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

кольматируются искусственно с целью поднятия их плодородия;

постоянно идет кольматаж на орошаемых почвах, особенно при

поливах напуском.

III. Метаморфические ЭПП. Группа процессов трансформа-

ции породообразующих минералов in situ без элювиально-иллю-

виального перераспределения компонентов в почвенном профиле.

Строго говоря, это процессы коры выветривания, охватыва-

емые явлениями трасформации первичных минералов во вторич-

ные и преобразования горных пород в процессе выветривания.

К почвенным процессам они относятся лишь постольку, посколь-

ку имеют место в пределах почвенного профиля; отсюда вводится

понятие «внутрипочвенного выветривания» для данной группы

процессов, хотя очень трудно сказать с уверенностью, являет-

ся ли наблюдаемый в данный момент минералогический состав

почвы результатом «внутрипочвенного» или «допочвенного» вы-

ветривания.

1. Сиаллитизация - процесс внутрипочвенного выветривания

первичных минералов с образованием и относительным накопле-

нием in situ вторичной глины сиаллитного состава. Часто этот

процесс также называют оглинением (оглиниванием), внутри-

почвенным оглиниванием, метаморфическим оглиниванием.

2. Монтмориллонитизация - процесс внутрипочвенного вы-

ветривания первичных минералов с образованием и относитель-

ным накоплением in situ вторичной глины преимущественно монт-

мориллонитового состава; этот процесс может протекать и путем

ресиликации ненабухаюших сиаллитных глин при обработке их

щелочными водами, содержащими наряду с основаниями кремне-

зем. С. В. Зонн и другие ученые определили этот процесс как

«монтмориллонитовое оглинение», которое «в отличие от метамор-

фического обусловливается накоплением в составе глин монтмо-

риллонита, что происходит в стадию предшествовавшего избы-

точного увлажнения минерализованными морскими или конти-

нентальными водами; при этом Si и Mg, содержащиеся в водах,

создают предпосылки для преобразования ненабухающих в набу-

хающие монтмориллонитовые минералы»

(1973). Монтморил-

лонитизация может также предшествовать стадии каолинизации

и аллитизации при ферраллитном выветривании, когда в среде

выветривающейся породы еще присутствует достаточно кремния

и катионов.

3. Гумуссиаллитизация - преобразование минеральной мас-

сы под воздействием нейтральных и слабокислых гумусовых ве-

ществ, способствующих частичному выносу оснований при хоро-

шем дренаже и формированию дернинно-гумусированного гли-

нисто-щебнистого профиля почв; процесс происходит под горно-

луговой и горно-лугово-степной растительностью (С. В. Зонн

и др.,

1973).

4. Ферраллитизация-процесс

внутрипочвенного

выветри-

вания первичных минералов с образованием и относительным на-

коплением in situ вторичной глины ферраллитного состава; обычно

304

ферраллитизация сопровождается интенсивной десиликацией без

образования вторичного кварца с выносом оснований и избытка

кремнекислоты. В составе ферраллитизованного материала пре-

обладают кварц, каолинит и минералы группы гидроксидов алю-

миния (гидраргиллит, диаспор) и железа (лимонит, гематит).

Частными видами ферраллитизации являются каолинизация при

преобладании каолинита в продуктах выветривания и аллитиза-

ция (бокситизация) при преобладании гидроксидов алюми-

ния.

5. Ферсиаллитизация - процесс накопления подвижных со-

единений железа в виде Fe(OH)₃ и Fe₂О₃ на фоне оглинения

(сиаллитизации), обусловленного декарбонатизацией; в первом

случае почва приобретает желтые тона окраски, во втором -

ярко-красные; процесс наиболее интенсивно проявляется на из-

вестняках с хорошим дренажем; на породах с рассеянно-пропи-

тывающей карбонатностью ферсиаллитизация имеет ту же при-

роду, но меньшую степень выраженности; при глинистом составе

и плохом дренаже происходит интенсивное пожелтение с появле-

нием сизых пятен, что обусловливается неустойчивостью систе-

мы F e O - F(OH)

(С. В. Зонн и др., 1973).

6. Рубефикация (ферритизация) - процесс необратимой коа-

гуляции и последующей кристаллизации коллоидных гидрокси-

дов железа в почвенном профиле в результате интенсивного пе-

риодического просыхания почвы в сухой и жаркий период года

после приноса их и отложения в течение влажного периода.

7. Ожелезнение - процесс высвобождения железа из реше-

ток минералов при выветривании и их осаждения in situ пo по-

рам и трещинам в виде автохтонных кутан зерен и микроагре-

гатов и сгустков гидроксидов, сопровождающийся побурением

или покраснением почвообразующей породы.

8. Оглеение - процесс метаморфического преобразования

минеральной почвенной массы в результате постоянного или дли-

тельного периодического переувлажнения почвы, приводящего

к интенсивному развитию восстановительных процессов, иногда

(или локально в микрозонах) сменяемых окислительными; про-

цесс характеризуется восстановлением элементов с переменной

валентностью, разрушением первичных минералов, синтезом спе-

цифических вторичных минералов, имеющих в своей кристалли-

ческой решетке ионы с низкой валентностью, незначительным

выносом оснований и иногда аккумуляцией соединений железа,

серы, фосфора, кремния.

9. Оливизация - согласно Э. А. Корнблюму, это «частный

горизонтообразовательный процесс» (1970) или «особый морфо-

генетический почвообразовательный процесс» (1978), в результа-

те которого масса почвы приобретает оливковую или зелено-

ватую окраску, устойчивую в окислительной среде, что связано

с образованием в условиях периодического чередования пере-

увлажнения и интенсивного просыхания глинистых минералов,

содержащих трехвалентное железо в шестерной координации

305

(ноитронит, глауконит, хлорит); процесс сопровождается слити-

зацией и обесструктуриванием почвы.

10. Слитизация - процесс обратимой цементации (при высы-

хании) монтмориллонитово-глинистых почв в условиях периоди-

ческого чередования интенсивного увлажнения и просыхания,

сопровождающийся сменой набухания и усадки с интенсивной

вертикальной трещиноватостью.

11. Оструктуривание - процесс разделения почвенной массы

на агрегаты разного размера и формы и последующего упроч-

нения их и формирования внутреннего строения структурных

отдельностей.

12. Отвердевание (петрификация, панциреобразование, кира-

сообразование, корообразование) - процесс необратимого изме-

нения ожелезненных, окремненных, обызвесткованных или загип-

сованных поверхностных горизонтов в результате дегидратации

и кристаллизации минералов.

13. Мраморизация - процесс специфического преобразования

морфологического облика почвы в результате действия различ-

ных ЭПП: оглеения и сегрегации (ржавые прожилки и пятна на

голубовато-или зеленовато-сизом фоне); псевдооглеения, оподзо-

ливания и осолодения (белесые прожилки и пятна на краснова-

то-буром фоне); плинтификация (мозаики красных и белесова-

то-желтых пятен); засоления (белесые прожилки и крапинки

на темном фоне); окарбоначивания или загипсовывания (белые

прожилки, крапинки, пятна на желтом, буро-желтом, палевом

фоне).

