздуха и связанный кислород,

переводя минеральные соединения в восстановленные формы,

выделяют в почву восстановленные продукты и диоксид угле-

рода. Интенсивность микробиологических процессов оказывает

непосредственное влияние на характер и степень развития

окислительно-восстановительных процессов.

В почвах потенциалопределяющей системой в большинстве

случаев являются кислород, растворенный в почвенном растворе

(он находится в равновесии с кислородом почвенного воздуха),

и продукты жизнедеятельности почвенных микроорганизмов.

При этом содержание кислорода в почвенном растворе

определяет верхний предел возможных значений Eh в почвах

(до +600 ÷ +700 мВ), а накопление восстановленных соедине-

ний, в том числе водорода, в результате микробиологической дея-

тельности - нижний предел (до +100 ÷ -100 мВ и в редких слу-

чаях ниже).

11.4. Окислительно-восстановительная емкость

и буферность почв

Для характеристики окислительно-восстановительного состоя-

ния почв используется также понятие об окислительно-восста-

новительной емкости и буферности почв (С. П. Ярков,

1961;

И. С. Кауричев, 1965; И. С. Кауричев, Д. С. Орлов, 1982). Эти

показатели важны для решения вопроса о доминирующей ОВ-

системе в почве и для составления прогнозных характеристик

209

поведения почвы при различных условиях увлажнения и аэрации

Окислительно-восстановительная емкость почвы отвечает макси-

мальному количеству восстановителя (окислителя), которое мо-

жет быть связано с почвой. Поскольку для почвы трудно обес-

печить полное превращение окисленных (восстановленных) ком-

понентов в восстановленную (окисленную) форму, было пред-

ложено вести фракционное определение ОВ емкости (К Драман,

В. И. Савич, А В. Колыманова,

1978). При этом почва при-

водится во взаимодействие с окислителями (восстановителями),

различными по концентрации или нормальному окислительному

потенциалу. В результате представляется возможным составить

представление о количественном содержании и соотношении в

почве компонентов, различающихся по устойчивости к действию

окислителей и восстановителей (табл

40).

Таблица 40. Фракционный состав

ОВ-систем в почвах по реакциям

с КMnO₄ и К₂Сr₂O₇

(по К. Драман, 1979)

Окислительно восстанови

тельная емкость, мг экв

Реагент при

на 100 г почвы

20°С

дерново под

чернозем

чолистая почва

КМnO

1 н

466

0,5 н

316

0,1 н

Сr

1 н

445

574

0,5 н

138

307

0,1 н.

Под окислительно-восстановительной буферностью понимает-

ся способность почв противостоять изменению ОВП при дейст-

вии различных факторов, нарушающих сложившееся ОВ-равно-

весие. Почвы, различающиеся по генетическим свойствам, при

одних и тех же условиях увлажнения, аэрации, температуры

обладают различной «податливостью» к изменению ОВП, к раз-

витию восстановительных процессов.

Так, в дерново-подзолистых почвах при избыточном увлаж-

нении восстановительные процессы развиваются быстрее, чем в

черноземных и каштановых почвах, которые более устойчивы

к изменению их ОВ состояния при избыточном увлажнении, и,

наоборот, они быстро восстанавливают потенциал до его перво-

начального значения при последующем постепенном высушива-

нии. Различная ОВ-буферность почв обусловлена главным об-

разом различиями в содержании гумуса и его качественном

составе, а также различиями в содержании несиликатных форм

железа и степени их гидратации.

210

Невысокая гумусность дерново-подзолистых почв, фульват-

ный характер гумуса, накопление несиликатных соединений же-

леза являются причиной низкой буферности данных почв к из-

менению ОВП при избыточном увлажнении. Для черноземов

и каштановых почв характерен гуматный тип малоподвижного

гумуса, консервативность минеральных форм железа. Поэтому

при их переувлажнении ОВП изменяется медленно, т. е. они об-

ладают повышенной буферностью к развитию восстановительных

процессов.

11.5. Зависимость Eh от рН почвы

Многие окислительно-восстановительные реакции в почвах

идут с участием ионов водорода, поэтому Eh зависит от рН раст-

вора. Как правило, в кислой среде окисление идет при более

высоких значениях Eh по сравнению с щелочными условиями,

т. е. чем выше рН почвы, тем меньше при прочих равных усло-

виях будет содержание в почве восстановленных форм соедине-

ний различных элементов. Подкисление почвы должно вызывать

обратную реакцию - накопление соединений, характеризующих-

ся наименьшей степенью окисления.

Длительное время в почвоведении и агрохимии существо-

вало представление, что изменение рН почвы на единицу вы-

зывает сдвиг ОВП на 58 мВ (при 20°С). При этом считалось,

что возрастание рН вызывает снижение потенциала почвы.

В настоящее время установлено, что между рН и ОВП почвы су-

ществуют более сложные связи и вывести единую количествен-

ную зависимость между рН и ОВП для всех почв не представ-

ляется возможным.

Для получения приближенно-оценочных данных по окисли-

тельно-восстановительным условиям в средах с различным зна-

чением рН нередко используют понятие водородного потенциала

(rН₂), учитывая его условность:

rН

= Eh/29 + 2рН.

(48)

Предложено оно У. М. Кларком и представляет собой отрицатель-

ный логарифм концентрации молекулярного водорода. rН

выше

27 характеризует преобладание окислительных процессов. При

создании в почвах восстановительной обстановки rН

колеблется

в пределах 22-25; при интенсивном развитии восстановительных

процессов падает ниже 20.

11.6. Окислительно-восстановительное состояние

почв

Eh в разных типах почв и почвенных горизонтах уклады-

ваются обычно в пределах

100-750 мВ, опускаясь иногда до

отрицательных значений. По ОВ состоянию почвы подразделяют-

211

ся на две большие группы:

1) с преобладанием окислительных

и 2) с преобладанием восстановительных условий.

К первой группе относится большинство типов автоморфных

почв, Eh которых колеблется в довольно узких пределах. Для

почв этой группы, находящихся в обычном для них режиме

увлажнения, характерны следующие средние значения Eh, мВ;

для дерново-подзолистых и подзолистых почв

450-600; для

серых лесных, черноземов и сероземов

500-650. Общей тен-

денцией для этих почв в условиях оптимального увлажнения

являются несколько более высокие показатели Eh в горизонтах

В по сравнению с гумусовым горизонтом (на 20-50 мВ). Но эта

общая закономерность профильного распределения ОВП сильно

зависит от конкретных погодных условий. Поэтому она часто на-

рушается. Так, в периоды избыточной влажности потенциал этих

почв, особенно их гумусовых горизонтов, может снизиться до

350-250 мВ. В орошаемых черноземах при обычных вегета-

ционных поливах также может иметь место снижение ОВП

(с 600-650 до 400-300 мВ), но оно кратковременно и в течение

нескольких часов или

1-2 сут после полива Eh почвы практи-

чески достигает прежних значений.

Вторая группа включает почвы полугидроморфные и гидро-

морфные, т. е. почвы с близким залеганием грунтовых вод (лу-

говые, пойменные, болотные и почвы, подтопленные водохрани-

лищами, орошаемые методом затопления под культуру риса).

В луговых и пойменных почвах отмечаются колебания ОВП от

450 до 300 мВ. Наиболее низкие показатели ОВП свойственны

нижним оглеенным горизонтам и горизонтам грунтовых вод

(+100 ÷ -100 мВ). Болотные почвы чаще характеризуются ста-

бильными низкими показателями E h = -200 мВ и ниже. Резкие

изменения ОВП характерны для почв рисовых полей. Здесь пере-

пады ОВП в органогенных горизонтах могут достигать

600-

700 мВ и в отдельных случаях более (с

400-600 до -100÷

÷ -150 мВ в затопленных почвах). В этих почвах окислительная

обстановка предполивного периода после затопления в те-

чение 5-10 сут меняется на резко восстановительную. Для почв

2-й группы характерна гетерогенность ОВ условий на фоне гос-

подства в целом в почве восстановительной обстановки. Осо-

бенно четко эта неоднородность проявляется в гумусированных

горизонтах почв.

Установлено, что снижение Eh до 350-450 мВ служит обыч-

но показателем среды, в которой окислительные условия ме-

няются на восстановительные (Д. С. Орлов, Б. Г. Розанов,

С. Г. Саакян, 1970). ОВП порядка 200 мВ и ниже свидетельст-

вуют об интенсивном развитии в почвах восстановительных про-

цессов с типичными признаками глееобразования.

11.7. Зависимость ОВП

почвы от ее состояния

ОВП почв чрезвычайно дина-

мичен. Зависит он не от какого-

либо одного или нескольких фак-

торов, а от совокупности всех

свойств почв и динамики протека-

ющих в ней процессов. Главным

условием, определяющим интен-

сивность и направленность окис-

Продолжительность опыта, сут

лительно-восстановительных про-

Рис.

41. Изменение величины Eh

цессов, являются режимы влаж-

в дерново-подзолистой почве в за-

ности и аэрации и интенсивность

висимости от ее увлажненности:

2 - горизонт А, влажность соот-

микробиологической

деятель-

ветственно 60 и 90% от полной вла-

ности.

гоемкости;

3,4 - горизонт С, влаж-

Увлажнение почвы, особенно

ность соответственно 60 и 90% от пол-

ной влагоемкости

чрезмерное орошение, ухудшение

аэрации, внесение свежего орга-

нического вещества приводят к снижению ОВП. При этом ОВП

почв может снизиться с 500-600 до 200-300 мВ, а в отдельных

случаях (при затоплении почв в условиях рисосеяния) до

- 100÷

-200 мВ. И, наоборот, при высушивании почв, улуч-

шении газообмена потенциал почв повышается. Главная особен-

ность влияния степени увлажнения почвы на ее ОВ состояние

определяется тем, что динамика влажности почв тесно связана

с условиями ее аэрации, т. е. с динамикой важнейшего фактора,

определяющего развитие ОВ процессов, - концентрацией сво-

бодного кислорода в почвенном воздухе и растворе. Вместе с тем

содержание влаги в почве оказывает непосредственное влияние

на интенсивность микробиологических процессов, определяющих

скорость потребления кислорода. Кроме того, повышение влаж-

ности почвы способствует переходу в мобильное состояние раз-

личных компонентов органической и минеральной частей почвы,

прямо или косвенно влияющих на ее ОВП.

В опытах И. П. Сердобольского (1940) было показано, что в

дерново-подзолистых почвах, в гумусовом горизонте почв (со-

держание гумуса

3,5-4,0%) повышение влажности от

10 до

60% полной влагоемкости почв (ПВ) приводит к очень незначи-

тельным изменениям ОВП (рис. 41); при увлажнении же почвы

до 90% ПВ и выше в этих почвах отмечается резкое падение

ОВП: на 200-300 мВ уже через 4 сут компостирования об-

разца, т. е. переувлажнение обусловливает создание в гумусовых

горизонтах почв в короткий срок устойчивой восстановительной

обстановки. В безгумусных же образцах породы потенциал

почвы практически не изменился при увеличении влажности от

60 до 90% ПВ. Связано это с подавленностью здесь микробио-

логических процессов в отсутствие органического энергетического

213

материала. Позднее аналогичные результаты были получены

многими исследователями.

Однако не всякое избыточное увлажнение вызывает в почве

резкое снижение ОВ потенциала. Если увлажняющие почву воды

(атмосферные осадки или грунтовые воды) обогащены раство-

ренным кислородом (9-13 мг/л) и существуют условия для непре-

рывного поступления их в почву и оттока из почвы (что может быть

в период частых дождей на хорошо дренированной почве), то, не-

смотря на высокую степень увлажнения, в почвах устойчиво

сохраняются окислительные условия.

Ухудшение аэрации в результате повышения влажности поч-

вы или ее уплотнения, образования на поверхности корки и

других причин, нарушающих нормальный газообмен почвенного

воздуха с атмосферным, также ведет к снижению ОВП почв.

Воздухообмен в почвах определяется главным образом пороз-

ностью аэрации. Нормальный воздухообмен, при котором ОВП не

подвергается существенным изменениям, обеспечивается при по-

розности аэрации порядка 20%. Снижение порозности аэрации

до 10% и более резко нарушает поступление кислорода в почву,

замедляет скорость его диффузии, что вызывает быстрое паде-

ние ОВП. Ориентировочно за рубеж перехода от окислительного

состояния к восстановленному для гумусовых горизонтов почв

принимают содержание кислорода в почвенном воздухе

2,5-

5,0%.

Температурный показатель наряду с непосредственным влия-

нием на ОВП почв в большей степени воздействует на него

косвенным путем, усиливая или замедляя интенсивность биоло-

гических процессов. Снижение ОВП наблюдается обычно в гуму-

совых горизонтах почв при повышенных температурах

(20-

30°С) и в интервале влажности почвы от наименьшей до пол-

ной влагоемкости. В этих условиях имеет место повышение

микробиологической активности, что сопровождается нарастани-

ем поглощения кислорода и накоплением продуктов жизне-

деятельности микроорганизмов - восстановленных соеди-

нений.

11.8. Роль ОВ процессов в почвообразовании

и плодородии почв

Окислительно-восстановительные процессы оказывают боль-

шое влияние на почвообразование и на плодородие почв. С ними

тесно связаны процессы трансформации растительных остатков,

темпы накопления и состав образующихся органических ве-

ществ и особенно гумуса. Избыточное увлажнение и устойчивая

восстановительная обстановка замедляют разложение раститель-

ных остатков, обусловливают возрастание в составе гумуса доли

как наиболее подвижных органических кислот (фульвокислоты),

так и малоактивных гумусовых кислот и негидролизуемого остат-

214

ка. Периодическая смена режимов (окислительного на восстано-

вительный и наоборот), особенно резко выраженная в поймах

или при затоплении почв на рисовых полях, способствует акти-

визации процессов разложения растительных остатков, что яв-

ляется одной из причин нарушения углеродного баланса этих

почв, их дегумификации.

Окислительно-восстановительный режим почв оказывает так-

же решающее влияние на соотношение в почве элементов раз-

личной степени окисления. Это обстоятельство играет существен-

ную роль в питании растений, в формировании почвенного про-

филя. При восстановлении соединений железа и марганца

повышается их растворимость, создаются условия для миграции

этих соединений в пределах почвенного профиля и выноса за его

пределы.

С восстановительными явлениями связано развитие в се-

зонно избыточно увлажненных почвах элювиально-глеевого про-

цесса, формирование элювиальных горизонтов в почвах. При

смене восстановительных условий окислительными происходит

сегрегация гидроксидов железа и марганца и образование раз-

личного рода железисто-марганцовистых новообразований (орт-

штейны, бобовины, трубковидные выделения, пленки и др.). При

реакциях восстановления сульфатов образуются сероводород и

сульфиды железа, придающие почвам темную, часто неодно-

родную окраску.

Питательный режим почв складывается для растений не-

благоприятно как при резко окислительной, так и при глубоко

восстановительной обстановке. Господство в почве аэробной

обстановки с Eh порядка

700-750 мВ способствует утрате

подвижности и недоступности растениям железа, марганца и от-

части азота. Результатом этого является развитие у растений

хлороза (дефицит железа) и «серной немочи» (дефицит мар-

ганца), что нередко вызывает гибель растений. Снижение Eh

до 250 мВ и ниже обусловливает накопление восстановленных

соединений железа, марганца, ртути в количествах, токсичных

для растений, что также вызывает их угнетение, а порой и ги-

бель. Кроме того, анаэробиоз способствует появлению в почвах

таких соединений, как сероводород, сода, этилен и фосфин, так-

же угнетающе действующих на растения.

Самым тесным образом с окислительно-восстановительным

состоянием почвы связаны процессы превращения соединений

азота (нитрификация и денитрификация). Процесс нитрифика-

ции наиболее интенсивно протекает при хорошей аэрации почв

(оптимальное значение Eh

550-600 мВ). При затрудненной

аэрации и развитии восстановительных процессов господствую-

щим в почве становится процесс денитрификации, с которым

связаны основные потери азота из почвы (при переходе из

воднорастворимых форм нитратов и нитритов в газовую фазу в

виде оксидов азота, молекулярного азота и аммиака).

И. П. Сердобольский

(1949) наметил следующие границы

215

OB (в мВ) условий для процессов превращения азотных соеди-

нений:

Более 480

нитриты

340-220

. . нитриты

480-340 .