IV. Элювиальные ЭПП. Группа процессов, связанных с раз-

рушением или преобразованием почвенного материала в специ-

фическом элювиальном горизонте с выносом из него продуктов

разрушения или трансформации нисходящими либо латераль-

ными (боковыми) токами воды, в результате чего элювиальный

горизонт становится обедненным теми или иными соединениями

и относительно обогащенным оставшимися на месте соединени-

ями или минералами.

1. Выщелачивание - процесс обеднения того или иного го-

ризонта почвы или профиля в целом основаниями (щелочами

и щелочными землями) в результате выхода их из кристалличе-

ской решетки минералов или из органических соединений, раст-

ворения и выноса просачивающейся водой. Выщелачиваемые

из верхних горизонтов основания могут быть вынесены за пре-

делы почвенного профиля или аккумулированы в нижерасполо-

женном иллювиальном горизонте. Частными видами выщелачива-

ния являются декарбонатизация - разрушение и вынос извести

из почвы или почвообразующей породы - и рассоление - осво-

бождение почвы или почвообразующей породы от водораствори-

мых солей.

2. Оподзоливание - процесс, в основе которого предполага-

ется кислотный гидролиз глинистых силикатов в условиях гумид-

ного климата и промывного водного режима с остаточной акку-

306

муляцией в оподзоленном (подзолистом) горизонте кремнезема

и обеднением его илом, алюминием, железом и основаниями.

Механизмы этого процесса разными авторами трактуются раз-

лично: действие водородного иона, появляющегося при диссоциа-

ции угольной кислоты (К. К. Гедройц, 1926) или обменно выделя-

емого корнями растений (А. А. Роде,

1937); влияние аммоний-

ного иона (Н. П. Ремезов,

1941); действие гумусовых кислот,

особенно фульвокислот (В.В.Пономарева, 1964); влияние чере-

дования окислительной и восстановительной обстановки в кислой

среде (С. П. Ярков,

1947); непосредственное действие кислых

выделений микроорганизмов, особенно грибов (В. Р. Вильяме,

1947; Т. В. Аристовская,

1965).

3. Лессовирование (лессиваж, обезиливание, иллимериза-

ция) - процесс пептизирования, отмывки илистых и тонкопыле-

ватых частиц с поверхности зерен грубозернистого (песчаного

и крупнопылеватого) материала или из микроагрегатов и выноса

их в неразрушенном состоянии из элювиального горизонта

(К. Д. Глинка, 1924; Н. Чернеску, 1934; Ж. Обер, 1938, Ф. Дюшо-

фур,

1948; Е. Мюккенхаузен,

1957; В. М. Фридланд,

1957;

И. П. Герасимов, 1960).

4. Псевдооподзоливание - процесс образования осветлен-

ного элювиального горизонта в результате совместного действия

лессивирования и поверхностного оглеения (И. П. Герасимов,

1960, 1972). Ряд почвоведов приравнивают этот процесс к псевдо-

оглеению.

5. Псевдооглеение - процесс внутрипочвенного поверхност-

ного или подповерхностного оглеения под воздействием периоди-

ческого переувлажнения верховодкой при ее сезонном образова-

нии на водоупорном иллювиальном горизонте или первично бо-

лее тяжелом нижнем слое двучленной почвообразующей породы

(Е. Мюккенхаузен,

1957; И. П. Герасимов,

1960). Поскольку

переувлажнение здесь не постоянное, сопровождаемое периодиче-

ским промыванием этого слоя, образуется своеобразный мра-

моровидный и сегрегированный элювиальный горизонт, в котором

оглеение сочетается с разрушением соединений и выносом части

продуктов разрушения.

6. Осолодение - предполагаемый процесс разрушения мине-

ральной части почвы под воздействием щелочных растворов (ще-

лочной гидролиз глинистых силикатов) с накоплением остаточ-

ного аморфного кремнезема и выносом из элювиального (осоло-

делого) горизонта аморфных продуктов разрушения (К. Г. Гед-

ройц,

1926; Н. И. Базилевич,

1967). Ряд почвоведов полагают,

что как особый почвенный процесс осолодение не существует

в природе, а это лишь псевдооглеение в условиях слабощелочной

или нейтральной реакции среды.

7. Сегрегация - процесс образования осветленного внутри-

почвенного горизонта путем стягивания соединений железа и

марганца из общей почвенной массы в дискретные центры кон-

центрации без существенного выноса за пределы горизонта.

307

8. Отбеливание - процесс снятия полутораоксидных, органо-

минеральных или органических пленок с крупнозернистого мате-

риала и выноса этих соединений из элювального горизонта без

разрушения содержащихся в нем минеральных зерен.

9. Ферролиз (элювиально-глеевый процесс) - процесс раз-

рушения глинистых силикатов при оглеении с последующим вы-

носом или сегрегацией продуктов разрушения и остаточным

накоплением кремнезема; отличается от псевдооглеения отсутст-

вием мраморизации и сегрегации.

10 Элювиально-гумусовый процесс - процесс образования и

частичного накопления (частичного выноса) гумуса, в составе

которого существенную роль играют подвижные соединения,

слабо закрепляемые катионами металлов, которых к тому же

нехватает для их полного насыщения, в результате формируется

так называемый потечно-гумусовый горизонт, часто с иллювиаль-

но-гумусовым горизонтом в нижней части.

11. Al-Fe-гумусовый процесс - процесс мобилизации железа

и алюминия минеральных пленок кислыми гумусовыми вещества-

ми и последующего выноса аморфных соединений с образова-

нием элювиального горизонта без глубокого разрушения мине-

ральной части. Согласно концепции ряда почвоведов, преиму-

щественно западных школ, - это истинное оподзоливание.

12. Коркообразование-процесс образования поверхностной

сильно пористой обогащенной кремнеземом обессоленной короч-

ки в степных, полупустынных и пустынных почвах, которую ино-

гда называют «осолоделой».

V. Иллювиально-аккумулятивные ЭПП. Группа процессов

аккумуляции веществ в средней или нижней части профиля элю-

виально-дифференцированных почв, включающих отложение,

трансформацию и закрепление вынесенных из элювиального

горизонта соединений. Вообще говоря, каждому элювиальному

процессу может соответствовать свой иллювиальный процесс

если элювиирование не идет за пределы почвенного профиля.

1. Глинисто-иллювиальный процесс - процесс иллювиального

накопления илистых частиц, выносимых при лессивировании

2. Гумусо-иллювиальный процесс - процесс иллювиального

накопления гумуса, выносимого из подстилки или из элювиаль-

ного горизонта.

3. Железисто-иллювиальный процесс - процесс иллювиаль-

ного накопления соединений (оксидов) железа, выносимого из

элювиального горизонта в ионной, коллоидной или связанной

с органическим веществом формах.

4. Алюмогумусо-иллювиальный процесс - процесс иллюви-

ального накопления аморфных оксидов алюминия вместе с гуму-

сом, вынесенных сверху из элювиального горизонта, описанный

для так называемых «криптоподзолистых» почв Центральной

Европы в качестве предподзолистой стадии почвообразования

(Ph. Duchaufour, В. Souchier, 1968; К. Кирица и др., 1970) при

оподзоливании буроземов.

308

5. Железистогумусо-иллювиальный процесс - процесс иллю-

виального накопления аморфных оксидов железа вместе с гуму-

сом, вынесенных вниз из элювиального горизонта, характерный

для песчаных подзолов.

6. Al-Fe-гумусоиллювиальный процесс (иллювиально-гумусо-

вый процесс, по Б. Аарнио, Е. Н. Ивановой, В. В. Пономаревой;

челювиация или хелювиация, по Ф. Дюшофуру) - антипод

Al-Fe-гумусового процесса - процесс иллювиального накопления

аморфных оксидов алюминия и железа вместе с гумусом, выне-

сенных вниз из подстилки или элювиального горизонта, харак-

терный для подзолов.

7. Подзолисто-иллювиальный процесс - иллювиальное на-

копление неразрушенных глинистых частиц и аморфных полу-

торных оксидов, вынесенных из элювиального подзолистого го-

ризонта.

8. Карбонатно-иллювиальный процесс - иллювиальное на-

копление карбонатов кальция, вынесенных сверху, в средней

или нижней части профиля.

9. Солонцово-иллювиальный процесс - процесс иллювиаль-

ного накопления и обратимой коагуляции набухающих глин, на-

сыщенных в значительной степени натрием.

VI. Педотурбационные ЭПП (педотурбации). Смешанная

группа процессов механического перемешивания почвенной массы

под влиянием разнообразных факторов и сил, как природных,

так и антропогенных.

1. Самомульчирование - процесс образования маломощного

поверхностного рыхлого мелкоглыбистого (ореховатого) горизон-

та при интенсивном просыхании слитых почв, ясно отделяющего-

ся от расположенной ниже слитой почвенной массы; самомульчи-

рованный слой существует лишь в сухом состоянии, полностью

сливаясь с нижележащей почвой при увлажнении.

2. Растрескивание - процесс интенсивного сжатия почвен-

ной массы при ее обсыхании с образованием вертикальных тре-

щин на ту или иную глубину, ведущий к перемешиванию почвы

и ее гомогенизации на глубину растрескивания в одних почвах

(например, вертисолях) либо, наоборот, к образованию гетеро-

генных профилей с разным составом и строением в заполненных

трещинах в межтрещинных массах в других почвах (например,

в криогенных).

3. Криотурбация - процесс морозного механического переме-

щения одних почвенных масс относительно других в пределах

какого-либо горизонта или профиля в целом с образованием

специфического криотурбационного строения.

4. Вспучивание - формирование крупноглыбистого рыхлого

поверхностного слоя солевых кор (себкхов) в пустынях при об-

сыхании сульфатных солончаков.

5. Пучение - излияние на поверхность тиксотропной почвен-

ной массы в условиях криогенеза.

309

6. Биотурбация - перемешивание почвы обитающими в ней

животными землероями.

7. Ветровальная педотурбация - процесс перемешивания

массы различных почвенных горизонтов при ветровальных лес-

ных вывалах, приводящий к существенной гетерогенности и гете-

рохронности почвенного профиля (Л. О. Карпачевский,

1977,

1980).

8. Гильгаиобразование

(вертисолизация) - специфический

сложный педотурбационный процесс в вертисолях, включающий

растрескивание на значительную глубину, поверхностное само-

мульчирование, перемещение одних почвенных масс относительно

других с образованием поверхностей скольжения (сликкенсай-

дов), образование микрорельефа типа гильгаи.

9. Агротурбация - разного типа механическое перемешивание,

рыхление или, наоборот, уплотнение почвы сельскохозяйствен-

ными орудиями и машинами в практике земледелия.

VII. Деструктивные ЭПП. Это группа процессов, ведущих

к разрушению почвы как природного тела и в конечном итоге

к уничтожению ее.

1. Эрозия - процесс механического разрушения почвы под

действием поверхностного стока атмосферных осадков: а) пло-

скостная эрозия, или эрозия смыва; б) линейная эрозия, или

эрозия размыва (овражная эрозия); в) ирригационная эрозия

при неосторожном орошении склоновых почв.

2. Дефляция - процесс механического разрушения почвы под

действием ветра (ветровая эрозия почвы), который особенно

интенсивно проявляется на легких почвах (развеивание песков),

но иногда и на суглинках и глинах, особенно при их пылеватом

составе (пыльные бури).

3. Стаскивание - антропогенный процесс снятия почвы в

верхних частях склонов и постепенного перемещения ее в нижние

при машинной обработке почвы вдоль склона.

4. Погребение - засыпание почвы каким-то материалом, при-

несенным со стороны, в такой степени, что в ней прекращается

почвообразовательный процесс, а новое почвообразование начи-

нается уже с поверхности погребающего старую почву насоса;

погребенная почва становится при этом реликтом.

17.6. Тип почвообразования

Понятие о типе почвообразования как главном направлении

развития почвообразовательного процесса в той или иной при-

родной области было введено в науку еще в начале столетия.

Однако конкретное содержание его не всеми учеными понималось

однозначно.

Ряд ученых полагают, что тип почвы полностью соответствует

типу почвообразования. С другой стороны, К. Д. Глинка

(1927),

С. С. Неуструев (1930), В. Кубиена (1970) и многие другие почво-

веды считали, что типов почвообразования значительно меньше,

310

чем имеющихся на Земле типов почв, многие из которых имеют

переходный характер. С. С. Неуструев, следуя К. Д. Глинке, вы-

делял всего пять типов почвообразования (латеритный, подзоли-

стый, солонцовый, степной и болотный) при значительно боль-

шем числе типов почв; В. Кубиена выделял девять типов почво-

образования, объединяющих множество типов почв. При этом

имелось в виду, что типы почвообразования проявляются в раз-

ных типах почв, во-первых, в различных количественных сочета-

ниях и, во-вторых, с различной интенсивностью. Так, сочетание

подзолистого и степного почвообразования дает тип серых лес-

ных почв, подзолистого и болотного - тип болотно-подзолистых

почв и т. д.

Формирование почвы того или иного типа - это всегда ре-

зультат действия многих разнокачественных, часто противопо-

ложно направленных почвенных процессов, дающих в своей сово-

купности основное направление почвообразовательного процесса.

Для вскрытия его характера более плодотворной представляется

концепция элементарных почвенных процессов. Если принять,

что общее направление почвообразования, ведущее к формиро-

ванию почвы того или иного типа, определяется в каждом кон-

кретном случае строго ограниченным комплектом элементарных

почвенных процессов, т. е. каждому ГТП соответствует свой комп-

лект ЭПП, то необходимо заключить, что каждому генетическому

типу почвы соответствует свой тип почвообразования. Согласно

этой концепции тип почвы и почвообразования - понятия одно-

го порядка, которые не должны противопоставляться друг другу.