нитраты, нитриты Ниже 220 . . . оксид азота, моле-

кулярный азот

В работах других авторов (Н. Пирсол,

1950) указываются

более высокие значения ОВП почв, при которых нитраты пере-

ходят в нитриты

(450-400), а нитриты - в аммиак

(400-

350 мВ). Различие показателей Eh, характеризующих рубеж про-

цессов нитрификации и денитрификации, связано с ярко выра-

женной микрозональностью, биологической очаговостью почвен-

ных горизонтов.

И. П. Сердобольским предложена также схема граничных

условий нормального питания высших растений марганцем, же-

лезом и нитратами в зависимости от Eh и рН. На графике

(рис.

42) прямоугольник ABCD охватывает условия, обычные

для большинства культурных почв. Прямая RS ограничивает об-

ласть нормального снабжения растений марганцем. Если Eh и

рН таковы, что условия питания попадают в область, распо-

ложенную выше и правей прямой RS, то растения могут испы-

тывать марганцевое голодание. Аналогично, прямая KL ограни-

чивает область нормального обеспечения железом. Линия MN,

проведенная на уровне

340 мВ, отделяет область усиленной

денитрификации. Таким образом, наиболее благоприятные для

питания Мn и Fe условия ограничиваются заштрихованной

площадью, а с учетом денитрификационных процессов - пло-

щадью, отмеченной двойной штриховкой.

Подавляющее большинство сельскохозяйственных культур ис-

пытывают угнетение при возникновении в почвах устойчивой

восстановительной обстановки. Но не редки случаи, когда даже

кратковременное создание ана-

эробной обстановки крайне не-

благоприятно отражается на сос-

тоянии растений.

Для создания оптимальных

для развития растений условий

возникает необходимость регули-

рования ОВ процессов в поч-

вах.

Основные приемы регулиро-

вания связаны в первую очередь

с регулированием их структурно-

го состояния, водного и воздуш-

Рис.

42. Граничные условия нор-

ного режимов. Осуществляется

мального питания растений (по

И. П. Сердобольскому):

это с помощью агротехнических

1 - область нормального снабжения

приемов (вспашка, рыхление,

растений железом и марганцем,

2 -

прикатывание), полива и дрени-

область нормального снабжения расте-

рования почв.

ний железом, марганцем и нитратами

216

Глава двенадцатая

РАДИОАКТИВНОСТЬ ПОЧВ

Радиоактивность почв обусловлена присутствием в них широ-

кого набора радиоактивных элементов естественного и антропо-

генного происхождения. Она выражается количеством ядерных

превращений (распадов) в единицу времени. В качестве

единицы измерения количества радиоактивности применяется в

системе СИ-беккерель

(1 Бк = 1 распад/с) или используется

специальная единица активности - кюри

(1 Ки = 3,7•10¹⁰ Бк).

Основная часть радиоактивности почв связана с естественны-

ми радиоактивными элементами (ЕРЭ), которые подразделяются

на 2 группы - первичные (т. е. перешедшие в почву из почво-

образующей породы или с геохимическим потоком) и космо-

генные - попадающие в почву из атмосферы, где они возни-

кают в результате взаимодействия космического излучения с

ядрами стабильных элементов. Среднемировые значения концент-

раций ЕРЭ в почвах создают активность около

1000 Бк/кг

(25•10^-9 Ки/кг), но сами концентрации варьируют в очень ши-

роких пределах (не менее чем в

100 раз) в зависимости от

содержания ЕРЭ в почвообразующих породах

12.1. Естественные радиоактивные изотопы

в почвах

Значительная часть естественной радиоактивности почв свя-

зана с радиоизотопами (радионуклидами) тяжелых элементов

с порядковыми номерами z » 82, которые образуют три радио-

активных семейства - урана (родоначальник²³⁸ U; период полу-

распада T

=4,5•10⁹ лет), актиния (родоначальник

²³⁵U;

1/2

=7,1•10⁸ лет) и тория (родоначальник

²³²Th; T_1/2=1,4×

×10¹⁰ лет) Эти семейства включают соответственно 17, 14 и 12 ра-

диоактивных изотопов, распадающихся в основном с испускани-

ем альфа-частиц (ядер гелия); некоторые из членов семейств

относятся к бета- и гамма-излучателям.

Конечные продукты распада в этих трех семействах пред-

ставлены стабильными изотопами свинца -^20б РЬ;

²⁰⁷Pb;

²⁰⁸Pb.

Большая часть промежуточных продуктов распада - коротко-

живущие изотопы, а их наличие в среде обусловлено постоянным

пополнением в процессе распада материнских радиоизотопов.

В ненарушенных горных породах в каждом радиоактивном

семействе наблюдается состояние радиоактивного равновесия,

при котором количество радиоактивности каждого члена данного

семейства одинаково. В почвах радиоактивное равновесие нару-

шено вследствие разной миграционной подвижности различных

элементов, образующих радиоактивные семейства. В частности,

в каждом из семейств одним из промежуточных продуктов рас-

217

Т аблица 41. Концентрация основных естественных радиоизотопов

в почвообразующих породах

Концентрация, Бк/кг

Породы

⁴⁰К

²³²Th

²³⁸U

Изверженные:

кислые

1100

1000

средние

900

мафические

300

ультраосновные

180

Осадочные

110

известняки

карбонаты

песчаники

450

сланцы

900

пада является газообразный радон, значительная часть которого

может улетучиваться из почвы в атмосферу.

Уран. Природный уран состоит из изотопов²³⁴ U

(0,0058%),

²³⁵U

(0,71%) и 238U

(99,28%). Уран входит в состав многих

горных пород и постоянно присутствует в почвах. Особенно

высоко его содержание в фосфатных породах (до

1,2•10^-4 г/г),

что определяет высокую концентрацию урана в фосфорных удоб-

рениях и в почвах, формирующихся на богатых фосфатами

породах.

Радий. Из промежуточных продуктов распада

²³⁸U следует

выделить присутствующий в почвах в следовых (по массе) ко-

личествах²²⁶Ra (T

1/2

=1600 лет), который относится к группе

щелочно-земельных элементов, т. е. является химическим ана-

логом элементов-биофилов Са и Mg.

Торий. Содержание тория в горных породах варьирует более

чем в

10 раз (табл.

41). Сам торий химически относительно

мало подвижен в почвах и в системе почва - растения, но этот

элемент представляет интерес при изучении радиоактивности

почвы, если рассматривать его совместно с дочерними продукта-

ми распада.

Актиниды - торий и уран сходны по многим химическим

свойствам, например по размерам ионов. Поэтому они приуроче-

ны к одним и тем же родственным минералам. По меньшей

мере²/з урана и тория в литосфере содержится в виде мине-

ральных зерен с размерами в несколько десятков микрометров

в таких минералах, как циркон ZrSiO₄ и монацит (в основном

СеРO₄). Эти минералы отличаются повышенной устойчивостью

к процессам выветривания и могут относительно накапливаться

в продуктах выветривания горных пород и почвах.

Калий-40 и рубидий-87. Существенный вклад (до 50%) в ес-

тественную радиоактивность почв вносят долгоживущий радио-

активный изотоп⁴⁰ К (T_1/2 =1,3•10⁹ лет), распадающийся с ис-

218

пусканием бета-частиц и гамма-излучения, и, отчасти,⁸⁷Rb ( T_1/2 =

=5•10¹⁰ лет), не являющиеся членами радиоактивных семейств.

Концентрацию⁴⁰ К в почвах легко определить, если известно со-

держание в них общего калия (⁴⁰К составляет 0,0119% общей мас-

сы калия); кларковое содержание этого радиоизотопа в литосфере

составляет 3•10^-6 г/г. Рубидий-87 наиболее распространен в лито-

сфере из всех природных радиоактивных ядер (кларк равен

75•10^-6 г/г). Однако вследствие большого периода полураспада

и наличия только бета-излучения его вклад в суммарную радио-

активность мал.

Углерод-14 и тритий - космогенные радиоизотопы. Из сравни-

тельно короткоживущих естественных радиоизотопов, присутству-

ющих в почвах, интерес для почвоведения представляют радиоуг-

лерод¹⁴C(T1/2 = 5760 лет) и тритий - сверхтяжелый изотоп водо-

рода (T

= 12,3 лет), образующиеся в атмосфере при взаимо-

1/2

действии нейтронов космического излучения с ядрами азота

(¹⁴N) и поступающие в почву из атмосферы, благодаря чему их

содержание поддерживается примерно на постоянном уровне.

12.2. Распределение ЕРЭ в почвах

В целом обнаруживается корреляция между содержанием дол-

гоживущих ЕРЭ в почвах (табл. 42) и почвообразующих горных

породах (табл. 41). В наиболее распространенных породах лито-

сферы- гранитах и глинах - содержится (11 - 18)•10^-6 г/г Th,

75•10^-6 г/г⁸⁷Rb, 3•10-6г/г40K, (3-4)•10-6 г/г U И 10-12г/г Ra.

Эти концентрации близки к кларковым значениям для всей доступ-

ной части литосферы, поскольку распространенность других гор-

ных пород сравнительно мала.

Другой важный фактор, от которого зависит содержание ЕРЭ

в почвах, - степень изменения материнской горной породы в

процессе почвообразования. Например, в почвах, образованных на

элювии карбонатных пород, концентрация ЕРЭ в несколько раз

выше, чем в почвообразующих породах: выветривание карбонатов

в процессе почвообразования приводит к относительному накопле-

нию ЕРЭ в почвах. Еще более выраженное несоответствие между

содержанием ЕРЭ в почвах и породах наблюдается в тех случаях,

когда почвы по составу резко отличаются от подстилающих пород,

например торфянистые почвы.

Вертикальное распределение ЕРЭ по глубине почвенного про-

филя определяется спецификой почвообразовательного процесса.

Карбонатные почвы на остаточной коре выветривания имеют наи-

большие концентрации ЕРЭ в верхнем гумусовом горизонте с

убыванием в более глубоких слоях. Оподзоливание, лессивиро-

вание, осолонцевание, осолодение и оглеение сопровождаются

выносом ЕРЭ из элювиальных горизонтов и накоплением в иллю-

виальном и глеевом горизонтах, где концентрация ЕРЭ повышает-

ся в 1,5-3 раза. Слабо дифференцировано распределение ЕРЭ

по профилю серых лесных, черноземных, каштановых, полупустын-

219

Т а б л и ц а 42. Концентрация основных естественных радиоизотопов в почвах

Концентрация, Бк/кг

Почвы

⁴⁰К

²³⁸U

²³²Th

Болотные

110

Подзолистые

180

Дерново-подзолистые

360

Серые лесные

450

Черноземы

500

Каштановые

700

Серо-коричневые

860

Сероземы

810

Среднемировое значение для почвен-

450

ного покрова

ных и пустынных почв. В целом в распределении ЕРЭ по профилю

почв проявляется тесная корреляция с распределением глинистых

частиц и полуторных оксидов.

Определенная дифференциация наблюдается и в пространст-

венном распределении ЕРЭ в системе сопряженных ландшафтов,

что обусловлено различиями в миграционной подвижности этих

элементов. По интенсивности водной миграции тяжелые ЕРЭ в

окислительных условиях образуют ряд:

²³⁸U >²²⁶Ra >²³²Th.

В окислительных условиях уран находится преимущественно в

форме U(VI), которая характеризуется относительно высокой ми-

грационной способностью, выражаемой через коэффициент водной

миграции К_х. В этих условиях²³⁸ U относится к сильным мигрантам

(К_х = 4-16); Ra - средний (К_х = 0,5-0,1); Th - очень слабый

водный мигрант (К

= 0,02-0,002).

Вследствие разной миграционной подвижности естественных

радиоактивных элементов наблюдается перераспределение этих

элементов между сопряженными ландшафтами. Так, U (VI) выно-

сится из элювиальных ландшафтов и концентрируется на восста-

новительных геохимических барьерах (в пойменных, болотных и

заболоченных почвах), где он восстанавливается до относительно

малоподвижного U (IV). В гумидных элювиальных и трансэлюви-

альных ландшафтах почвы обеднены ураном в пользу радия по

сравнению с их равновесным соотношением. Гидроморфные почвы

аккумулятивных ландшафтов обогащены ураном. В аллювиальных

русловых наносах концентрации U и Ra низкие вследствие их

выщелачивания и выноса водами, отношение Ra/U в них высокое,

поскольку U более подвижен; в водах преобладает уран. Сдвиг

радиоизотопных отношений в почвах сопряженных ландшафтов

наблюдается и для Th/U и Th/Ra, поскольку торий характеризует-

ся гораздо меньшей миграционной подвижностью по сравнению

с U и Ra.

220

12.3. О возможной роли ЕРЭ

в почвообразовательном процессе

В научной литературе рассматривалась возможность исполь-

зования в качестве показателей почвообразовательного процес-

са отношение в почвах радия к урану и тория к урану. Они могут

служить в качестве характеристики почвообразовательного про-

цесса лишь для гидроморфных и палеогидроморфных почв. На

других почвах оба показателя не обнаруживают достоверных

изменений, обусловленных характером почвообразования, что за-

трудняет их рекомендацию в качестве индикаторов почвообразо-

вательного процесса.

Высказывалось также предположение о том, что ядерные излу-

чения ЕРЭ в почвах могут играть важную роль в почвообразова-

тельном процессе, якобы вызывая полимеризацию органических

макромолекул и способствуя улучшению структуры почвы. Факто-

ром, обусловливающим эти процессы, считались так называемые

свободные радикалы, возникающие при взаимодействии ионизи-

рующих излучений со многими веществами и характеризующиеся

высокой реакционной способностью. Сейчас установлено, что воз-

можность улучшения структуры почвы таким способом представ-

ляется невероятной, так как доза, создаваемая излучениями

естественных радиоактивных элементов, недостаточна для образо-

вания свободных радикалов в заметных концентрациях.

12.4. Определение возраста почвообразующих пород

и почв с помощью радиоактивных изотопов

Явление естественной радиоактивности используется в геохро-

нологии для определения возраста горных пород и почв. Датиро-

вание основано на измерении отношения содержания в образцах

отдельных радиоизотопов к содержанию конечных стабильных

продуктов их распада или соответствующих радиоактивных и

стабильных изотопных аналогов. Значения этих отношений одно-

значно связаны с возрастом образцов.

Из имеющихся радиоактивных методов измерения возраста

(урано-свинцовый, калиево-аргоновый, рубидиево-стронцевый,

радиоуглеродный) лишь последний находит применение в опре-

делении возраста почв. Остальные могут быть использованы

для датирования почвообразующих горных пород, так как ниж-

нее предельное значение возраста, устанавливаемое этими мето-

дами, исчисляется десятками миллионов лет, что на много по-

рядков превышает фактический возраст любой почвы.

Урано-свинцовый метод. В результате радиоактивного распа-

да²³⁸U,²³⁵ U и²³²Th образуются конечные стабильные изотопы

²⁰⁶РЬ,²⁰⁷РЬ,²⁰⁸РЬ. Отношение содержания любого из исходных

нуклидов к содержанию соответствующего стабильного конечно-

го изотопа является функцией возраста образца:

221

(49)

(50)

(51)

где t - возраст, лет; N - число атомов соответствующего изо-

топа, определяемое экспериментально; % - постоянная радиоак-

тивного распада, равная 0,693/Т1/2.

Калиево-аргоновый метод. 40К распадается двумя способа-

ми - путем р-распада с образованием стабильного⁴⁰Са (посто-

янная радиоактивного распада λ

=4,72•10^-10 год^-1) и К-за-

хвата с образованием

⁴⁰Ar λ

=0,585•10^-10 год^-1 ). Значение

возраста t рассчитывается из соотношения

t=(2,303/(λ

-λ

))•lg(1+(λ

+λ

)/λ

)•⁴⁰Ar/⁴⁰K

(52)

Основное требование к образцам - отсутствие утечек газообраз-

ного⁴⁰Аr.

Рубидиево-стронциевый метод. При распаде⁸⁷Rb образуется

⁸⁷Sr, что позволяет использовать эту пару изотопов в качестве

геохронометра. Период полураспада⁸⁷Rb составляет 47•10⁹ лет.

Определение возраста основано на измерении в образцах содер-

жания⁸⁷Rb и⁸⁷Sr и расчете их соотношения аналогично другим

парам изотопов.