Концепция элементарных почвенных процессов и комплекта

ЭПП как фактора, определяющего направление (тип) почво-

образования, не исключает и более широкие генетические обоб-

щения. В почвоведении существуют такие широкие понятия, как

подводное, аллювиальное, гидроморфное, авто.морфное, горно-

эрозионное (горное), криогенное, степное, болотное, лесное, куль-

турное почвообразование, относящиеся к надтиповым почвенным

группировкам. Есть такие понятия, как олуговение, остепнение,

опустынивание, заболачивание, засоление, связанные с развити-

ем переходных типов почв; некоторые почвоведы используют

такие понятия, как Al-Fe-гумусовое, гумус-иллювиальное, изогу-

мусовое, метаморфическое, профиль-дифференцирующее, элюви-

ально-иллювиальное почвообразование и т. д.

В настоящее время понятие типа почвообразования больше

всего связывается с наличием или доминированием того или

иного профилеобразующего ЭПП, общего для ряда типов почв.

В этом отношении можно сказать, что тип почвообразования -

это преимущественное развитие какого-то профилеобразующего

ЭПП. Однако для сложных полнопрофильных развитых почв,

особенно с дифференцированным профилем, часто бывает трудно

установить относительную роль того или иного ЭПП. Поэтому

понятие «тип почвообразования» и те широкие надтиповые по-

нятия, примеры которых приведены выше, пока используются

311

в почвоведении не достаточно строго и не единообразно разными

исследователями. Более строгими понятиями служат «тип почвы»

и связанный с ним комплект ЭПП.

17.7. Возраст почвообразования

Современные почвы - это продукт длительной и сложной гео-

логической истории земной поверхности. Этот основополагающий

принцип был сформулирован В. В. Докучаевым на заре развития

генетического почвоведения. Развивая его, П. С. Коссович писал

в 1911 г.: «Наблюдаемый нами современный почвенный покров

земного шара должен быть рассматриваем лишь как одна из

стадий в его развитии, а отдельные почвенные образования, с

которыми мы имеем дело в настоящее время, в прошлом могли

представлять другие формы почвообразования и в будущем мо-

гут подвергнуться существенным превращениям даже без изме-

нения внешних условий, и для полного познания всякой почвы

необходимо выяснить ее генезис с самого начала ее образо-

вания».

Рассматривая абсолютный возраст современных почв, необ-

ходимо принять во внимание геологический возраст в разных

точках земной поверхности, который колеблется в широких пре-

делах, практически от нуля до многих миллионов лет.

Нулевой возраст имеют поверхности суши, только что освобо-

дившиеся от покрывающей их воды, как, например, прибрежные

территории в Прикаспии или Приаралье (в результате морской

регрессии) либо искусственно осушаемые земли в дельтах рек

(плавни Дуная, Кубани) или по морским побережьям при со-

здании польдеров. Нулевой возраст имеют поверхности, создава-

емые лавовыми или пепловыми покровами современных вулкани-

ческих извержений. Наконец, нулевой возраст имеют создавае-

мые человеком свежие срезы пород при горных или строительных

работах, карьеры и насыпи.

На морских террасах, для которых точно известен их геологи-

ческий возраст, четко прослеживается возрастная последователь-

ность формирования почв - хронокатена, связанная с постепен-

ным обсыханием и относительным поднятием территории, причем

четко прослеживается стадийность почвообразования от гидро-

аккумулятивного через гидроморфное, мезогидроморфное и па-

леогидроморфное к неоавтоморфному.

Возраст почвенного покрова равнин северного полушария со-

ответствует концу последнего материкового оледенения где-то

около

10 тыс. лет назад. В пределах Русской равнины, в ее

северной части, возраст почв определяется постепенным отступ-

лением ледниковых покровов на север в конце ледникового

периода, а в южной части - постепенной Каспийско-Черномор-

ской регрессией примерно в то же время. Соответственно воз-

раст черноземов Русской равнины составляет

8-10 тыс. лет,

а возраст подзолов Скандинавии - 5-6 тыс. лет.

312

Возраст почв эрозионных рабнин Африки, где в течение по-

следнего геологического периода не было существенных ката-

строфических смен, за исключением района Рифтовой долины и

вулканических нагорий, насчитывает миллионы лет. Такой же

большой возраст имеет почвенный покров денудационных рав-

нин Австралии, плато Юго-Восточной Азии и Южной Америки,

хотя возраст почв речных долин здесь значительно моложе, осо-

бенно в дельтах рек.

Весьма трудно судить об абсолютном возрасте почв в горах,

где происходит постоянное омолаживание поверхности в резуль-

тате тектонических и денудационных процессов. Геологический

возраст горных систем (каледонский, герцинский, альпийский)

отнюдь не соответствует возрасту их современного почвенного

покрова, который претерпевал в геологическом времени неодно-

кратные циклы обновления и вулканизма.

Для определения абсолютного возраста почв и, соответствен-

но, скорости почвообразования в почвоведении используются

разнообразные подходы и методы. Наиболее надежной является,

конечно, точная историческая датировка начала почвообразова-

ния, использовавшаяся еще В. В. Докучаевым для определения

возраста почвы, образовавшейся на стенах Староладожской кре-

пости. Однако такие возможности встречаются довольно редко

и являются исключениями, да и не дают представления о воз-

расте природных почв.

Широко использовался метод определения возраста почвы по

соотношению изотопов¹⁴ С:¹² С в почвенном гумусе. Принимая

во внимание все оговорки по поводу того, что возраст гумуса

и возраст почвы - это разные понятия, что имеет место постоян-

ное разложение гумуса и его новообразование, перемещение

новообразованного гумуса от поверхности в глубь почвы, что сам

радиоуглеродный метод дает большую ошибку и т. д., опреде-

ленный этим методом возраст черноземов Русской равнины

можно принять равным 7-8 тыс. лет. Г. В. Шарпензеель (1968)

определил этим методом возраст некоторых культурных почв

Центральной Европы порядка

1 тыс. лет, а торфяников -

8 тыс. лет. Возраст дерново-подзолистых почв Томского Приобья

был определен порядка 7 тыс. лет.

Радиоуглеродный метод использовался не только для уста-

новления возраста гумуса, но и возраста почвенных карбона-

тов. Так, Гай Д. Смит определил возраст карбонатных натеков

в пустынной известковой почве штата Нью-Мексико порядка

28 тыс. лет при его постепенном росте от поверхности вглубь.

В красной пустынной почве Аризоны максимальный возраст кар-

бонатов оказался 32 тыс. лет (С. X. Боул, 1965), а в аридной

почве Нью-Мексико- 18 тыс. лет (Р. В. Руэ, 1965).