Радиоуглеродный метод. Радиоуглерод¹⁴ С образуется в ат-

мосфере под действием нейтронов космического излучения по

реакции^l4 N+n ->¹⁴С + протон. Радиоуглерод в воздухе относи-

тельно быстро окисляется до¹⁴СO₂, который поглощается расте-

ниями и ассимилируется ими примерно в том же отношении со

стабильным¹²С, в котором они находятся в атмосфере. С момен-

та гибели организма концентрация¹⁴ С в его останках уменьша-

ется в соответствии с периодом полураспада. На этом и основано

определение возраста веществ органического происхождения.

Отношение¹⁴ С/¹² С в образце, определяемое по интенсивности

бета-излучения¹⁴С, в сравнении с равновесным отношением этих

изотопов в современном образце однозначно связано с возрас-

том.

Максимальное значение возраста, которое можно определить

этим методом даже при самых совершенных условиях экспери-

мента, не выше 70 000 лет; минимальное составляет около 100 лет.

222

Наилучшая точность достигается при измерении возраста в диа-

пазоне 3000-8000 лет.

Основной источник возможных ошибок метода - это загряз-

нение образца атмосферным углеродом в процессе его отбора

и предварительной подготовки к анализу. Существенную роль

может играть также изотопное фракционирование¹⁴С по отноше-

нию к¹²С в процессах химической обработки образцов (что дает

ошибку ± 5 0 лет в определении возраста), а также в процессе

фотосинтеза и при разложении растительных остатков в почве

в результате жизнедеятельности животных и микроорганизмов.

В частности,

¹⁴С как более тяжелый изотоп по сравнению с

¹²С включается в фотосинтез в меньшем отношении к¹²С по

сравнению с соотношением этих изотопов в атмосфере. Поэтому

при разложении растительных остатков гумус оказывается обед-

ненным радиоуглеродом, что вносит искажение в измеряемый

возраст. Постоянство измеренной поправки позволяет принять ее

для всех образцов гумуса равной +115 лет, не прибегая каждый

раз к дорогостоящим масс-спектрометрическим измерениям.

Возможны и другие ошибки радиоуглеродного метода дати-

рования, обусловленные поступлением в атмосферу больших

количеств так называемого радиологически мертвого углерода

при сжигании ископаемого топлива - угля, нефти, газа. Загряз-

нение атмосферы этим углеродом и включение его в процесс

фотосинтеза приводит к завышению результатов измерений воз-

раста. Другой источник ошибок связан с поступлением в ат-

мосферу С при испытании термоядерного оружия и загрязне-

нием им анализируемых образцов, что дает ошибку другого

знака, т. е. приводит к омоложению образца. Однако указанные

ошибки невелики и не приводят к существенному снижению

возраста исследуемых образцов.

Особого внимания заслуживает вопрос интерпретации данных

о возрасте гумуса и его отдельных фракций, измеряемых радио-

углеродным методом. Современные почвы - это природные обра-

зования, в которых происходит непрерывное обновление углерода

за счет разложения старого органического вещества и притока

свежего в процессе ежегодного поступления и разложения расти-

тельных остатков. В полностью сформировавшихся почвах реали-

зуется состояние динамического равновесия, при котором приток

свежего органического вещества компенсируется утечкой и рас-

падом части гумусовых веществ почвы в результате биогенных,

химических и физических процессов, протекающих в ней. Поэто-

му, когда говорят о возрасте современных почв, измеренном

радиоуглеродным методом (относительный возраст), под ним

понимают среднее время жизни молекул гумуса, которое пропор-

ционально продолжительности периода, требуемого для заверше-

ния процесса гумусонакопления. Абсолютный же возраст опреде-

ляется этим методом лишь для погребенных почв, лишенных

притока органических веществ из верхних горизонтов в нижние.

В настоящее время опубликовано значительное число работ

223

как в нашей стране, так и за рубежом по измерению абсолютного

возраста погребенных почв и относительного возраста современ-

ных почв. К ним относятся, в частности, работы И. П. Герасимо-

ва, Г. В. Добровольского, А. П. Виноградова и их сотрудников и

др. Измерения возраста погребенных почв дали результаты,

совпадающие с датировкой другими методами, что указывает на

их надежность для палеогеографических реконструкций.

Относительный возраст современных почв варьирует от не-

скольких сотен лет (для подзолов) до нескольких тысяч лет (для

черноземов). Это указывает на то, что круговорот углерода в

подзолистых почвах и, соответственно, процесс почвообразования

происходят значительно быстрее, чем в черноземах. Эти различия

связывают с тем, что в подзолах преобладает биологически

активный и менее стойкий гумус, в черноземах - биологически

инертный, который защищен от биологических агентов более

выраженной степенью конденсированности и связями с минераль-

ной частью почвы. Биологически активный гумус является пока-

зателем относительного возраста почв, биологически инерт-

ный - абсолютного, т. е. древних этапов почвообразования,

запечатленных в почвенной толще.

Обнаружено также, что измеряемый возраст почв возрастает

от верхних горизонтов к нижним, что обусловлено эффектом

постепенной изоляции нижних горизонтов от притока молодого

углерода по мере роста гумусированного слоя почвы вверх. Так,

на трех разных типах почв Венесуэлы выявлена линейная зави-

симость между измеренным радиоуглеродным методом возрастом

фракций органического вещества, остающегося в почве после ее

обработки NaOH, и глубиной отбора образца. Предполагается,

что радиоуглерод этих устойчивых к разложению фракций почвы

не загрязнен молодым органическим веществом и его содержание

в большей мере характеризует абсолютный возраст почв; радио-

углерод фракции, экстрагируемой NaOH, - современного проис-

хождения. Обработка полученных экспериментальных данных

по этой модели дала значение абсолютного возраста 15 000 лет,

что соответствует окончанию последнего ледникового периода,

т. е. отражает истинный возраст почв. Возраст фракции, извле-

каемой NaOH, в верхних горизонтах дает даже отрицательные

значения, что объясняется загрязнением гумуса радиоуглеродом,

образовавшимся в атмосфере при ядерных испытаниях.

12.5. Радиоактивное загрязнение почвенного

покрова

Опасность радиоактивного загрязнения почвенного покрова

была осознана в 50-х годах нашего столетия, когда повсеместно

наблюдались радиоактивные выпадения из атмосферы от испыта-

ний ядерного оружия. На современном этапе число потенциаль-

ных источников радиоактивных загрязнений существенно попол-

224

пилось и, прежде всего, с расширением сферы использования

ядерной энергии не только в военных, но и в мирных целях.

К ним относятся атомные электростанции и другие предприятия,

обеспечивающие полный ядерно-энергетический цикл, урановые

шахты и обогатительные фабрики, рудники, заводы по разделе-

нию изотопов и переработке облученного ядерного топлива,

хранилища радиоактивных отходов; Важную роль в повышении

радиационного фона почвенного покрова могут играть также

тепловые электростанции, работающие на угле и горючих слан-

цах. Их зольные выбросы содержат такие радиоактивные эле-

менты, как полоний, радий, торий, уран в концентрациях, иногда

многократно превышающих их естественный фоновый уровень.

Следует отметить, что, несмотря на большое разнообразие

антропогенных источников загрязнения почвенного покрова, их

вклад в общую дозовую нагрузку мал по сравнению с естест-

венным радиационным фоном, что видно на примере средних

доз облучения населения СССР от разных источников (табл. 43).

Т а б л и ц а 43. Средние индивидуальные дозы облучения населения СССР

в 1980-1981 гг. от различных источников. (Ядерная энергетика,

человек и окружающая среда, 1984)

Источник облучения

Эффективная

Источник облучения

Эффективная

эквивалентная

доза, мкЗв/год

Природные источники

1000

Угольные электростан

Стройматериалы (здания)

1050

ции

Рентгендиагностика

1400

Атомные электростанции

0,17

Глобальные

выпадения

Удобрения

0,14

от ядерных испытаний

Остальные

1,6

Сумма воздействий

3500

Однако проявляется четко выраженная тенденция локального

увеличения роли антропогенного радиационного фактора с тече-

нием времени, которую следует учитывать при разработке мер

охраны почв от радиоактивного загрязнения.

Характерная особенность радиоактивного загрязнения поч-

венного покрова состоит в том, что в среднем по массе количест-

во радиоактивных примесей чрезвычайно мало и они не вызы-

вают изменений основных свойств почвы - ее рН, соотношения

элементов минерального питания, уровня плодородия. Лимити-

рующими факторами в этом случае являются, как правило,

рекомендуемые пределы концентраций радиоактивных веществ,

поступающих из почвы в продукцию растениеводства.

С этих позиций наиболее важными характеристиками являют-

ся концентрация радиоактивных веществ в почве, их биологи-

ческая доступность растениям, распределение в почвенном про-

филе и скорость самоочищения корнеобитаемого слоя почвы.

В условиях непрерывного поступления загрязняющих веществ

8-817

225

при постоянной его интенсивности динамика их содержания в

почвенном профиле может быть описана уравнением баланса^-

d σ _s / d t = V _s C _a + r C _r - ( w C _w + g C _g + m _v C _v + Ψ _a + λ σ _s ) , (53)

где σ

- плотность загрязнения (количество вещества на едини

цу площади, г/м², или Бк/м² ), С

, С, С

, C

- концентрация

загрязняющего вещества в воздухе (в

1 м³), в атмосферных

осадках (в

1 л), в водах поверхностного и грунтового стока

(в 1 л) и в надземной отчуждаемой фитомассе (в 1 кг) соответ-

ственно, г -- интенсивность атмосферных осадков (л/м² в сут

ки), w - поверхностный водный сток (л/м² в сутки), g - грун-

товый сток (л/м² в сутки), V_s - скорость сухого осаждения

загрязняющего вещества на поверхность почвы (м/сут), т_v -

отчуждаемая надземная фитомасса (кг/м² в сутки), Ψ_а - ин-

тенсивность обратного переноса вещества из почвы в атмосферу

(г/м² или Бк/м² в сутки), λ - постоянная радиоактивного рас-

пада (сут^-1 )

Первый и второй члены правой части уравнения характери-

зуют ежесуточный приток радионуклида в почву в единицу вре-

мени, третий и четвертый члены - его суточный вынос за преде-

лы почвенного профиля с поверхностными и грунтовыми водами,

пятый - отчуждение с урожаем, шестой и седьмой - суточную

убыль, обусловленную процессами обратного переноса (в ат-

мосферу) и радиоактивного распада

Для приближенного решения уравнения

(53) можно пред-

положить, что концентрация радионуклида в поверхностных и

грунтовых водах и в урожае, а также интенсивность его обрат-

ного перехода из почвы в атмосферу прямо пропорциональны

его содержанию в почве, т. е. C=K_wσ_s, Cg = Kgσs, Cv=Kvσs,

=К

где K

, К

- соответствующие коэффициенты

пропорциональности

В первом приближении концентрации радионуклида в воздухе

(С_а) и в атмосферных осадках (С_r) также можно принять по-

стоянными, приравняв их среднегодовым значениям Тогда реше-

ние уравнения (53) имеет вид

σ=((V

+rCr)/(wK

+gK

K+K

+λ))•[1-e-(wKw+gKg+mvKv+Ka+λ)t]

(54)

В обобщенном виде соотношение

(54) можно выразить в

более простой форме

(55)

где Р - количество радиоактивных веществ, поступающих в

почву на единицу площади в единицу времени, λ

эфф

- доля

226

радиоактивных веществ, удаляемая с единицы площади в едини-

цу времени. Соотношение (55) справедливо при любом способе

поступления радиоактивных веществ в почву. При t->оо выраже-

ние в скобках стремится к 1 и σ_s достигает равновесного значе-

ния, численно равного сомножителю перед скобками. В случае,

если по истечении периода t₁ источник загрязнения ликвидирует-

ся, плотность загрязнения почвы как функция времени в последу-

ющий период, т. е. при t>t₁, будет убывать в соответствии с

соотношением

σ_s=P/λ_эфф(1-е^-λэффt1)e^{-λэфф(t-t1)}.

(56)

Таким образом, максимальное (равновесное) значение равно

отношению интенсивности прихода и расхода загрязняющего

вещества в корнеобитаемом слое почвы, т.е.P/λ_эфф, а время, в

течение которого σ_s практически достигает этого значения, и

скорость очищения почвы после прекращения действия источника

загрязнения определяются лишь λ_эфф. В ряде случаев сведения о

λ_эфф оказываются достаточными для оценки опасности загрязне-

ния почв тем или иным токсикантом. Например, в условиях

выпадения из атмосферы короткоживущих (в почве) загрязня-

ющих веществ лимитирующим фактором оказывается не содер-

жание их в почве, а непосредственное осаждение на надземную

часть растений.

В отношении загрязнения почвенного покрова опасность мо-

гут представлять лишь долгоживущие антропогенные радиону-

клиды, которые характеризуются достаточно продолжитель-

ным временем их пребывания в почве, такие, как⁹⁰Sr,

¹⁰⁶Ru,

¹²⁹I,

¹³⁷Cs,¹⁴⁴Ce,²²⁶Ra,²³²Th,²³⁸U,²³⁹Pu.

По степени подвижности в почвах долгоживущие антропо-

генные радионуклиды образуют ряд

⁹⁰ Sr>¹⁰⁶ Ru>¹³⁷ Cs>

>¹⁴⁴ Ce, 129I>239Pu. Скорость самоочищения почв от радио-

нуклидов определяется скоростями их радиоактивного распада,

вертикальной и горизонтальной миграции.

Поскольку антропогенные радионуклиды поступают, как пра-

вило, на поверхность почвенного покрова, их распределение в

целинных почвах характеризуется резко выраженной неоднород-

ностью по профилю. В районах с умеренным количеством атмос-

ферных осадков на почвах, относительно тяжелых по механиче-

скому составу, основная часть наиболее значимых антропогенных

радионуклидов в течение многих лет остается в верхнем 10-сан-

тиметровом слое целинных почв, а в пахотных - в пахотном

слое. Скорость вертикальной миграции в таких почвах описыва-

ется уравнением диффузии с обобщенным (кажущимся) коэф-

фициентом диффузии D, численные значения которого, например,

для

⁹⁰Sr в зависимости от почвенных свойств варьируют в

диапазоне

10^-7-10^-8 см²/с, при этом среднеквадратичное

227

смещение X радионуклидов вниз по профилю определяется из

соотношения X =(2Dt)^^0.5.

На легких (песчаных) почвах, особенно с промывным режи-

мом, важную роль наряду с диффузией играет водный конвек-

тивный массоперенос. В таких почвах значительная часть многих

радиоактивных веществ за 10-15 лет проникает до 40-50 см и

может достичь уровня грунтовых вод, с которыми возможен гори-

зонтальный перенос радионуклидов и поступление их в речную

сеть.

Аккумуляция антропогенных радионуклидов преимущественно

в поверхностном слое почвы способствует повышенной их мигра-

ции и выносу за пределы загрязненных ландшафтов с поверх-

ностным водным стоком. В равнинных ландшафтах гумидной

зоны годовой поверхностный и грунтовый сток Sr составляет

по многолетним данным 0,4% общего его запаса в почвенном

покрове, при этом от 40 до 90% годового выноса приходится на

период паводков. В горных районах ежегодный сток⁹⁰ Sr до-

стигает

5% общего запаса Вынос в реки^l37 Cs состав-

ляет

0,05-0,25%. Однако для некоторых специфических

почвенно-климатических условий приведенная последователь-

ность может оказаться нарушенной: в легких песчаных почвах

¹³⁷Cs оказывается иногда более активным мигрантом, чем

⁹⁰Sr. В целом, для большей части почв скорость выноса⁹⁰Sr и

^l37Cs из пахотного горизонта сопоставима со скоростью их

радиоактивного распада. Период полуочищения пахотного слоя

с учетом радиоактивного распада составляет примерно

0,4-

0,7 периода полураспада этих радионуклидов, т. е. равен

10-

20 лет. Время пребывания в почвенном профиле других долго-

живущих радионуклидов, таких, как¹⁴С и 129I (после их вклю-

чения в состав гумуса),²³⁹ Рu составляет сотни лет.

Научно обоснованное нормирование содержания радиоактив-

ных веществ в почвах требует учета почвенных свойств - спо-

собности почв к закреплению радионуклидов и их разбавлению

в почвенном растворе, что в равной мере относится и к другим

загрязняющим веществам В этом плане к наиболее важным

свойствам почвы следует отнести емкость поглощения и состав

обменных катионов, а также рН, Eh, содержание гумуса, мине-

ралогический состав.

Поскольку тяжелые почвы характеризуются обычно большей

емкостью поглощения, более высокими концентрациями ионов

в почвенном растворе и содержанием гумуса по сравнению с

легкими, в таких почвах радиоактивные вещества фиксируются

более прочно почвенным поглощающим комплексом, а в почвен-

ном растворе ионы радионуклидов в большей степени разбавля-

ются ионами других химических элементов, из которых наиболее

существенны ионы элементов, являющихся химическими аналога-

ми радионуклидов. Прочная сорбция радионуклидов и повышен-

ная конкуренция с ними ионов других элементов, и прежде

всего элементов-аналогов за места сорбции на поверхности кор-

228

ней, приводят к снижению их поступления в фитомассу, т. е. в

продукцию растениеводства. Таким образом, тяжелые почвы по

сравнению с легкими, с одной стороны, характеризуются повы-

шенной буферностью к загрязняющим веществам и меньшим

поступлением этих веществ в урожай, а с другой - повышенной

способностью к их аккумуляции в верхней толще почвы. Иначе

говоря, чем выше уровень плодородия почв, тем более высокие

нагрузки радиоактивных и других загрязняющих веществ до-

пустимы на такие почвы без превышения установленных пре-

дельно допустимых концентраций (ПДК) токсикантов в про-

дукции растениеводства. Но зато эти почвы через какой-то пери-

од непрерывного действия источника загрязнения могут оказать-

ся значительно более загрязненными по сравнению с менее пло-

дородными почвами.

Глава тринадцатая

ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

13.1. Роль температуры в почвенных процессах

Колебания температуры - важный компонент почвенного

микроклимата. Следуя годичным циклам изменения температуры

воздуха, температура почвы оказывает существенное влияние на

многие протекающие в ней процессы. С тепловым режимом почв

тесно связаны начало и конец вегетационного периода, простран-

ственное размещение растений, характер распространения корне-

вых систем, скорость поступления к корням питательных эле-

ментов. Температура почвы влияет на скорость поступления воды

в корни растений, на транспирацию, на продуктивность расти-

тельности. Температурный режим почв регулирует численность

микроорганизмов и их активность, минеральные преобразования

и процессы разложения органических остатков и трансформации

почвенного гумуса. Температура почв контролирует фазовые

переходы в системе почва - почвенный раствор - почвенный

воздух, процессы растворения солей и газов, скорость выветри-

вания минералов. Образование цементационных структур в тро-

пиках под влиянием избыточного перегрева и фрагментарных

структур в северных широтах (под действием переохлаждения)

также обусловлены особенностями температурного режима почв.

Таким образом, исследования тепловых свойств почв и особен-

ностей годовой динамики их температур необходимы при деталь-

ных исследованиях всех процессов, протекающих в почвах, при

количественных расчетах соле-, водо- и газопереносов.

13.2. Поступление теплоты в почву

Тепловая энергия в почве имеет несколько источников: 1) лу-

чистая энергия солнца; 2) атмосферная радиация; 3) внутренняя

теплота земного шара; 4) энергия биохимических процессов разло-

229

жения органических остатков; 5) радиоактивный распад. Вклад

двух последних источников ничтожно мал и обычно не принимается

во внимание в балансовых расчетах. Внутренняя теплота земного

шара также незначительна

[4,19•10^-4 Дж/(см²•мин)]. Вклад

этого источника в тепловой поток велик лишь в районах активной

вулканической деятельности. Атмосферная радиация приобретает

существенное значение в балансе теплоты в районах с неустойчи-

вой атмосферной деятельностью, в периоды вторжения теплых

или холодных воздушных масс. Таким образом, главным источни-

ком теплоты в почве является лучистая энергия солнца.

Среднее количество теплоты, поступающей к верхней границе

атмосферы Земли от Солнца (солнечная постоянная), равно

8,296 Дж/(см² •мин). Приход теплоты к земной поверхности

меньше вследствие рассеивания ее в атмосфере Кроме того,

реальное количество поступающей в почву солнечной тепловой

энергии существенным образом коррелируется географической

широтой, временем года, состоянием атмосферы, экспозицией

склонов, т. е. углом падения солнечных лучей на поверхность,

характером растительного покрова, а также тепловыми свойст-

вами самой почвы

13.3. Тепловая характеристика почвы

Совокупность свойств, обусловливающих способность почв

поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию, назы-

вается тепловыми свойствами. К ним относятся: теплопоглоти-

тельная (теплоотражательная) способность почв, теплоемкость,

теплопроводность, теплоусвояемость.

Теплопоглотительная (отражательная) способность почв,

или способность почв поглощать (отражать) определенную долю

падающей на ее поверхность солнечной радиации, характеризу-

ется значением альбедо (А) - долей коротковолновой солнечной

радиации, отражаемой их поверхностью (Q_ОТР), выраженной в

процентах от общей солнечной радиации (Q_общ ):

А=Q_ОТР/Q_общ•100,

(57)

где Q_общ и Q_ОТР выражаются в Дж/(см²•мин).

Альбедо зависит от очень многих свойств почв - их цвета,

количества и качественного состава органического вещества,

гранулометрического состава, оструктуренности, состояния по-

верхности, влажности. Диапазон отражения лучистой энергии

поверхностью почв колеблется от 8-10 до 30% (табл. 44). Ес-

тественное варьирование величины альбедо в ландшафтах усили-

вается характером растительного и снежного покрова. Тепло-

поглотительная способность почв одного и того же региона обу-

словливает разделение почв на холодные и теплые: темноцветные

230

Таблица 44. Альбедо некоторых почв, растительных ассоциаций и ландшафтов

Объект

А, %

Объект

А, %

Чернозем сухой

Пшеница

10-25

влажный

8-9

Травы

19-26

Серозем сухой

25-30

Водная поверхность

влажный

10-12

Хлопчатник

20-22

Песок серый

9-18

Тундра

белый

30-40

Хвойный лес

Глина сухая

Лиственный лес

влажная

Песчаная пустыня

почвы более теплые, чем светлые; оструктуренные почвы с шеро-

ховатой поверхностью более теплые, чем бесструктурные.

Свойство почв поглощать тепловую энергию называется

теплоемкостью (С) и выражается через приращение теплоты

(ΔQ) в почве при изменении ее температуры (ΔT):

=ΔQ/ΔT,

(58)

где С - теплоемкость почв, Дж/(г•град); Q - количество теп-

лоты в почве, Дж/г; Т - температура почв, °С.

Различают три вида теплоемкости почв - удельную, объем-

ную и эффективную.

Удельная теплоемкость почвы (С) характеризуется количест-

вом теплоты, необходимым для нагревания или выделяемым при

охлаждении единицы массы

(1 г) абсолютно сухой почвы на

1°С в интервале температур от 14,5 до 15,5°С.

Объемная теплоемкость почвы (С_v) численно равна количест-

ву теплоты, необходимому для нагревания или выделяемого при

охлаждении единицы объема

(1 см³) сухой почвы на

1° в том

же интервале температур. Пересчет удельной теплоемкости в

объемную необходим при исследовании процессов поступления и

перераспределения тепловой энергии в пределах почвенного

профиля. Так как сложение почв в целом и различных генети-

ческих горизонтов разное, то и соотношение между С и C

су-

щественно изменяется. В рыхлых, хорошо оструктуренных почвах

удельная теплоемкость выше объемной; в плотных, слитых поч-

вах С_v значительно больше С. Удельная и объемная теплоемко-

сти связаны между собой отношением

=Cς,

(59)

где ς - плотность почвы, г/см³.

Удельная и объемная теплоемкости характеризуют физиче-

ские свойства почв в стандартных, жестко ограниченных состоя-

ниях и определяются минералогическим и гранулометрическим

составом почв, содержанием органического вещества, характе-

ром их сложения и оструктуренности. Ниже приведена теплоем-

231

кость некоторых типов почв и их основных составляющих частей,

Дж/(г•град):

Объект

Песок кварцевый . . .

0,82-0,83

Вода связанная

2,93-4,12

Глина

0,96-0,98

Вода свободная

4,12

Воздух

1,02

Чернозем

0,96

Торф

1,99-2,09

Серозем

0,91

Лед

2,09

Краснозем

1,04

В естественных условиях теплоемкость почв существенным обра-

зом отличается от стандартных параметров, что связано с разли-

чиями в уровнях увлажнения. Изменение теплоемкости почв в

зависимости от влажности рассчитывается по формуле, предло-

женной П. И. Андриановым (1936):

С = 0,2x + 0,7у + (W - у),

(60)

где х - содержание минеральных частиц,

%; у- содержание

прочно связанной воды, %; W - влажность почвы, %.

Теплоемкость почвы, характеризующаяся суммарным коли-

чеством теплоты, идущим на изменение температуры единицы

массы почвы и фазовые превращения (испарение и конденсация

влаги, кристаллизация и таяние льда, сорбция и десорбция га-

зов, т. е. процессы, сопровождающиеся выделением или поглоще-

нием теплоты), называется эффективной теплоемкостью.

По характеру теплоемкости почв их можно подразделить на

почвы холодные и теплые. Глинистые почвы более теплоемки,

нагреваются медленнее и считаются холодными, песчаные -

теплыми. Почвы, богатые органикой, более теплоемки и холоднее

минеральных. Хорошо оструктуренные почвы с высоким содержа-

нием почвенного воздуха холоднее слитых. Влажные почвы более

теплоемки и холоднее, чем сухие.

Теплота, поступающая на поверхность почв, под действием

создаваемого градиента температур перераспределяется в поч-

венном профиле. Процесс переноса теплоты называется тепло-

обменом, а свойство почв передавать энергию путем теплового

взаимодействия соприкасающихся между собой твердых, жидких

и газообразных частиц называется теплопроводностью.

Теплообмен рассчитывается по уравнению термодиффузии:

-λ

dT/dz

Sdt,

(61)

где Q - поток тепловой энергии, Дж, через площадь сечения S,

см²; t - время, с; Т - температура различных слоев почвы,

град; z - глубина слоев почвы, см; λ - коэффициент теплопро-

водности, Дж/(см•с•град). Знак «минус» означает перенос

теплоты в сторону убывания температуры.

Теплопроводность почв оценивается коэффициентом тепло-

232

проводности, который является эмпирической величиной, харак-

терной для каждой почвенной разности и каждого генетического

горизонта. Так как теплопроводность составных частей почвы

колеблется в широких пределах, коэффициент теплопроводности

их является интегральной, динамичной величиной. Ниже приве-

ден коэффициент теплопроводности некоторых составных частей

почв, Дж/(см•с•град):

Вещество

Теплопровод-

Вещество

Теплопровод-

ность

Воздух

0,000210

Кварц

0,00984

Торф

0,001107

Базальт

0,02132

Вода

0,005866

Гранит

0,03362

Лсд

0,020950

Наименьшую теплопроводность имеет почвенный воздух,

наибольшую - минеральные частицы. Компактные, плотные

почвы имеют большую теплопроводность, чем рыхлые, хорошо

оструктуренные. Накопление значительного количества органи-

ческого вещества в поверхностных горизонтах препятствует

передвижению теплоты, поэтому сильно заторфованные почвы

северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты

и продвижению ее в более южные широты. В то же время некото-

рые мероприятия, направленные на регулирование температурно-

го режима почв (снегозадержание, мульчирование), снижают

теплопроводность и предохраняют посевы от вымерзания.

Коэффициент теплопроводности (λ) почв увеличивается по

мере их увлажнения, так как теплопроводность воздуха в 30 раз

меньше теплопроводности воды и подчиняется закону насыще-

ния:

λ=aebW+C,

(62)

где а, в, с - эмпирические коэффициенты, различные для разных

типов почв; W- влажность почв, %; е - основание натурально-

го логарифма.

Рост теплопроводности с увлажнением почв особенно заметен

в диапазоне низкого влагосодержания. В дальнейшем, по мере

увеличения содержания воды, нарастание λ снижается и в диапа-

зоне влажности, соответствующей общей влагоемкости, изменя-

ется мало. Этот факт очень важен для создания оптимального

температурного режима, так как сухие поверхностные слои почв

южных территорий страны (температура поверхности южных

черноземов летом в полуденные часы достигает

40-50°С, а

поверхность песков в Каракумах - 70-80°С) являются свое-

образным экраном, предохраняющим внутренние слои почвы от

перегрева.

Интенсивность изменения температуры почв характеризуется

коэффициентом температуропроводности, частным от деления

коэффициента теплопроводности на объемную теплоемкость:

k=λ/C

или

k=λ/C

(63)

233

Коэффициент температуропроводности представляет собой

изменение температуры

1 см³ почвы, вызванное поступлением

в него некоторого количества теплоты, протекающего за

1 с

через поперечное сечение

1 см² при градиенте температур

1°/1 см, и выражается в см²/с.

Температуропроводность зависит от структуры и сложения

почв и определяет глубину суточных и годовых колебаний темпе-

ратуры в них.

Степень аккумуляции теплоты почвой характеризуется тепло-

усвояемостью почвы (β), которая находится расчетным путем

по формуле, предложенной А. Ф. Чудновским (1959):

β =(λC_v)^0.5.

(64)

13.4. Тепловой баланс почвы

В почве постоянно существуют градиенты температур, поэто-

му всегда идет теплообмен как с атмосферой, так и с нижеле-

жащими слоями. Летом и днем температурный поток направлен

в глубь почвенного профиля, осуществляется нагревание почв;

зимой и ночью - к поверхности - охлаждение. Совокупность

всех видов поступления и расхода теплоты в почвах в их коли-

чественном выражении за определенный промежуток времени

записывается в форме уравнения теплового баланса. В общем

виде это уравнение выглядит так:

A = B + F,

(65)

где А - теплообмен почвы с деятельной поверхностью по верти-

кали; F - теплообмен с окружающим пространством по горизон-

тали; В - алгебраическая сумма изменения теплосодержания за

данный период времени и затрат теплоты на фазовые переходы.

Так как для среднего многолетнего периода приход и расход

теплоты в почве равны между собой, a F можно пренебречь, то

А = В.

Тепловой баланс собственно почв можно рассчитывать лишь

на полях, не занятых растительностью. На естественных ценозах

и полях, занятых сельскохозяйственными культурами, определя-

ют тепловой баланс деятельной поверхности, под которой пони-

мается поверхность, где происходит трансформация лучистой

энергии солнца.

Уравнение теплового баланса деятельной поверхности имеет

вид

R = LE + G + A,

(66)

где R - радиационный баланс, т. е. сумма поступающей к по-

верхности почв солнечной энергии - прямая, рассеянная и

длинноволновая радиация - и оттекающей - отраженная и из-

214

лученная; LE - затраты теп-

лоты на эвапотранспирацию

(L - скрытая теплота испа-

рения; Е

- интенсивность

эвапотранспирации); G

затраты теплоты на турбу-

лентный обмен в атмосфере;

А - теплообмен между дея-

Рис.

43. Суточный ход элементов тепло-

тельной поверхностью и ни-

вого баланса типичного чернозема Ка-

жележащими слоями.

менной Степи на паровом поле (а) и по-

Баланс считается поло-

ле озимой пшеницы (б) (по И. Б. Реву-

ту,

1972):

жительным, если он харак-

теризует приход теплоты к

деятельной поверхности, при

этом все остальные величины характеризуют расход теплоты.

Радиационный баланс имеет суточный и годовой ход. Наиболь-

шая часть поступающей в экосистему энергии расходуется на

транспирацию и испарение воды из почвы (рис.

43). Кроме

постоянно действующих статей теплового баланса существуют

статьи, эпизодически действующие. Например, температура осад-

ков или поливных вод отличается от температуры поверхности

почв и вносит коррективы в балансовые расчеты. Так же изме-

няют характер распределения элементов теплового баланса

фазовые переходы (испарение, замерзание воды, растворение,

дегазация и сорбция газов).

В вегетационном цикле изменения элементов теплового ба-

ланса максимальная доля энергии приходится на поток теплоты

в почву (А) и на затраты на эвапотранспирацию (LE).