В. А. Ковда и Е. М. Самойлова

(1968) рассчитали возраст

лугово-черноземной почвы (8,5 тыс. лет) и типичного чернозема

(7 тыс. лет) Тамбовской области по скорости накопления СаСОз

в почве из испаряющихся грунтовых вод. Этим же методом

313

В. А. Ковда

(1946) определил возраст и скорость засоления

двух солончаков на второй террасе Сырдарьи в Голодной сте-

пи - 50 и 500 лет.

И. И. Синягин (1943) определил возраст серозема в 4 тыс. лет

по скорости аккумуляции в верхнем

(0-20 см) слое Р

;

Б. Г. Розановым

(1961) был рассчитан возраст красноземов

Шанского нагорья Бирмы по относительному остаточному на-

коплению R

и нерастворимого остатка при эволюционном

выветривании и почвообразовании на известняках, который ока-

зался равным 2 млн. лет (образование 10-метровой краснозем-

ной толщи).

Все перечисленные подходы и методы страдают большой не-

точностью и исходят из неизменной скорости почвообразования

и неизменности его направления в течение всего периода почво-

образования, что по крайней мере недоказуемо. Соответственно,

все эти оценки должны приниматься с большой осторожностью

и лишь как весьма приближенные.

С абсолютным возрастом почв связан и их относительный

возраст, т. е. степень развития почвенного профиля.

Понятие об относительном возрасте почв, хотя и не является

строго определенным и вызывает многочисленные научные дис-

куссии по каждому конкретному случаю, является весьма важ-

ным в генетике почв. Рассматривая хронокатены почв в их тео-

ретической форме (см. табл. 60) либо в конкретном проявлении

в природе, например современные хронокатены Прикаспия или

Приаралья, можно составить представление об относительной

молодости, зрелости или древности почв в соответствии с теми

или иными стадиями их развития. В других случаях вопрос

решается значительно сложнее. Вообще говоря, об относитель-

ной молодости или древности почв принято судить по степени

развития их профиля: более мощные, более гумусированные,

более выветрелые, более дифференцированные почвы считаются

стадийно более зрелыми. Однако какие бы то ни было количест-

венные критерии этих различий отсутствуют.

Об относительном возрасте почв можно судить и по степени

их обедненности теми или иными соединениями по сравнению

с почвообразующими породами или, наоборот, по степени акку-

муляции тех или иных соединений. Примером могут служить поч-

вы Республики Мали, где В. Н. Якушевым описаны: 1) ферраллит-

ные почвы без латеритных железисто-бокситовых панцирей на

миоценовых поверхностях с возрастом около 20 млн. лет; 2) почвы

с пизолитовым железисто-бокситовым панцирем на олигоценовых

плато с возрастом около 30 млн. лет и 3) почвы с мощными лате-

ритными железисто-бокситовыми панцирями на верхнемеловых-

эоценовых поверхностях с возрастом около 70 млн. лет (рис. 53).

Чем старше здесь латеритные панцири, тем более они обогащены

железом и алюминием и тем беднее кремнием.

314

17.8. Гетерогенность и

полигенетичность почв

Строение и состав почвы,

ее морфологический облик и

особенности

- это результат

длительного

исторического

процесса

почвообразования,

результат односторонне направ-

ленного превращения исход-

ной горной породы в новое

природное тело - почву. С дру-

гой стороны, уже существу-

ющая почва постоянно нахо-

дится в процессе эволюции,

«живет» своей особой почвен-

ной «жизнью», в ней постоян-

но происходят какие-то изме-

нения и превращения, в том

числе и изменения ее морфо-

логии.

В целом морфологическое

Рис.

53. Изменения состава латерит-

строение почвы, ее профиль -

ных покровов в зависимости от их воз-

это консервативный признак,

раста в Республике Мали (В. Н. Яку-

медленно меняющийся во вре-

шев, 1970):

1 - миоцей-четвертичные поверхности;

мени и отражающий ход ис-

2 - олигоценовые поверхности; 3 - верх-

тории почвообразования, вклю-

немеловые-эоценовые поверхности

чая его различные циклы, фик-

сирующий историю развития поч-

вы во времени, своеобразная

запись истории почвообразования, которая, вообще говоря,

поддается научной расшифровке, если знать «те морфоло-

гические элементы и признаки почв, которые изучены с гене-

тической стороны, относительно которых мы знаем, что они

значат, чем обусловлены и каких внутренних свойств или

процессов, приуроченных к данной почвенной среде, являются

они указателями и символами» (Н. М. Сибирцев,

1900).

Вообще говоря, почва меняется медленнее, чем такие лабиль-

ные компоненты, ландшафта, как растительность или климат.

Например, дерново-подзолистая почва, сформированная под

хвойным лесом, после уничтожения леса и длительного исполь-

зования в качестве пахотного угодья все же по всем основным

признакам остается дерново-подзолистой, хотя и с определенны-

ми изменениями. Многие почвы аридных районов несут в своем

профиле реликтовые признаки прошлой гумидности климата.

Практически во всех почвах встречаются признаки современно-

го и древнего почвообразования, что предопределяет возмож-

ность историко-генетического анализа почвенного профиля на

основе докучаевской концепции о почве как «зеркале» ланд-

315

шафта, отражении или, вернее, записи его истории и совре-

менного состояния.

Реликтовые признаки почв давно и внимательно изучаются

почвоведами как основа для построения исторических схем

почвообразования. Сводка современных знаний по этому вопро-

су была дана В. А. Ковдой

(1973). Позднее И. А. Соколов и

В. О. Таргульян

(1978) ввели представление о «почве-памяти»

и «почве-моменте». В

1984 г. И. А. Соколов модифицировал

эти понятия, разделив все почвенные свойства на три категории:

«почва-память» - консервативные свойства, возникшие на бы-

лых этапах почвообразования; «почва-отражение» - устойчи-

вые свойства, сформировавшиеся на современном этапе почво-

образования; «почва-жизнь» - современные динамичные почвен-

ные признаки.

Практически все почвы на земной поверхности, имеющие

голоценовый или плейстоценовый возраст, - именно такие почвы

составляют до 90% почвенного покрова Земли, - имеют поли-

генетический характер. Моногенетические почвы, сформировав-

шиеся при каком-то одном неизменном состоянии факторов

почвообразования, являются исключением. Моногенез - это эфе-

мерная стадия в истории почвообразования (рис. 52).

Полигенетичность современных почв, т. е. прохождение ими

в процессе исторического развития ряда отличающихся по ха-

рактеру и направлению почвообразования стадий, связана с об-

щим характером геологической и геоморфологической истории

современной поверхности суши Земли, которая характеризова-

лась в четвертичное время и в плейстоцене:

1) неоднократны-

ми глобальными климатическими и ландшафтными изменения-

ми (чередования ледниковых эпох и межледниковых, ксеротер-

мических и плювиальных периодов); 2) неоднократными текто-

ническими движениями различной амплитуды и направленности

(чередования интенсивной денудации и осадконакопления, дре-

нированности и подтопления, литогенеза и педогенеза); 3) пе-

риодическими сменами (миграциями) ландшафтов в соответст-

вии с изменениями первых двух факторов;

4) антропогенной

перестройкой ландшафтов на значительной части суши.

В современных почвах, как правило, сохраняются те или

иные признаки прошлых стадий развития - реликты, свойства,

возникшие на былых этапах эволюции при несуществующем

ныне сочетании факторов почвообразования в результате дей-

ствия почвенных процессов, которые в настоящее время не идут.

Таковы, например, солевые аккумуляции в аридных почвах при

отсутствии современной циркуляции растворов и глубоких грун-

товых водах. В научном анализе этого явления важно различать,

конечно, литореликты - свойства, унаследованные от почвообра-

зующей породы, и педореликты - свойства, унаследованные от

прошлых стадий почвообразования. Именно эти реликтовые

свойства и признаки почв характеризуются понятием «почва-

память».

316

Глава восемнадцатая

БИОГЕОХИМИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ

18.1. Биогеохимические аспекты почвообразования

В предыдущей главе была рассмотрена общая схема почво-

образовательного процесса, движущей силой которого служит

взаимодействие малого биологического и большого геологиче-

ского круговоротов веществ и соответствующих энергетических

потоков на земной поверхности. Эти взаимодействия составляют

комплекс явлений биогеохимии почвообразования, т. е. миграции

и трансформации химических соединений как по вертикали в

пределах почвенного профиля и подстилающей толщи горных

пород, так и по горизонтали в пределах почвенного покрова

планеты в целом.

Биогеохимические аспекты почвообразования определяются

законом Вернадского, согласно которому миграция химических

элементов на земной поверхности и в биосфере в целом осу-

ществляется или при непосредственном участии живого вещества

(биогенная миграция), или же она протекает в среде, геохими-

ческие особенности которой (кислород, углекислый газ, серо-

водород и т. д.) преимущественно обусловлены живым вещест-

вом, как тем, которое в настоящее время населяет данную био-

косную систему, так и тем, которое действовало на земле в те-

чение всей геологической истории. Введенное в науку в 20-х го-

дах нашего столетия В. И. Вернадским представление о биогео-

химических циклах как основе организованности биосферы при-

ложимо и к педосфере, функционирование которой полностью

определяется этими циклами.

18.2. Большой геологический круговорот веществ

Если исключить из рассмотрения относительно небольшие по

объему массообмен с космосом (приток космической пыли и

метеорного вещества около 1 млн. т/год, утечка в космос водо-

рода) и радиоактивный распад изотопов ряда элементов, можно

считать, что общее количество атомов всех элементов на Земле

постоянное, т. е. конечное. В то же время протекающие на

земном шаре глобальные процессы вот уже несколько миллиар-

дов лет существования планеты вовлекают в различные преоб-

разования и перемещения земного вещества огромные массы

элементов. Циркуляция элементов и замкнутость их глобальных

циклов создают основу для превращения конечного содержания

элементов на Земле в бесконечные глобальные миграционно-

трансформационные циклы. В ранний абиотический период гео-

логической истории это были геохимические циклы; с появле-

нием жизни на Земле они были трансформированы в биогео-

химические циклы, а с появлением человека и образованием

техносферы постепенно трансформировались в технобиогеохими-

317

Рис. 54. Общая схема большого геологического круговорота

веществ

ческие циклы, играющие все возрастающую роль в глобальной

циркуляции веществ. В настоящее время речь идет уже не об

отдельных нарушениях природных биогеохимических циклов в

техносфере, а о технобиогеохимических циклах вещества и по-

токах энергии как современной норме природы. Так, глобальные

циклы углерода, воды, азота, серы и ряда других элементов

и веществ в значительной степени определяются деятельностью

человека, ставшей геологическим фактором. При этом надо иметь

в виду прогрессивно-ускоренное развитие техносферы Земли, что

определяется прогрессирующим ростом населения мира, соот-

ветствующим увеличением производства и потребления пище-

вых продуктов, удвоением энергии мировой индустрии каждые

15 лет (в СССР каждые 7-8 лет) (А. М. Рябчиков, 1980) и ве-

дет к стремительному росту участия техногенных компонентов

во всех глобальных циклах. Техногенная перестройка природных

биогеохимических циклов затрагивает как их интенсивность,

так и направленность в связи с техногенным перераспределе-

нием веществ на земной поверхности.

Современное учение о глобальных циклах веществ создано

трудами В. И. Вернадского, А. Е. Ферсмана, В. М. Гольдшмидта,

Б. Б. Полынова, А. П. Виноградова, В. Р. Вильямса. Большой

вклад в его разработку на современном этапе внесли В. А. Ков-

да, А. И. Перельман, С. М. Григорьев, К. И. Лукашев, М. А. Гла-

зовская, В. В. Ковальский, В. В. Добровольский, А. М. Рябчи-

ков, Э. Гольдберг, В. И. Вульфсон, Ф. Дювиньо и многие другие

ученые в СССР и за рубежом.

318

Присоединение H

O, СО

, О

и др. из атмосферы и грунтовых вод

в процессах выветривания и почвообразования

Присоединение

органического

вещества

Породы земной

Рыхлые осадки

поверхности

Лавовые потоки

Отвердевшие и

сцементированные

осадки

Кристалл ическ ие

сланцы

Магматические

Роговики

интрузии

Гнейсы и

магма титы

Проникновение

Проникновение мигрирующих растворов

глубинных магм

и эманаций из недр земли

Рис. 55. Большой геологический круговорот веществ (А. Холмс, 1965, с дополне-

ниями)

Общий цикл технобиогеохимического круговорота веществ на

Земле состоит из ряда самостоятельных биогенных, абиотиче-

ских, геологических и техногенных циклов, составляющих боль-

шой геологический круговорот веществ (рис. 54), включающий

следующие главные циклы (этапы): появление изверженных по-

род на земной поверхности - выветривание - почвообразова-

ние - эрозия и денудация - накопление континентальных и оке-

анических осадков - метаморфизм осадков - выход на поверх-

ность осадочных пород с новым циклом выветривания, почво-

образования, денудации и осадконакопления либо их опускание

в геосинклинальных областях в мантию и переплавка, после чего

опять выход на поверхность в новом цикле вулканизма (рис. 55).

319

Поток вещества из космоса и потеря в космос

Эпигеосинкли-

Эпиплатфор-

Платформа

нальный ороген

менный ороген

Геосинклиналь

Океаническая

кора

Поток вещества из мантии в кору и обратно

Рис 56 Распределение продуктов денудации суши между геоструктурами земной

коры (С П. Горшков,

1980):

ПСЭ - путь структурной эволюции земной коры

Эта общая схема большого геологического круговорота веществ

Земли существенно осложнена особенностями геоструктур земной

коры и тектонических процессов (рис. 56).