Глава четырнадцатая

ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

Ряд процессов, протекающих в почвах, определяется их фи-

зико-механическими свойствами, которые проявляются при

воздействии внешних нагрузок и подразделяются на деформа-

ционные, прочностные и реологические.

Деформационные свойства характеризуют поведение почв

при нагрузках, не приводящих к их механическому разрушению.

К ним относятся сжимаемость, просадочность, консолидация

(уплотнение).

Прочностные свойства характеризуют поведение почв при

нагрузках, вызывающих их разрушение

- сдвиг, разрыв.

Реологические свойства характеризуют поведение почвы под

давлением во времени. К ним относятся вязкость, пластичность,

тиксотропность.

Понятие «физико-механические свойства» в почвоведении

имеет более широкий диапазон применения, чем в механике,

235

геологии, грунтоведении Соответственно к физико-механическим

свойствам в почвоведении относят также набухание, усадку,

липкость, т. е. свойства высокодисперсных систем, проявляющие-

ся без механических воздействий со стороны

Изучение физико механических свойств почв важно не только

с позиций понимания механизмов физических процессов, протека

ющих в них, но имеет большое прикладное значение для сельского

хозяйства Физико-механические свойства определяют условия об

работки почв, дают возможность получить количественные оцен-

ки энергетических затрат на их обработку и выбрать оптималь-

ные сроки полевых работ, при которых в наименьшей степени

деформируются почвы и обработка производится с наименьшими

затратами горючего

14.1. Деформационные свойства почв

Сжимаемость почв под нагрузкой происходит при их меха-

нической обработке Особенно остро необходимость изучения

этого вопроса стоит в настоящее время, когда на полях использу-

ется тяжелая сельскохозяйственная техника и происходит актив-

ное уплотнение поверхностных горизонтов почв Сжимаемость

почв определяется их минералогическим и гранулометрическим

составом, характером порозности и трещиноватости, острукту-

ренностью почв и прочностью структуры, сложением и ориента-

цией глинистых частиц, их размером и формой, влажностью

почв и гидрофильностью коллоидной фракции Присутствие

в почвах минералов монтмориллонитовой группы и высокое

содержание органических веществ обусловливают возможность

их значительного уплотнения при внешних нагрузках Высокая

исходная пористость почв служит показателем возможности

достаточно большого уплотнения почв при обработке ее тяжелой

техникой

Сжимаемость почв приводит к уменьшению общей пороз-

ности, изменениям размеров и форм пор, размеров и форм струк-

турных отдельностей Опытами установлено, что сжимаемость

вызывает переориентацию тонкодисперсных минеральных частиц,

в результате чего они приобретают более совершенную ориента

цию В И Муравьевым в

1962 г был предложен показатель

ориентированности, который определяется по уравнению (в %)

c=(l-I

)•100,

(67)

min

max

где Imin - световой поток при угасании кристаллов, Imax - свето

вой поток при их просветлении С = 1 0 0 % для совершенной

ориентации частиц, С = 0 для хаотической Наиболее совершен-

ную ориентацию, даже при малых давлениях, приобретает каоли-

нит

Сжимаемость характеризуется коэффициентом уплотнения

236

Рис. 44. Коэффициент уплотне-

Рис.

45. Просадка почвы на орошаемых

ния для спрямленного участка

полях:

компрессионной кривой (обозна-

а - разбрызгиватели оросительных агрега-

чения в тексте)

тов; б - зона увлажнения; в - зона просадки

), см²/кг, который в зоне невысоких давлений, отмечаемых

в почвенных горизонтах, равен тангенсу наклона компрессионной

кривой (рис. 44) и выражается как

ak=tga=ΔP/ΔPg,

(68)

где Р - коэффициент пористости,

%; Р_g - давление нагрузки,

кг/см².

Сжимаемость почвы - не полностью обратимая деформация.

При многократных нагрузках компрессионная кривая имеет вид

петли, что обусловлено разрушением структурных связей и на-

коплением остаточной деформации. Максимальная остаточная

деформация будет соответствовать особенностям физических и

химических свойств конкретных почв и дает возможность про-

гнозировать минимальную порозность при различных обработках

в реальных условиях, т. е. максимально возможное уплотне-

ние их.

Частным случаем проявления сжимаемости почв и грунтов

является просадочность. Просадкой называется понижение по-

верхности почв в результате уменьшения их пористости и раст-

ворения содержащихся в них солей при замачивании. С этим

явлением связывают такие формы рельефа, как степные блюдца,

поды. Особенно существенны просадки на лёссовых почвогрун-

тах при введении их в орошаемое земледелие, что объясняется

высокой пористостью пород, малой гидрофильностью, выносом

легкорастворимых солей, являющихся «клеющими» веществами

для их структуры. Просадочность почв и грунтов может в не-

которых случаях создавать значительную ирригационную пестро-

ту микрорельефа на орошаемых массивах (рис. 45), что вызы-

вает перераспределение поливных вод на поверхности поля,

создает мозаику увлажнения и может привести к формированию

комплексности почвенного покрова. Все это усложняет обработку

почв и сельскохозяйственную эксплуатацию орошаемых площа-

дей, создает пестроту посевов, снижает эффективность оро-

шения.

237

14.2. Прочностные свойства

Связность характеризует способность почвы оказывать сопро-

тивление разрывающему усилию, стремящемуся разъединить ме-

ханические элементы, т. е. определяет свойство взаимного сцеп-

ления частиц почв. Выражается она в кг/см². Связность необ-

ходимо учитывать при оценке таких важных производственных

характеристик почвы, как удельное сопротивление, сцепление.

Этот показатель характеризует прочность структуры, что также

важно знать при оценке мелиоративных характеристик почв.

Связность зависит от гранулометрического и минералогиче-

ского состава почв, количества и состава клеющих компонентов,

обменных оснований, содержания органического вещества, влаж-

ности. Обусловлена она явлениями адсорбции, когезии, цемента-

ции. Наибольшей связностью обладают почвы, имеющие в своей

основе монтмориллонитовые глины. По мере облегчения грану-

лометрического состава почв и увеличения доли в них каолинита

прочность структурных связей снижается, уменьшается и их

связность. Оструктуривание почв, увеличивая прочность отдель-

ных агрегатов, в целом уменьшает связность почв, облегчает

их обработку, оптимизирует развитие корневых систем. Увели-

чение концентрации электролитов в почвенном растворе спо-

собствует коагуляции и снижает связность почв. В то же время

присутствие соды и увеличение доли натрия в почвенном погло-

щающем комплексе способствуют пептизации частиц и увеличе-

нию связности почв. Этим обусловлена высокая связность солон-

цов и многих слитых почв.

В наибольшей степени на связность почв оказывает влияние

содержание в них воды. Монтмориллонитовые почвы при естест-

венной влажности имеют связность порядка

10-50 кг/см², при

сильном иссушении она увеличивается до 200-250 кг/см². Та-

ким образом, максимальная связность характерна для сухих

слитых почв. Связность в них определяется явлениями коге-

зии - слипанием однородных по своей химической природе час-

тиц за счет непосредственного взаимодействия их поверхностей,

обусловленного энергией поверхностного натяжения при дегидра-

тации.

Влияние органического вещества на связность почв двояко.

Гумус увеличивает связность песчаных почв и снижает у гли-

нистых за счет увеличения их агрегированности и снижения

площади соприкосновения.

С прочностью сцепления почвенных частиц тесно связана

твердость почв. Твердостью называется свойство почвы в естест-

венном залегании сопротивляться сжатию и расклиниванию. Из-

меряется твердость при помощи твердомеров и выражается в

кг/см². При одной и той же плотности твердость ненабухающих

почв в зависимости от влажности может существенно меняться.

Твердость почв обусловлена теми же характеристиками, что и

связность (минералогией, дисперсностью, наличием электроли-

238

тов, составом обменных оснований, содержанием гумуса, влаж-

ностью). Она оценивается уже при полевом описании. При этом

выделяются следующие градации: рыхлая, рыхловатая, уплот-

ненная, твердая, очень твердая почва. Твердость почв изменяет-

ся в очень широких пределах: от 5 до 60 кг/см² и выше

(табл. 45). Самой большой твердостью в сухом состоянии харак-

теризуются слитые почвы и солонцы. Оценивая твердость гене-

тических горизонтов как наиболее твердые, можно выделить со-

лонцовые, слитые, иллювиальные горизонты, плужную подош-

ву, почвенные коры.

Т а б л и ц а 45. Твердость различных почв

Почва

Гранулометрический

Влажность,

Твердость,

состав

кг/см²

Серая лесная

Супесь

7-10

25-20

Дерново-подзол истая

Легкий суглинок

20-30

18-13

Чернозем типичный

Суглинок

20-25

25-20

Чернозем обыкновенный

Тяжелый суглинок

20-25

40-30

13-16

65-60

Солонец

Легкая глина

6,2

87,3

Твердость почв определяет тяговое усилие сельскохозяйст-

венных орудий. Сила тяги, отнесенная к единице рабочей пло-

щади обрабатывающего орудия, называется удельным сопротив-

лением. Удельное сопротивление определяется как

K=P/аб, (69)

где Р - сила тяги, кг; а - глубина пахоты, см; б - ширина за-

хвата плуга, см.

Удельное сопротивление почв резко повышается с уменьше-

нием и увеличением их влажности, становясь минимальным в

некотором оптимальном диапазоне влажности, характерном для

каждой почвы (рис. 46). При снижении влажности резко уве-

личивается твердость почв, растет их удельное сопротивление,

увеличиваются энергетические затраты на обработку. При увели-

чении влажности увеличивается липкость почв, растет сила

сцепления почвенных частиц с поверхностью обрабатывающих

орудий, что также приводит к увеличению удельного сопротив-

ления. При повышенной влажности не происходит крошения поч-

вы и образования агрономических ценных агрегатов, происходит

заглыбление почв. Обработка сухих почв распыляет почву, что

снижает их противоэрозионную стойкость и существенно ухуд-

шает поверхностные свойства. Удельное сопротивление чернозе-

мов в диапазоне оптимальной влажности, по данным А. Ф. Про-

нина, колеблется в пределах 0,25-0,64 кг/см² (табл. 46). Удель-

ное сопротивление почв в естественных условиях имеет диапазон

от 0,2 до 1,2 кг/см2.

239

Удельное сопротивление почв

в диапазоне влажности 30-70%

от общей влагоемкости находится

в прямой зависимости от их твер-

дости Это позволяет в расчетах

использовать показатели твердос-

ти почв, так как определение

удельного сопротивления доволь-

но сложный процесс

14.3. Реологические

Рис

46 Зависимость удельного со-

свойства

противления дерново-подзолистой

почвы от ее влажности (по П. У. Бах-

Одним из главных реологиче-

тину)

ских свойств почв является их

1-экспериментальная

кривая

2 -

пластичность

Пластичностью

расчетная кривая

называется способность почв ме-

нять свою форму (деформироваться) под действием внешних сил

(без разрывов и трещин) и сохранять полученную форму после

прекращения механического воздействия Пластичность опреде-

ляет консистенцию почвы - степень подвижности слагающих

почву частиц под влиянием механического воздействия при раз-

личной влажности. Выделяют несколько форм консистенции:

а) твердая - почва имеет свойства твердого тела, не пластична;

б) полутвердая - переходное состояние между твердым и плас-

тичным телом; в) вязкопластичная - почва обладает пластич-

ностью, но не прилипает к другим телам; г) липкопластичная -

почва обладает пластичностью и прилипает к другим телам;

д) вязкотекучая - почва в состоянии растекаться толстым сло-

ем; е) жидкотекучая - почва может растекаться тонким слоем.

В обычных условиях для почв характерны четыре первые формы

консистенции. Однако в некоторых почвах с сильным переувлаж-

нением в отдельные периоды наблюдаются и текучие состояния.

Они определяют подвижность (ползучесть) почв - способность

ее в переувлажненном состоянии течь под влиянием собственной

массы Текучесть почв активно проявляется в тундре, а также

на склонах в зонах выклинивания грунтовых вод При этом

создаются специфические солифлюкционные формы рельефа

Частный случай текучести - тиксотропность, когда переувлаж-

ненные почвы приобретают текучесть при механическом воздей-

ствии и снова переходят в твердое состояние в покое Подобное

явление обусловливает высокую уязвимость тундровых ландшаф-

тов, когда даже при небольших механических воздействиях про-

исходит сползание тиксотропных масс по водоупорам и на по-

верхность выходят мерзлые неплодородные грунты Определен-

ное влияние оказывает текучесть (ползучесть) и на развитие

эрозионных процессов на склонах

Условными характеристиками консистенции почв являются

240

константы Аттерберга: I) верхний предел пластичности, или

предел текучести, - массовая влажность почв, при которой стан-

дартный конус под действием собственной массы

(76 г) погру-

жается в почвенный образец на 10 см; 2) нижний предел плас-

тичности - граница между полутвердым и пластичным состоя-

нием почвы - массовая влажность, при которой образец можно

раскатать в жгут диаметром в 3 мм без образования разрывов

и трещин;

3) число пластичности - разность между числовым

выражением верхнего и нижнего пределов пластичности. Число

Таблица 46. Удельное сопротивление черноземов

Гранулометрический состав

Число опреде-

Варьирование

Удельное сопро-

почв

лений

влажности,%

тивление, кг/см²

Супесчаные

7-22

0,30

Легкосуглинистые

152

12-22

0,33

Среднесуглинистые

190

14-23

0,36

Тяжелосуглинистые

140

15-26

0,50

Глинистые

16-26

0,64

пластичности показывает диапазон влажности, в котором прояв-

ляются пластичные свойства почв.

Пластичность определяется гранулометрическим составом

и формой слагающих почву частиц. Пластичность глин вдвое

больше пластичности суглинков и втрое больше пластичности

супесей. Пески практически непластичны. Числа пластичности

для них соответственно равны 35-40,

10-20, 5-10 и 0. Наи-

большей пластичностью обладают набухающие частицы пластин-

чатой и чешуйчатой формы. При прочих равных условиях почвы,

имеющие в илистой фракции монтмориллонитовые минералы,

всегда будут более пластичны, чем почвы с преобладанием

каолинита.

Пластичность зависит от состава поглощенных оснований,

так как они определяют степень гидратации почв. Увеличение

содержания солей в почвенном растворе уменьшает толщину

диффузионного слоя, снижает число пластичности. Таким обра-

зом, показатели консистенции почв могут дать информацию о

гидрофильности глинистой фракции, которая определяется как

Kn=W/M,

(70)

где К

- коэффициент гидрофильности; W

- верхний предел

пластичности,

%; М

- содержание илистой фракции в почве,

°/

^/о- Кроме того, Ф. Скелптоном (1953) предложен показатель

коллоидной активности (К

), равный:

Кр = М_р/М_с.

(71)

где М

- нижний предел пластичности.

241

Оба эти показателя приобретают особую ценность при изу-

чении изменений свойств почв в процессе сельскохозяйственной

деятельности, так как они отражают суммарный эффект измене-

ния их дисперсности, минералогии, степени засоления, состава

обменных оснований, агрегированности, гидрофильности.

С пластичностью почв связана их вязкость - внутреннее

трение, возникающее при «течении» почвы. Вязкость почв следу-

ет изучать при исследовании эрозионных процессов, а также при

расчетах производственных характеристик, связанных с обработ-

кой почв.

Липкость - свойство дисперсионных систем прилипать к по-

верхности различных тел. Липкость почв количественно характе-

ризуется усилием в ньютонах, необходимым для отрыва металли-

ческой пластинки от поверхности почвы, и выражается в Н/см².

Проявляется липкость лишь во влажном состоянии, что обус-

ловлено силами молекулярного сцепления, возникающими на

границах раздела между минеральными частицами, тонким слоем

воды и поверхностью соприкасающегося предмета. Таким обра-

зом, решающая роль в проявлении липкости принадлежит

слабосвязанной воде, и это свойство называется адгезией, а

слой воды называется адгезионным слоем.

Свойства адгезионного слоя, его мощность и химический сос-

тав в значительной мере обусловливают характер и интенсив-

ность поверхностных явлений, определяющих липкость почв.

Большое влияние на формирование адгезионного слоя оказы-

вает минералогический состав почв, так как он определяет ко-

личество связанной воды. Например, липкость смектитов при

равной степени диспергации вдвое выше липкости гидрослюд

и в пять раз выше липкости каолинита. Также повышает лип-

кость почв высокое содержание органических веществ (липкость

черноземов).

Резко изменяет адгезионные свойства почв состав обменных

оснований. Внедрение в почвенный поглощающий комплекс одно-

валентных катионов вызывает диспергацию коллоидных частиц

и значительно увеличивает липкость почв. При исследовании

влияния различных катионов на липкость каштановых почв

П. И. Шаврыгиным был получен следующий убывающий ряд:

Na⁺ > NH₄₊ > К⁺ > Mg²⁺ > Са²⁺ > Н⁺ > Fe²⁺ > Al³⁺

Увеличение в почвах веществ с положительной адсорбцией

(коагулянтов) уменьшает их липкость, с отрицательной - уве-

личивает.

Липкость почв тесно связана с гранулометрическим составом,

оструктуренностью почв, их сложением. Все это определяет ха-

рактер и свойства поверхности раздела почва - плоскость пред-

мета. Диспергирование на любом уровне увеличивает площадь

внутренней поверхности, усиливает гидрофильность почв, вызы-

вает рост ее липкости. Так, липкость (в Н/см²) песков и супесей

(при прочих равных условиях) равна

0,2-0,3, покровных суг-

242

линков - 0,6, глин 5-6, мине-

ральных частиц менее 1 ммк -

10-11.

Обесструктуривание

почв, нарушение их сложения

также увеличивают липкость.

Липкость почв в наиболь-

шей степени определяется их

влажностью, поэтому основны-

ми показателями липкости яв-

ляются: а) влажность началь-

ного прилипания (W₀); б) влаж-

ность максимального прилипа-

Рис.

47. Зависимость липкости почвы

ния (W_max); в) влажность мак-

от влажности:

симальной липкости (L). Кри-

/ - влажность начального прилипания;

вые зависимости липкости от

2 - влажность максимального прилипа-

ния; 3- максимальное прилипание

влажности имеют определенный

вид (рис. 47), однако значения V₀, W_max и L для разных почв раз-

личны. Липкость, обусловливая связь между отдельными почвен-

ными частицами, играет важнейшую роль в образовании макро-

структуры.

Липкость определяет такое важное производственное свойст-

во почв, как их физическая спелость. Физическая спелость

почв определяется уровнем увлажнения, при котором исчезает

способность почвенных частиц прилипать к сельскохозяйствен-

ным орудиям, но возникает способность самоагрегироваться.

Нижний предел физической спелости для разных почв различен,

следовательно, липкость почв определяет оптимальные сроки

и условия проведения полевых работ на конкретных почвенных

разностях. Раньше всех достигают состояния физической спе-

лости почвы легкого гранулометрического состава и гумусиро-

ванные черноземы.

Большое значение для характеристики липкости почв имеют

такие внешние по отношению к ним факторы, как мощность

и масса сельскохозяйственных орудий, быстрота их движения на

поле, состояние их поверхности, материал, из которого изго-

товлены режущие части. Учет почвенных и внешних факторов,

определяющих прилипание почв, является важным резервом эко-

номии энергетических ресурсов при планировании и проведении

полевых сельскохозяйственных работ.

Набухание - это увеличение объема почвы или ее отдель-

ных структурных элементов при увлажнении. В основе набуха-

ния лежит свойство коллоидов сорбировать воду и образовывать

гидратные оболочки вокруг минеральных и органических частиц,

раздвигая их. Чем больше внутренняя поверхность почвенной

массы, чем больше водоудерживающая способность почвенных

частиц, тем более мощную пленку они могут создавать вокруг

себя, тем больше набухаемость такой системы. Однако основная

роль в набухании почв принадлежит не столько дисперсности

минеральной основы, сколько ее минералогическому составу.

243

Трехслойные минералы с подвижной кристаллической решеткой

обусловливают не только поверхностную сорбцию воды, но и

поступление ее в межпакетные пространства. При этом расстоя-

ние между пакетами может увеличиваться от 0,96 до 2,14 мкм,

т. е. объем может возрастать вдвое.

Процесс, обратный набуханию, называется усадкой. Он ха-

рактеризуется уменьшением объема почв при их высыхании и

дегидратации.

Способность почв к набуханию (усадке) характеризуется

следующими параметрами:

1) степенью набухания (усадки), измеряемой по изменению

объема образца почвы при увлажнении (высыхании) и выра-

жаемой в процентах от исходного объема:

V_наб=(V₁-V₂)/V₂•100;

V_yc=(V₁-V₂)/V₁•100,

(72)

где V₁ - объем влажной почвы; V₂ - объем сухой почвы;

2) влажностью набухания - влажность в процентах, при ко-

торой прекращается набухание. Влажность набухания зависит

от исходной влажности почвы, чем она ниже, тем выше влаж-

ность набухания, тем больше степень набухания. Следовательно,

переосушение почв увеличивает амплитуду объемных изменений,

связанных с набуханием и усадкой, что вызывает увеличение

давления набухания;

3) давлением набухания, которое появляется в почве при не-

возможности или ограниченности объемных деформаций внутри

почвенного профиля. Оно может быть измерено с помощью внеш-

ней нагрузки и равно силе, при которой не будет происходить

изменения объема при увлажнении. Между степенью и давле-

нием набухания существует прямая зависимость;

4) деформационными напряжениями, возникающими в почве

при иссушении и способствующими образованию трещин на

поверхности почв и структурных отдельностей.

Набухание и усадка в той или иной степени наблюдаются

во всех почвах, но в наибольшей степени они характерны для

слитых почв и солонцов, что и определяет их крайне неблаго-

приятные физические свойства. Высокая набухаемость слитых

смектитовых почв является диагностическим признаком и создает

их специфический облик и структуру. Высокие давления, появ-

ляющиеся внутри почвы при их увлажнении и набухании, при-

водят к выпячиванию массы почв и образованию кочковатого

микрорельефа - гильгаи. При высыхании напряжения разрыва

вызывают растрескивание почв и образование массивных слитых

тумб и глыб, очень плотных и твердых. Глубокая трещинова-

тость способствует перемешиванию почвенной массы (частицы с

поверхности падают в трещины) и приводит к формированию

мощного, но недифференцированного профиля.

Дисперсность и высокое содержание в почвах гидрофильных

смектитовых коллоидов, насыщенных натрием, отмечаемые в со-

244

лонцах и солонцовых горизонтах, вызывают те же эффекты на-

бухания и усадки и обусловливают образование плотной, глы-

бистой, трещиноватой структуры. Коллоидные частицы, насыщен-

ные натрием, по данным К. К. Гедройца, могут поглощать воды

до 1000%. Набухание почв увеличивается и с увеличением ем-

кости катионного обмена в щелочной среде. Насыщение почвен-

ного поглощающего комплекса двух- и трехвалентными катио-

нами снижает набухаемость (усадку) и улучшает физические

свойства почв.

Набухание (усадка) связано также с содержанием в почвах

солей. Увеличение количества электролитов способствует коагу-

ляции коллоидов и снижает набухаемость почв, вымывание со-

лей диспергирует почву и повышает их набухаемость.

Органическое вещество играет двоякую роль в процессах

набухания - усадки. Сами по себе гумусовые кислоты - очень

гидрофильные коллоиды, следовательно, они должны обусловли-

вать высокую набухаемость почв. Это и наблюдается в том слу-

чае, если они диспергированы и насыщены натрием. В других

почвах, там, где хорошо развита агрегированность почв, гуму-

совые вещества, обволакивая структурные отдельности, препятст-

вуют проникновению воды в агрегаты и тем самым препятству-

ют набуханию минеральной основы.

В процессе почвообразования очень важны циклы набуха-

ния и усадки, связанные с циклами увлажнения - иссушения.

Однако в зависимости от амплитуды процесса они играют двоя-

кую роль. При малых амплитудах они способствуют формиро-

ванию мелкокомковатой структуры, вызывая растрескивание

почв по мере их иссушения, способствуют самомульчированию

поверхности почв, разрушают почвенные корки, способствуя

улучшению водно-воздушных свойств почв. При больших ампли-

тудах увлажнения циклы набухания и усадки, многократно пов-

торяемые в естественных условиях и при орошении, способст-

вуют разрушению структуры почв. Это связано с переориента-

цией и переупаковкой частичек минеральной основы, которая

становится более упорядоченной, более плотной. Кроме того,

большая амплитуда циклов набухания и усадки, разрушая

структурные связи, увеличивает степень набухания почв и давле-

ние набухания. По данным Д. С. Горячевой, после многократ-

ного увлажнения - иссушения набухаемость глин увеличилась

с 8 до 16%, а давление набухания возросло с 5 до

10 Н/см².

Физико-механические свойства почвы важно учитывать при

различных видах использования почв и почвенного покрова: при

механической обработке почвы в земледелии, при использова-

нии почв в качестве основания для сооружений, при дорожном

и аэродромном строительстве, при использовании почвы в ка-

честве строительного материала, в гидротехнике при строитель-

стве каналов и водохранилищ, при гидротехнической мелиора-

ции почв (ирригация и дренаж) и т. д. Благоприятные физико-

механические свойства способствуют удешевлению всех видов ис-

245

пользования почв, в то время как неблагоприятные могут су-

щественно удорожить его и в ряде случаев сделать невозмож-

ным. Их необходимо учитывать при проектировании и произ-

водстве сельскохозяйственных машин, дорожно-строительных

машин и другой техники Изучением физико-механических

свойств занимается особый раздел почвоведения - механика

почв; изучаются они и в грунтоведении и инженерной геологии

Глава пятнадцатая

ПЛОДОРОДИЕ ПОЧВ

15.1. Понятие о почвенном плодородии

Неотъемлемым специфическим свойством почвы как природ-

ного тела является ее плодородие. От него зависит жизнь на

Земле растений и животных, а также человека. Неудивительно,

что в древние времена плодородие почвы люди обожествляли

как солнце, огонь и воду: в Древнем Египте богиней плодородия

почвы была Изида, а в Древнем Риме - Прозерпина Еще в

IV в. до н. э. в Китае выделяли почвы с разными свойствами

(«белые», «синие», «желтые»), обладающие «высоким», «сред-

ним» и «низким» уровнем плодородия. О плодородии почв пи-

сали трактаты философы, писатели и поэты античной Греции

и Рима (Аристотель, Феофраст, Лукреций, Вергилий, Колумел-

ла, Плиний и др.) Делались попытки определить истоки плодо-

родия почвы, обсуждались вопросы «старения» и «истощения»

земли, давались советы, какие почвы как лучше использовать

Различия в уровне плодородия разных почв учитывались при ис-

числении земельных налогов и податей, при продаже и оценке

земли, особенно в эпоху феодализма и капитализма. В XVIII-

XX вв. социально-экономическое значение плодородия почвы ста-

ло предметом особого внимания ряда ученых экономистов и

социологов.

По мере накопления сведений о почве и развития естество-

знания и агрономии менялось и представление о том, чем обус-

ловлено плодородие почвы В самые древние времена его объ-

ясняли наличием в почве особого «жира» или «растительных

масел», «солей», порождающих все «растительное и животное»

на Земле, затем - наличием в почве воды, перегноя (гумуса)

или элементов минерального питания и, наконец, плодородие

почвы стали связывать со всей совокупностью свойств почвы

в понимании генетического докучаевского почвоведения Меня-

лось и определение самого понятия «плодородие почвы». В то

время, когда была распространена «гумусовая» теория питания

растений (А. Теер,

1830), под плодородием почвы понимали

способность ее обеспечивать растения перегноем, а несколько

позже сторонники минерального питания растений (Ю. Либих,

246

1840) - способность почвы обеспечивать растения всеми мине-

ральными элементами.

В современной научной литературе широко распространено

определение плодородия почвы, данное академиком В. Р. Виль-

ямсом (1936). Согласно В. Р. Вильямсу, под плодородием почвы

понимается ее способность непрерывно обеспечивать растения

одновременно водой и элементами питания. Тепло и свет, необ-

ходимые растениям, рассматриваются им как космические фак-

торы. Однако в настоящее время плодородие почвы понимается

шире. Рыхлые горные породы тоже способны удерживать влагу

и содержат элементы питания растений, но семена растений,

попавшие на обнаженную породу, так же как и в воду, если и

прорастают, то не образуют нормально развитого растения и его

популяций.

Растения кроме воды и элементов корневого питания нуж-

даются в свете, тепле и кислороде, а зеленым частям растений

необходима еще и углекислота. Почва - биокосное тело приро-

ды, в состав которого входят многочисленные живые микроор-

ганизмы. Они играют важную роль в мобилизации элементов

питания растений и в снабжении их углекислотой, а продукты

жизнедеятельности микроорганизмов, кроме того, оказывают не-

посредственное угнетающее или стимулирующее действие на рас-

тения - влияют на плодородие почвы. Солнечное тепло опре-

деляет тепловой режим почвы, т. е. один из важнейших факто-

ров роста растений и элемент плодородия почвы, влияет на

процессы испарения почвенной влаги, на скорость и направле-

ние сложных химических и физико-химических реакций на мо-

лекулярном уровне. Солнечный свет определяет возникновение и

интенсивность фотохимических реакций в почве, причем наблю-

дается высокая фотохимическая активность солнечного излуче-

ния по отношению к почвенному гумусу. Установлена тесная

зависимость накопления в почве ряда аминокислот от прямой

солнечной радиации.

Таким образом, почва как материнский организм использует

энергию солнца, вещества и элементы питания окружающей сре-

ды, трансформирует их в процессе сложных био-физико-хими-

ческих процессов и обеспечивает растения всем необходимым.

Соответственно под плодородием почвы понимают способность

почвы обеспечивать рост и воспроизводство растений всеми не-

обходимыми им условиями (а не только водой и элементами

питания).

15.2. Категории почвенного плодородия

К. Маркс в «Капитале» различал три категории плодородия

почвы: естественное, или природное, искусственное, или эффек-

тивное, и экономическое.

Естественное, или природное, плодородие определяется свой-

247

ствами природных почв, формирующимися в процессе их разви-

тия и эволюции под влиянием природных факторов почвообразо-

вания.

Эффективное, или искусственное, плодородие свойственно па-

хотным почвам, используемым в сельскохозяйственном производ-

стве, и проявляется в виде их способности поддерживать тот или

иной уровень урожая культурных растений. Оно зависит от уров-

ня развития науки и техники, от возможности наиболее полно

использовать природное плодородие почвы для получения уро-

жая культур.

Понятие экономического плодородия связано с разной оцен-

кой участков почв в зависимости от их расположения, удален-

ности и удобства использования. Почвы с благоприятными для

растений природными свойствами и богатые питательными веще-

ствами, но расположенные далеко, экономически могут расцени-

ваться ниже бедных почв, но удобно расположенных. Точно

так же почвы, особенно благоприятные для возделывания ка-

кой-либо одной культуры с особыми биологическими требовани-

ями (цитрусовые, табак, чай, картофель и др.) в районах возде-

лывания этих культур, могут оцениваться выше других почв,

даже если последние обладают лучшими свойствами.

В литературе часто используются различные синонимы кате-

горий плодородия почв. Естественное или природное плодородие

рассматривается как «потенциальное» в смысле возможного

использования его для получения урожаев культурных растений,

а искусственное - как «действительное» или «относительное».

Очевидно, «потенциальным» может быть не только естественное,

но и искусственное плодородие почвы. Оно тоже характеризует

возможность получения урожаев определенного уровня, которая

не всегда полностью реализуется. Точно так же и эффективное

плодородие может складываться из естественного и искусствен-

ного, реализуясь в конкретном урожае данного года.

Целесообразно пользоваться следующими понятиями, относя-

щимися к почвенному плодородию.

Естественное (природное) плодородие - то плодородие, кото-

рым обладает почва в природном состоянии без вмешательства

человека.

Искусственное плодородие - плодородие, которым обладает

почва в результате воздействия на нее целенаправленной

человеческой деятельности (распашка, периодическая механиче-

ская обработка, мелиорации, применение удобрений и т.д.).

Потенциальное плодородие - суммарное плодородие почвы,

определяемое ее свойствами, как приобретенными в процессе

почвообразования, так и созданными или измененными чело-

веком.

Эффективное плодородие - та часть потенциального плодо-

родия, которая реализуется в виде урожая растений при данных

климатических (погодных) и технико-экономических (агротехно-

логических) условиях.