Большой геологический круговорот веществ складывается из

комплекса элементарных циклов, ряд которых изучен в количест-

венном отношении и представляет существенный интерес с точки

зрения их роли в почвообразовании, а также оценки роли почвы

в этих циклах. Циклы достаточно сложны и в настоящее время

их количественные оценки можно считать лишь приближенными,

тем более, что они постоянно изменяются в связи с прогресси-

рующими изменениями техногенных компонентов всех глобаль-

ных циклов. Для примера на рис. 57 и 58 приведены циклы азота

и серы, показывающие всю сложность этих явлений и важную

роль в них почвенного покрова.

Рис

58 Схема глобального круго-

ворота серы запасы и годовые по-

H₂S

АТМОСФЕРА

токи, млн т (И. И. Альтшулер,

3 6

1980)

Техногенное поступление в атмосферу

so2

so^2-

Биогенное

Поглощение SO

Биогенное

поступление H

растениями

Вулканизм

Осадки и сухое

Ветровой вынос

Поглощение морской

поступление H

в атмосферу

суши

осаждение

морской соли

поверхностью H

S SО

в атмосферу

Техногенная

О К Е А Н

С У Ш А

13•10⁹

Живое

Анаэробное

Живое

органическое

разложение

органическое

вещество

органического

вещество

вещества

600

so^2-4

Мертвое

H2S

в почве

речной

органическое

морской

Анаэробное

сток

вещество

воде

разложение

Мертвое

5000

органическое

органического

вещество

вещества

5000

Выветривание

Подводный

горных

вулканизм

пород

ЗЕМНАЯ КОРА

18.3. Выветривание горных пород

Выветривание горных пород - начальный этап большого гео-

логического круговорота веществ на земной поверхности. Пред-

посылкой выветривания служит тот факт, что плотные горные

породы, как магматические, так и метаморфические и осадоч-

ные, формируются в иных термодинамических условиях по

сравнению с существующими на земной поверхности, выходя на

которую они подвергаются глубоким преобразованиям. Вывет-

ривание - это совокупность процессов качественного и количест-

венного изменения состава и свойств горных пород и слагающих

их минералов под воздействием агентов атмосферы, гидросферы

и биосферы, ведущих к трансформации и транслокации вещест-

венного состава поверхностных слоев литосферы и превраще-

нию ее в кору выветривания, которая может быть элювиальной

(остаточной), транзитной (элювиально-аккумулятивной) и акку-

мулятивной, а также современной, древней и ископаемой.

Для остаточной, элювиальной, коры выветривания харак-

терно последовательное снизу вверх чередование зон выветри-

вания (И. И. Гинзбург,

1963), так как на первых стадиях вы-

ветривания первичных минералов в среду освобождается много

катионов, нейтрализующих кислые растворы, а по мере их

выщелачивания среда становится все более кислой: 1) нижняя

зона - зона начальной гидратации и выщелачивания по трещи-

нам пород, с преобладанием процессов физического выветрива-

ния (дезинтеграции); 2) зона гидратации и начального гидро-

лиза по всей массе породы (глубокого выщелачивания); 3) зона

гидролиза и конечного выщелачивания; 4) поверхностная зона -

юна конечного гидролиза (образования оксидов и гидроксидов

элементов гидролизатов).

Установленные зоны выветривания одновременно являются и

временными стадиями выветривания, характеризуя его начало

(1-я зона) и итог (4-я зона), но полная стадийность выветрива-

ния существенно сложнее. Для транзитных и аккумулятивных

(переотложенных) кор выветривания подобной вертикальной

зональности, естественно, установить не удается.

Мощность современных элювиальных кор выветривания варь-

ирует от миллиметров на первичных стадиях до многих метров -

древние остаточные коры выветривания могут достигать несколь-

ких десятков метров, а ископаемые остаточные и переотложенные

коры могут составлять многие сотни метров.

Образование коры выветривания сопровождается потерей

мощности континентальной литосферы в результате сопутст-

вующей выветриванию денудации поверхности. Так, по подсче-

там Б. Г. Розанова

(1961),

10-метровая толща красноцветной

коры выветривания в Шанском нагорье Бирмы образовалась из

930-метровой толщи плотных известняков, на что потребовалось

около

2 млн. лет при средней скорости денудации

около

0,5 мм/год.

323

Единый процесс выветривания пород и минералов склады-

вается из ряда элементарных процессов, среди которых выде-

ляются физическое выветривание (дезинтеграция и дисперга-

ция), химическое выветривание под действием воды и водных

растворов (гидратация, растворение, гидролиз, окисление-восста-

новление, декарбонатизация-карбонатизация, дебазация, десили-

кация-ресиликация), биологическое выветривание под действием

живых организмов и их метаболитов.

Физическое (механическое) выветривание. Этот процесс про-

текает под влиянием изменений температуры (тепловое расши-

рение и сжатие минералов), замерзания (расширение) и таяния

(сжатие) попадающей в трещины породы воды, механической

деятельности ветра, воды, льда, истирания в гравитационном

или водном потоке, разрыхляющей деятельности корней рас-

тений. В результате монолитная порода с плотностью

2,5-

2,6 г/см³ превращается в рухляк выветривания с плотностью

1,2-1,5 г/см³ и порозностью 40-50%. При этом возрастает

общая степень дисперсности материала и резко растет его удель-

ная поверхность, подвергающаяся воздействию химических реа-

гентов.

Химическое выветривание. Первостепенная роль в химических

процессах выветривания принадлежит растворению в воде, воз-

растающему с увеличением степени дисперсности породы. Взаи-

модействие раздробленной породы с водой приводит к переходу

в раствор значительных количеств катионов и анионов - на

первых стадиях выветривания преимущественно силикатов,

алюминатов и карбонатов щелочей и щелочно-земельных метал-

лов, что способствует высокой щелочности растворов на этих

стадиях. Постепенно щелочная реакция среды по мере выщела-

чивания катионов сменяется нейтральной и переходит на зрелых

стадиях выветривания в кислую. Смена этих стадий происходит

быстрее на бедных основаниями кислых породах, чем на бога-

тых или основных. В результате выветривания путем растворе-

ния и выщелачивания граниты могут потерять 30-35% своей

массы, базальты - 75-90, а известняк - до 99%.

При гидратации минералов происходит резкое увеличение их

объема и растворимости. Так, при гидратации ангидрита объем

увеличивается на 50-60%, а растворимость в чистой воде при

20°С возрастает от практического нуля до 2,6 г/л.