248

Относительное плодородие - плодородие почвы в отношении

к какой-то определенной группе или виду растений (плодородная

для одних растений почва может быть бесплодной для других).

Экономическое плодородие - экономическая оценка почвы в

связи с ее потенциальным плодородием и экономическими харак-

теристиками земельного участка.

Воспроизводство плодородия - совокупность природных поч-

венных процессов или система целенаправленных мелиоративных

и агротехнических воздействий для поддержания эффективного

почвенного плодородия на уровне, приближающемся к потен-

циальному плодородию.

15.3. Относительный характер плодородия почв

В природных биогеоценозах почва и растения тесно связаны

и взаимно обусловливают друг друга. Рост и продуктивность

растений зависят от плодородия почвы и влияющих на него поч-

венных свойств, а растения, определяя во многом объем и ха-

рактер биологического круговорота веществ, в свою очередь

оказывают большое воздействие на свойства почвы. Поэтому

пространственная смена почвенных условий всегда сопровожда-

ется сменой естественного растительного покрова, а смене расти-

тельности сопутствует смена почв.

В результате длительного естественного отбора в природных

биогеоценозах устанавливается динамическое равновесие, при

котором свойства почвы экологически соответствуют биологиче-

ским свойствам ее растительного покрова, даже если почва

имеет очень кислую или щелочную реакцию, заболочена, засо-

лена, опустынена, имеет мерзлотный режим. И такие почвы, об-

ладающие, казалось бы, весьма неблагоприятными свойствами,

используются растительностью, но специфической, билогические

свойства которой соответствуют свойствам почвы; например,

болотной растительностью на болотных почвах, лесной - на

кислых подзолистых почвах, солеустойчивой и солянками на со-

лонцах и солончаках и т. д. Из этого следует, что все почвы, ка-

ковы бы ни были их свойства, обладают разным уровнем есте-

ственного плодородия, но плодородия не вообще, а относительно-

го - по отношению к определенным видам растений и расти-

тельным ассоциациям. Одна и та же почва может быть плодо-

родной для одних растений и мало плодородной или совсем бес-

плодной для других. Болотные почвы, например, высокоплодо-

родны по отношению к болотным растениям, но на них не могут

расти степные или другие виды растений; кислые, малогумусные

подзолы плодородны в отношении лесной растительности, кото-

рая сама по себе без особых мелиорации не произрастает даже

на богатых гумусом черноземах, высокоплодородных в отноше-

нии лугово-степной растительности и т. д. При этом необходимо

иметь в виду, что разные почвы обладают разным уровнем по-

тенциального и эффективного плодородия в отношении различ-

ных видов растений и развитых растительных ассоциаций.

249

15.4. Элементы, или факторы, плодородия почв

Как специфическое свойство почвы, ее плодородие формирует-

ся в процессе образования самой почвы и определяется не каким-

либо одним или двумя свойствами, например содержанием эле-

ментов питания, гумуса или физическими свойствами, а всей со-

вокупностью свойств почвы. При этом важно иметь в виду и то

положение, что плодородие почвы определяется не только корне-

обитаемым верхним слоем, а зависит существенно от строения

ее профиля и характера подстилающей толщи или подпочвы,

что особенно сказывается на многолетних растениях с глубокой

корневой системой. Ошибкой земледелия прошлого было отожде-

ствление почвы только с ее верхним гумусированным или пахот-

ным слоем, в то время как на потребление растениями воды и

питательных элементов большое влияние оказывают и более глу-

бокие почвенные горизонты и находящиеся на глубине грунтовые

воды. Плодородие почвы определяется характером и особен-

ностями всего ее профиля.

Имея в виду обеспечение растений всеми факторами жизни,

к элементам плодородия почвы следует отнести весь комплекс

физических, биологических и химических свойств почвы и их го-

довую динамику. Из них важнейшие, определяющие ряд соподчи-

ненных свойств, следующие.

Гранулометрический состав почвы. От него зависит тепловой

и водный режим, водно-воздушные свойства и пищевой режим

почвы. Легкие супесчаные и песчаные почвы прогреваются рань-

ше тяжелых, и их относят к «теплым» почвам. Они имеют высо-

кую воздухо- и водопроницаемость. В результате высокой аэра-

ции органическое вещество растительных остатков и удобрений

в таких почвах быстро минерализуется, а процессы гумификации,

наоборот, ослаблены. Малая влагоемкость препятствует накопле-

нию в них влаги и приводит к вымыванию элементов питания

почвы и удобрений. При небольшом содержании тонких глини-

стых частиц легкие почвы имеют небольшие запасы элементов

питания, низкую поглотительную способность и низкую буфер-

ность.

Тяжелосуглинистые и глинистые почвы, наоборот, дольше

прогреваются, они «холодные», поскольку тонкие поры их запол-

нены не воздухом, а очень теплоемкой водой. Они слабо водо- и

воздухопроницаемы, плохо впитывают атмосферные осадки.

Значительная часть почвенной влаги и запасов элементов пита-

ния тяжелых почв не доступны растениям. В периоды сезон-

ного переувлажнения в них недостает воздуха и развиваются

глеевые процессы.

Лучшими для роста большинства культурных растений явля-

ются почвы суглинистые.

Структурность и водно-физические свойства почвы. Плотность

почвы, ее физические свойства и связанные с ними водный, воз-

душный, тепловой и пищевой режим зависят от ее структурности,

250

а тем самым от нее зависит и урожай растений (рис. 48). Бес-

структурная почва не может обеспечивать растения одновремен-

но водой и воздухом. В чередующиеся влажные и сухие периоды

ее тонкие поры заняты либо водой, либо воздухом. В струк-

турных почвах в капиллярных порах удерживается вода, а на-

личие крупных пор между структурными агрегатами обеспечи-

вает газообмен почвы с атмосферой - удаление из нее избытка

углекислоты и снабжение корней растений и микроорганизмов

кислородом. Структурность почв обес-

печивает одновременное существова-

ние в них аэробных и анаэробных мик-

розон, что способствует существова-

нию в почвах различных экологиче-

ских групп микроорганизмов. При этом

на поверхности структурных агрегатов

усиливаются аэробные процессы мо-

билизации элементов питания микро-

организмами.

Газообмен почвы с приземным

слоем воздуха и эмиссия в него почвен-

ной углекислоты имеет исключительно

1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5

важное значение для процесса фото-

Плотность почды

синтеза и роста растений. Недостаток

углекислоты лимитирует урожаи, так

Рис. 48. Влияние плотности

как при содержании СО₂ в атмосфер-

почвы (г/см³) на урожай

культур (г/сосуд) (И. Б. Ре-

ном воздухе около

0,03% интенсив-

вут и др., 1971):

ность фотосинтеза очень низкая. Она

1 - кормовые бобы;

2 - под-

резко возрастает при увеличении кон-

солнечник; 3 - кормовая ка-

пуста

центрации СО

до

0,3% и больше

(рис. 49). Например, в периоды ин-

тенсивного роста сахарной свеклы

ее растения могут потреблять на

1 га до

1000 кг СО

в сутки, т.е.

в два раза больше единовременного

содержания ее в

100-метровой тол-

ще атмосферы.

Для плодородия почвы важное

значение имеет размер структурных

агрегатов и их качество - их во-

допрочность и порозность. В табл.

47 показана зависимость общей по-

розности почвы, содержания в ней

0,03

0,06

0,15

0,3

воздуха и кислорода и образования

Концентрация СО

в этих условиях аэрации легко-

доступных растениям нитратов от

Рис. 49. Зависимость интен-

размера структурных агрегатов.

сивности фотосинтеза (мг

СO₂/дц²•ч) от концентра-

Тепловые свойства почвы. Спо-

ции СО₂ в атмосферном воз-

собность почвы поглощать и отра-

духе (Б. А. Рубин,

1976):

жать лучистую энергию солнца, про-

I - тыква; II - бобы

251

водить и удерживать тепло во многом непосредственно опреде-

ляет рост и развитие растений, а также биологические процессы,

с которыми связано плодородие почвы. Ее тепловой режим как

Т а б л и ц а 47. Порозность и аэрация структурной почвы, сложенной

агрегатами разных размеров

(по А. Дояренко, 1924)

Размер агрегатов почвы, мм

Свойства почвы

< 0,5

1-2

3-5

Порозность,%

общая

47-49

55-59

60-62

капиллярная

45-47

25-27

23-24

аэрации

2-3

30-32

38-39

Содержание воздуха,

27,7

39,6

38,7

Содержание кислорода,

0,14

5,71

7,51

Содержание NО^-

, мг/кг

9,0

34,3

45,8

совокупность поступления, отдачи и передачи тепла зависит от

цвета и водно-воздушных свойств почвы, от того, насколько ее

поры заняты малотеплоемким и малотеплопроводным воздухом

или высокотеплоемкой и теплопроводной водой.

Содержание в почве органического вещества. В органическом

веществе почвы содержится основная часть запасов азота, около

80% серы и около 60% фосфора. Элементы питания, связанные

с органическим веществом, не вымываются из почвы и в то же

время могут постепенно использоваться растениями. Органиче-

ское вещество почвы является источником энергии для микро-

организмов, мобилизующих элементы питания для растений из

растительных остатков и минеральной части почвы. Установлено,

что некоторые органические вещества почвы могут непосред-

ственно усваиваться растениями и содержат стимуляторы роста

последних. С количеством и качественным составом органиче-

ского вещества связано образование водопрочной структуры и

формирование благоприятных для растений водно-физических

и технологических свойств почвы.

Биологическая активность почвы. Она определяется числен-

ностью, составом и активностью почвенных микроорганизмов и

почвенной фауны, активностью ферментов, которые непосред-

ственно участвуют в трансформации недоступных растениям эле-

ментов питания почвы и растительных остатков в доступные им

соединения. С биологической активностью почвы связано образо-

вание в ней микробных продуктов, стимулирующих рост расте-

ний, или, наоборот, оказывающих на них токсические действия.

Микробные метаболиты и отмирающие популяции микробов, мас-

са которых может достигать 6 т/га, играют важную роль в про-

цессах образования гумуса почвы. В биомассе отмирающих

252

микроорганизмов содержится около

12% азота,

3% фосфора

и 2,2% калия. При ее разложении около одной трети азота ис-

пользуется микроорганизмами, а две трети - растениями.

Биологическая активность почвы определяет фиксацию атмо-

сферного азота и образование углекислоты, участвующей в про-

цессе фотосинтеза растений.

Поглотительная способность почвы. Она тоже обусловливает

ряд жизненно важных для растений свойств почвы - ее пищевой

режим, химические и физические свойства. Благодаря ей элемен-

ты питания удерживаются почвой и меньше вымываются осад-

ками, оставаясь в то же время легкодоступными для растений.

Важную роль при этом играет емкость поглощения почвы.

От состава поглощенных катионов зависят реакция почвы, ее

дисперсность, способность к агрегированию и устойчивость по-

глощающего комплекса к разрушающему действию водой в про-

цессе почвообразования. Поглощенный водород, алюминий и

особенно поглощенный натрий способствуют разрушению ее по-

глощающего комплекса, снижают способность почвы удерживать и

закреплять гумусовые вещества. Насыщенность поглощающего

комплекса кальцием, наоборот, обеспечивает растениям благо-

приятную, близкую к нейтральной реакцию почвы, предохраняет

ее поглощающий комплекс от разрушения, способствует агреги-

рованию почвы и закреплению в ней гумуса. Поэтому кальций

называют «стражем плодородия почвы».

15.5. Факторы, лимитирующие почвенное плодородие

Как показано выше, элементами (факторами) почвенного

плодородия служат практически все физические, химические и

биологические свойства почв. Важно иметь в виду, что то или

иное свойство почвы может оказывать как положительное, так

и отрицательное (лимитирующее) влияние на уровень ее потен-

циального или эффективного плодородия в зависимости от его

качественного и количественного проявления.

В агрономии и агрохимии давно известен «закон минимума»,

согласно которому урожай растений определяется тем фактором,

который находится в минимуме в данный момент: при достаточ-

ном количестве азота и фосфора, например, в почве может не хватать

калия или, скажем, кальция или железа, а при полной обеспеченности

всеми элементами питания может не хватать воды или при оп-

тимуме пищи и воды может недоставать тепла и т. п. При этом

уровень эффективного плодородия иллюстрируется известным

рисунком бочки из планок разной высоты, уровень воды в кото-

рой лимитируется минимальной планкой. Отсюда и второй не ме-

нее известный рисунок, обошедший все учебники, иллюстриру-

ющий прогрессивно растущие урожаи по мере постепенного уве-

253

личения один за одним всех факторов плодородия: сначала, до-

пустим, дается увеличение азота, а когда при оптимуме азота

в минимуме оказывается фосфор, то дают увеличение фосфора,

затем последовательно так же поступают и с другими факторами

плодородия, пока, наконец, не достигается желаемый результат

при оптимуме всех факторов. Однако этот красивый и теоретиче-

ски вроде бы хорошо обоснованный процесс на практике рабо-

тает отнюдь не всегда, хотя бы в силу того, что не всегда из-

вестны все нужные растению факторы и их оптимальные соотно-

шения, а перебирать все возможные варианты можно тысячелетия,

что, кстати, человек и делает на протяжении своей истории.

Сейчас к этому подключены ЭВМ и математические уравнения

«программирования урожаев».

В почвоведении принят иной подход. Наряду с задачей

обеспечения оптимального состояния почвенных факторов жизни

растений или элементов почвенного плодородия ставится и прак-

Т а б л и ц а 48. Лимитирующие факторы и основные мелиоративные приемы

их ликвидации или минимализации

Фактор

Мелиоративные приемы

Избыточная кислотность

Известкование

Избыточная щелочность

Гипсование, кислотование, внесение физио-

логически кислых удобрений

Избыток солей

Промывка на фоне дренажа сбросных и поч-

венно-грунтовых вод

Высокая глинистость

Пескование, оструктуривание, глубокое рых-

ление

Высокая плотность

Оструктуривание, рыхление, травосеяние

Недостаток тепла

Тепловые мелиорации: мульчирование по-

верхности, снегонакопление, лесополосы, пле-

ночные укрытия

Недостаток воды

Орошение, агротехнологические приемы на-

копления воды в почве (например, чистый пар)

и защиты от испарения

Недостаток минерального пи-

Минеральные и органические удобрения

тания

Избыток воды - заболочен-

Дренаж осушительный

ность

Недостаток аэрации

Дренаж, оструктуривание, щелевание

Пестрота микрорельефа

Планировка поверхности

Большой уклон поверхности

Террасирование, полосно-контурная обработ-

ка, перемежение культур

Малый корнеобитаемый слой,

Постепенное углубление с применением план-

ограниченный внутрипочвенны-

тажа, глубокого рыхления, взрывных мелиора-

ми прослоями

ции

Резко дифференцированный

Постепенное углубление корнеобитаемого

на горизонты профиль

слоя, ликвидация дифференциации глубокой

обработкой

Токсикоз химический

Химические и агротехнологические мелиора-

ции

Токсикоз биологический

Агротехнологические и биологические мелио-

рации, севооборот, парование

254

тически решается задача ликвидации или минимализации лими-

тирующих почвенное плодородие факторов с помощью коренных

почвенных мелиорации и агротехнологических приемов. В табл. 48

перечислены основные лимитирующие факторы почв и соответ-

ствующие приемы их мелиорации. Ряд почв обладает не одним

каким-то лимитирующим фактором, а целым комплексом их.

Например, солонцы-солончаки имеют высокую щелочность, высо-

кое солесодержание и крайне неблагоприятные физические свой-

ства. Отсюда необходимость комплексных мелиорации.

15.6. Особенности требований культурных растений

к почвам

В отношении требований к почве растения природных фито-

ценозов и агроценозов существенно различаются. В природных

фитоценозах растительный покров представлен растениями раз-

ных видов. Они различаются по биологической стойкости, по по-

треблению воды и элементов питания как в количественном от-

ношении, так и по времени максимального потребления на протя-

жении годового периода вегетации. Ярусное расположение их

надземной и подземной массы позволяет наиболее полно исполь-

зовать солнечный свет, тепло и плодородие почвы. При устано-

вившемся динамическом равновесии природный фитоценоз пред-

ставляет собой устойчивое растительное сообщество, приспособ-

ленное к условиям местности и почве.

Агроценоз, за исключением немногих смешанных и совмест-

ных посевов, представлен популяцией растений одного вида и

сорта. Все они за короткий период вегетации потребляют очень

много воды и элементов питания, а периоды максимального пот-

ребления по фазам роста у всех растений совпадают во времени.

На протяжении длительной истории окультуривания природных

растений человек создавал для них наиболее благоприятные ус-

ловия роста, подбирал и менял их сорта, «изнежил» их, и они

утратили стойкость по отношению к неблагоприятным условиям

среды. По сравнению с дикими растениями и сорняками у них

ниже способность усваивать элементы питания из труднодоступ-

ных соединений, их продуктивность в большей степени подвер-

жена колебаниям экологических условий и особенно погоды.

Они без помощи человека не выдерживают конкурентной борьбы

с сорной растительностью. По сравнению с природными фитоце-

нозами агроценозы являются менее устойчивой экосистемой и

очень требовательны к свойствам почвы.

Культурные растения выращивают в разных природных зо-

нах, используя для этого почвы, обладающие разными свой-

ствами. Можно сказать, что свойства большинства природных

почв в резкой степени не соответствуют высоким требованиям

современных культурных растений. Хотя у разных культур требо-

255

вания к почве неодинаковые, среди них можно выделить ряд об-

щих для всех культурных растений.

Для укоренения проростков и хорошего развития корневой

системы культурным растениям нужна почва, обладающая такой

умеренной плотностью и порозностью, которая обеспечивает

достаточную аэрацию и газообмен с атмосферой без пересуши-

вания почвы и чрезмерной минерализации ее органического ве-

щества. Культурные растения очень чутко реагируют на увеличе-

ние плотности почвы и на ухудшение ее аэрации. Для разных

культур оптимальная плотность различна, но у многих из них

урожай резко снижается, если плотность почвы достигает 1,45-

1,60 г/см³. Культурные растения в одновидовых посевах при хо-

рошем росте потребляют очень большое количество элементов

питания в легкодоступных формах, особенно в ответственные

начальные периоды роста. При рекордно высоких урожаях зерна

пшеницы (100 ц/га) и корней сахарной свеклы (1000 ц/га) по-

требление азота может достигать соответственно

350-510 кг,

фосфора

85-100 кг и калия

105-340 кг на площади

1 га.

Таблица 49. Годовой прирост и потребление химических элементов

растительностью природных фитоценозов* и в агроценозах

Почвы и растительность природных зон

Показатели

подзолистые,

серые лес-

черноземы,

каштановые,

хвойные и

ные; листвен-

остепненные

сероземы,

хвойно-лист-

ные и широ-

луга и

сухие и со-

венные леса

колиствен-

луговые

лянковые

ные леса

степи

Биомасса ежегодного при-

роста, ц/га:

природной растительно-

сти

55-100

65-110

110-145

50-100

в агроценозах

85-120

110-150

125-160

65-75

Потребление химических

элементов, кг/га:

природной

раститель-

ностью

85-215

280-415

530-785

295-620

в агроценозах

535-770

675-990

780-1000

415-475

в том числе азота

природной

раститель-

ностью

20-75

80-135

130-175

50-110

в агроценозах

110-170

140-190

160-210

85-110

Удерживается

многолет-

ней частью природной рас-

тительности химических эле-

ментов, кг/га

20-50

95-105

50-65

35-70

в том числе азота

5-25

30-45

10-15

8-12

Отчуждается с урожаями

в агроценозах химических

элементов, кг/га

350-510

440-630

500-630

260-300

в том числе азота

70-90

90-130

100-130

60-80

* Р о д и н Л. Е., Б а з и л е в и ч Н. И., 1965.

256

В табл. 49 представлены данные о среднем за 5 лет годовом по-

треблении элементов питания всеми агроценозами в ряде при-

родных зон, рассчитанном с учетом структуры посевных площа-

дей в зоне и урожаев культур на уровне госсортучастков. Как

видно из таблицы, в агроценозах за более короткий период веге-

тации культурные растения потребляют от

415 до

1000 кг/га

химических элементов, в том числе от 85 до 210 кг/га азота, в то

время как в природных фитоценозах этих зон растения за более

продолжительный срок роста в год потребляют элементов от

85 до 785 кг/га (из них азота от 20 до 175 кг/га).

Таблица

50. Зависимость плодородия мощного чернозема от численности

почвенных микроорганизмов

(А. М. Гринченко и др.,

1966)

Азот

Микроорганизмы в 1 гпочвы

гидро-

Урожай

Угодье

Гу-

Азот

лизуе-

овса,г

актино-

нитри-

олиго-

азотобактер ,

мус,

об-

мый,

на со-

мицеты,

фикато

нитро-

% обраста-

щий,

мг/кг

суд

млн

ры, тыс

филы,

ния колоний

колоний

млн

Целина

8,1

0,50

4,39

3000

5,88

Не обнару-

9,1

жены

Пашня

за

12 лет

7,7

0,47

5,60

1500

8,30

25,4

Пашня

за

37 лет

7,3

0,41

7,60

2000

7,55

22,8

Чтобы обеспечить большую потребность культурных растений

в элементах питания, нужно, чтобы пахотная почва обладала

высокой биологической активностью - высокой численностью

и активностью микроорганизмов, трансформирующих элементы

питания почвы в легкодоступные растениям формы. Большое

значение биологической активности почвы для ее плодородия

показано в табл. 50. При использовании в вегетационном опыте

целинного мощного чернозема без предварительного рыхления

урожай овса был в 2,5-2,8 раза меньше, чем на окультуренной

старопахотной почве с более низким содержанием гумуса и ва-

лового азота, но с большей численностью микрофлоры, снаб-

жающей растения доступными элементами питания. Следует от-

метить, что в целинных почвах численность микробов и бактерий,

содержание нитратов и подвижных соединений фосфора и калия

часто меньше, чем в почвах пахотных.

Культурные растения предъявляют высокие требования к

содержанию в почве органического вещества и его качеству.

С ним тесно связаны деятельность микроорганизмов и пищевой

режим почвы, ее биологическая активность и водно-физические

свойства. У почв малогумусных, например дерново-подзолистых,

с увеличением содержания гумуса урожай культур может увели-

читься в 1,5-2,5 раза (табл. 51).

9-817

257

Т а б л и ц а 51. Влияние содержания гумуса на плодородие

дерново-подзолистой почвы

(Т. Н. Кулаковская,

1966)

Нитрификацион-

Урожай озимой пшеницы,

ная способность,

ц/га, на почвах

Гумус,%

мг NО

на

Урожай яч-

Гумус,%

суглинистых

супесчаных

100 г почвы

меня,ц/га

1,35

1,02

12,8

1,46

18,0

1,83

2,12

19,0

1,56

19,7

15-20

2,32

3,53

26,0

1,64

20,4

20-25

2,69

5,75

31,0

1,77

22,2

3,08

7,75

36,2

Так как в процессе земледельческого использования почвы ее

гумус постоянно минерализуется, то для сохранения, поддержа-

ния и повышения плодородия почвы необходимо постоянное

возмещение его потерь. Следует, однако, отметить, что у почв,

богатых гумусом, тесной коррелятивной связи между содержа-

нием гумуса и урожаями культур не наблюдается. Большая

часть гумуса таких почв оказывает на эффективное плодородие

почвы косвенное положительное влияние - через улучшение

структурного состояния почвы и ее водно-физических свойств.

В этих процессах весьма важную роль играет качественный

состав гумуса, в частности содержание в нем гуматов кальция.

Как показывают исследования, рост и урожай культурных

растений тесно связаны с поступлением в почву свежего органи-

ческого вещества растительных остатков и органических удобре-

ний и образованием подвижных, постоянно обновляющихся

фракций гумуса, которые являются ближайшим источником

азота для растений. Минерализация свежего органического

вещества и гумуса непрерывно пополняет содержание углекис-

лоты, необходимой для фотосинтеза

Культурные растения очень требовательны и к водному

режиму почвы. По сравнению с природными растениями они в

процессе роста потребляют много воды, но они мало приспо-

соблены к необходимости регулирования испарения и транспира-

ции воды при ее дефиците. Чтобы обеспечить большую потреб-

ность культурных растений в воде, почва должна легко впиты-

вать и удерживать атмосферные осадки, сохраняя при этом

условия хорошей аэрации, т е. должна иметь мощный хорошо

оструктуренный пахотный корнеобитаемый слой. Особые условия

водного режима требует рис, который растет при затоплении

водой.

Культурные растения выращивают на почвах с разной погло-

тительной способностью и с разным составом обменных катионов

и, как следствие, имеющих разную реакцию и буферность. За

небольшим исключением, культурные растения в отличие от ряда

природных совсем не растут или дают очень низкие урожаи

258

на почвах кислых или щелочных. Многие из них требуют слабо-

кислой или нейтральной реакции, а также почв с высокой буфер-

ностью, поскольку при внесении больших доз минеральных удоб-

рений реакция почвенных растворов малобуферных почв может

смещаться в кислую или щелочную сторону, угнетая растения.

Среди почв, используемых под сельскохозяйственные культуры,

много кислых, не насыщенных основаниями, а потому мало-

плодородных. Их низкое плодородие связано с непосредственным

неблагоприятным влиянием кислой реакции на физиологические

процессы в растениях, а также с сильной токсичностью обменно-

го алюминия и отдельных токсичных микроорганизмов в случае

рН меньше 4,5. Из табл. 52 видно, что при снижении насыщен-

ности основаниями почвы и увеличении ее кислотности урожай

ячменя резко снижается и что между сравниваемыми вели-

чинами существует тесная коррелятивная связь.

Т а б л и ц а 52. Влияние кислотности подзолистой почвы и насыщенности ее

основаниями на урожай ячменя

Кислотность почвы, мг-экв/100 г

Сумма обмен-

Степень насы-

Урожай ячме-

ных оснований,

щенности ос-

ня, ц/га

мг-экв/100 г

нованиями,%

обменная

гидролитическая

0,5

3,5

12-15

80-90

25-30

1,0

3-4

8-15

60-90

20-25

1,5-2,0

3-8

6-13

50-60

15-20

2,0

7-8

4-15

10-13

2,5

7-8

4-5

5-10

3,0

4-5

40-50

Коэффициенты корреляции с урожаем ячменя:

-0,89

-0,65

+ 0,81

+ 0,85

Для культурных растений, потребляющих много элементов

питания в легкодоступной форме, и для предохранения веществ

от вымывания нужны почвы с высокой емкостью поглощения.

Наиболее благоприятными для них являются почвы, насыщенные

кальцием (черноземы, дерново-карбонатные, луговые).

Большие требования культурные растения предъявляют к

тепловому режиму почв. Они произрастают в интервале темпе-

ратур гораздо более узких, чем многие природные растения,

отдельные представители которых могут переносить очень низкие

или, наоборот, очень высокие температуры. С температурой поч-

вы связаны оптимальные сроки посева и тем самым урожаи

культур.

Учитывая перечисленные общие требования к почве под куль-

турными растениями, можно сказать, что плодородная в отноше-

нии культурных полевых растений культурная почва должна об-

ладать мощным, богатым гумусом, структурным и биологически

активным пахотным корнеобитаемым слоем с большим запасом

259

питательных элементов, емким, насыщенным кальцием погло-

щающим комплексом и благоприятными водно-воздушным, теп-

ловым и пищевым режимами. Преобразование природных почв

в культурные, свойства и режимы которых отвечают требованиям

к ним культурных растений, называют процессом окультуривания

почвы, а совокупность почвенных процессов, формирующих эти

свойства и режимы под влиянием антропогенных воздействий

на почву, - культурным процессом почвообразования. Соответ-

ственно под окультуренностью почвы понимают степень адекват-

ности свойств и режимов почвы требованиям к ним культурных

растений. В зависимости от того, насколько полно свойства и

режимы пахотной почвы отвечают требованиям культурных рас-

тений, различают почвы слабо-, средне-, и хорошо, или сильно-

окультуренные.

15.7. Оценка плодородия почв

В природных биогеоценозах при максимально возможной

густоте стояния растений, их ярусности и продолжительности

роста в течение всего теплого периода года нередко при смене

одних видов другими с разными сроками и периодами вегетации

плодородие почвы используется растениями максимально полно и

о нем судят по биомассе или ее приросту для растений всего

фитоценоза, которые, однако, определяются всем комплексом

факторов жизни растений в биогеоценозе, что необходимо учи-

тывать во всех оценках.

Эффективное плодородие пахотных почв оценивается с раз-

ных сторон. При проведении земельного кадастра дают оценку

земель по их продуктивности в отношении сельскохозяйственных

растений, о которой судят по данным урожайности. Так как уро-

жаи культур зависят не только от плодородия почвы, но и от

многих других причин - качества семян, технологии их возделы-

вания, погодных условий и т. д., то они, вообще говоря, не могут

служить единственной мерой плодородия почвы.

Как уже отмечалось, плодородие почвы растет вместе с про-

грессом науки и техники и носит относительный характер. По-

этому оно не может быть выражено какой-либо одной стабиль-

ной величиной. Рассматривая окультуренность почвы как степень

соответствия свойств и режимов почвы требованиям к ним куль-

турных растений, можно принять, что параметры свойств почв

разной степени окультуренности одновременно являются мерой

уровня плодородия почвы на данной ступени развития науки и

техники. В этой связи стоит задача определения конкретных

параметров свойств почв разной степени окультуренности на

двух уровнях: по отношению к общим для всех культурных рас-

тений требованиям к почве, рассмотренным выше, а затем по от-

ношению к требованиям тех их видов, которые предъявляют к

почве свои особые требования (зерновые культуры, рис, техни-

ческие культуры, виноград и т. д.).

260

Параметры свойств почв разной степени окультуренности и

их диагностические признаки определяются отдельно для каждо-

го типа почв и их разновидностей по гранулометрическому

составу (легких и тяжелых), поскольку они значительно разли-

чаются по свойствам. Если, например, реакция почвы для почв

подзолистого типа является одной из очень важных характе-

ристик степени ее окультуренности и плодородия, то для почв,

насыщенных основаниями, она не имеет такого большого зна-

чения.

Хотя плодородие почв определяется всей совокупностью их

свойств, в качестве диагностических показателей степени окуль-

туренности используют основные, интегральные свойства почвы,

с которыми соподчиненно связаны все остальные. О гумусовом

состоянии почв, например, судят по содержанию и запасу гумуса

и отношению С_ГК:С_ФК, о структурности и порозности - по плот-

ности почвы и т. д. Для установления параметров диагности-

ческих признаков почв разной степени окультуренности требу-

ется большой фактический материал, накоплением которого за-

няты многие научные учреждения. Установлены параметры

диагностических показателей для слабоокультуренных (освоен-

ных), окультуренных и сильноокультуренных дерново-подзо-

листых почв и для слабоокультуренных (освоенных) и окуль-

туренных светло-серых и серых лесных почв (табл. 53).

Для разделения почв по уровню плодородия (окультурен-

ности) предлагаются, кроме того, показатели отдельных поч-

венных свойств или обращенные показатели свойств, которые

коррелируют с урожаями культур. Например, черноземы низкого,

Т а б л и ц а 53. Диагностические показатели степени окультуренности почв

(Г. И. Григорьев,

1980)

Почвы

Показатели

(в пахотном

дерново-подзол истые

светло-серые

серые лесные

слое)

лесные

освоен-

окуль-

сильно

освоен-

окуль-

освоен-

окуль-

ные

турен-

окуль-

ные

турен-

ные

турен-

ные

турен-

ные

Гумус,

1,5-2,5

2,5-3,5

3,0-5,0

1,5-2,5

3,5-5,0

2,5-3,0

3,0-4,0

Групповой состав

гумуса:

С_ГК:С_ФК

0,5-0,6

0,7-0,9

1,0-1,3

0,7-0,9

1,4-1,5

1,2-1,3

1,3-1,4

рН (KCI)

4,4-5,0

4,7-5,5

5,5-6,5

4,7-5,5

6,0-6,5

4,7-5,5

4,9-5,7

Обменный водо-

род,

% от суммы

обменных катионов

10-40

1-5

5-10

0-1

2-10

0-1

Степень

насы-

щенности основа-

ниями,

40-60

60-80

>80

60-70

80-95

60-70

80-90

261

Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год) - часть 5