Гидролиз минералов, реагирующих с водой, сопровождается

их существенными преобразованиями, например:

СаСО

+ Н

О -> Са (ОН)

+ Са(НСО

)

кальцит

KAlSi

+ Н

O -> КОН + HAlSi

ортоклаз

324

HAlSi₃O₈ + 4Н₂O -> Al (OH)₃ + 3H₂SiO₃

CaAl₂Si₂O₈ + 2H₂O -> Ca (OH)₂ + H₂Al₂Si₂O₈

анортит

H₂Al₂Si₂O₈ -> 2SiO₂ • H₂O + A1₂O₃

Na₂Al₂Si₆O₁₆ + 2H₂O -> 2NaOH + H₂Al₂Si₂O₈ + 4SiO₂

альбит

H₂Al₂Si₂O₈ -> 2SiO₂ • H₂O + Al₂O₃

Образующиеся при гидролизе первичных минералов раствори-

мые и коллоидные соединения кремния, алюминия и катионы

служат исходным материалом для новообразования вторичных

глинистых минералов, аккумулирующихся в корах выветри-

вания.

Процессы новообразования глинистых минералов в зависимос-

ти от условий дренажа, наличия катионов в растворе и реакции

среды будут идти в различном направлении, что иллюстрируется

следующей схемой Г. Пагеля

(1963), дополненной В А Ков-

дой

(1973):

высокие рН

обогащение

катионами и SiO₂

Монтмориллонит

затрудненный

дренаж

+ К медленное

Силикаты:

Иллит

выветривание

полевые

Продукты

шпаты,

гидролиза

агвит,

Аллофаны

Набухающий

ионы,

роговая

иллит

коллоиды

обманка,

оливин

свободный дренаж

низкий рН

Каолинит

быстры вынос

катионов

Гиббсит

SiO

Выветривание слюд и их преобразование в глинистые ми-

нералы путем гидролиза и ресинтеза сопровождается прогрес-

сивной потерей калия:

слюда -> гидрослюда -> иллит -> прреходные -> монтмориллонит,

минералы

вермикулит

К,%10

6-8

4-6

< 1

325

Карбонатизация выветривающегося материала является след-

ствием постоянного присутствия СO

в среде, взаимодейст-

вующего с водой по реакции

+ HO -> HCO

-> H⁺ + HCO^-

Реакция угольной кислоты с минералами приводит к их раз-

рушению с образованием карбонатов, выпадающих в осадок ли-

бо выщелачиваемых водой:

СаAl

+ H

-> СаСО

+ H

анортит

-> 2SiO

• Н

O + Al

SiO

+ Н

СО

-> Na

+ H

O + SiO

S + Н

СО

-> Na

+ H

Чем больше растворено углекислоты в воде, тем интенсивнее

идут процессы карбонатизации.

Декарбонатизация всегда протекает одновременно с карбона-

тизацией в условиях достаточно интенсивного промывного ре-

жима, поскольку образующиеся карбонаты щелочей и гидрокар-

бонаты щелочно-земельных металлов обладают высокой раство-

римостью и интенсивно выносятся. В условиях аридного климата

карбонаты аккумулируются в остаточной коре выветривания.

Реакции декарбонатизации известняков также идут при посред-

стве СO

СаСO

+ С O

+ Н

O->Са(НСО

)

Окисление является одним из активных процессов выветри-

вания минералов, причем самых разнообразных:

4CaFeSi

+ O

+ 4Н

СО

+ 6Н

O -> 4СаСO

+ 4FeOOH +

авгит

+ 8H

SiO

2FeS

+ 7O

+ Н

O -> 2FeSO

+ 2H

12FeSO

+ 3O

+ 36H

O -> 4[Fe

(SO

)

•9H

O] + 2Fe

4FeS

+ 15O

+ 10H

O -> 4FeOOH + 8H

Окислительные процессы ведут обычно к сильному подкисле-

нию среды и интенсивному выносу катионов в условиях доста-

точного увлажнения.

Восстановление играет существенную роль в выветривании

минералов, содержащих элементы с переменной валентностью

в окисленной форме. Этот процесс часто идет при участии хемо-

трофных микроорганизмов в условиях дефицита кислорода.

Десиликация пород особенно интенсивна на первых стадиях

выветривания, когда освобождающийся при гидролизе силика-

тов кремний образует растворимые или подвижные коллоидные

326

соединения, легко мигрирующие в щелочной среде. При доста-

точной длительности и интенсивности выветривания, как, напри-

мер, во влажных тропиках или субтропиках, выветривающиеся

породы могут потерять до 80-90% исходного содержания крем-

ния, а остаточная кора выветривания будет постоянно обога-

щаться оксидами алюминия и железа.

Большой агрессивностью по отношению к минералам обла-

дают продуцируемые организмами и выделяемые в среду органи-

ческие кислоты - щавелевая, яблочная, лимонная и т. д., а так-

же гумусовые кислоты, особенно фульвокислоты. Поскольку,

как установил Б. Б. Полынов, стерильного выветривания в при-

роде не бывает, организмам принадлежит существенная роль во

всех трансформациях минералов и образовании подвижных

продуктов, выветривания.

Минералы горных пород в различной степени подвергаются

процессам выветривания. По своей устойчивости к выветриванию

они образуют следующие ряды:

гипс < калиевые полевые шпаты < доломит

« оливин

< анортиг

< апатит < авгит < роговая обманка

< альбит

< биотит

< мусковит

< ортоклаз

« кварц

< магнетит

< циркон

Для суждения о степени выветрелости породы в коре вы-

ветривания было предложено несколько индексов:

1) индексы Руге:

кварцево-полевошпатовый (в % ) :

W_R1 = кварца/полевых шпатов;

(74)

индекс тяжелых минералов (в

%):

= циркона + турмалина/ (амфибилов + пироксенов) ;(75)

2) индексы Гарассовица (молекулярные отношения):

ki =

SiO₂/Al₂O₃;

(76)

bа = К

О + Na

O + СаО +

MgO/Аl

;

(77)

ba₁ = К₂O +

Na₂O/Al₂O₃;

(78)

ba₂ = CaO

MgO/Al₂O₃;

(79)

β = ba₁ коры выветривания/ba₁ породы;

(80)

γ=ba

коры выветривания/ba

породы;

(81)

3) элювиально-аккумулятивный коэффициент Роде:

ЕА

(82)

(где R

- содержание оксида R в коре выветривания, %; R

то же, в породе; S

- содержание стабильного оксида - свиде-

теля в коре выветривания, %; S0 - то же, в породе).

Есть и более надежные, но весьма трудоемкие способы опре-

деления степени выветрелости породы и соответствующей сте-

327

пени обеднения или обогащения коры выветривания теми или

иными компонентами. Однако все они имеют ту или иную долю

условности. Наиболее надежные результаты получаются при опе-

рировании не с относительными величинами, а с запасами тех

или иных элементов (табл. 61).

Т а б л и ц а 6]. Потери элементов при аллитном выветривании

(ферраллитизации) авгит-лабрадоритового порфирита в районе Батуми

(Н. А. Лисицына, М. А. Глаголева, 1968)

Содержание в

Потери от ис-

Элемент

исходной поро-

коре выветрива-

ходной породы

де с d = 2,61

ния с d = 1,13

21,18

15,23

70,4

мг/см³

563,38

166,76

396,62

0,56

1,47

27,8

мг/см³

14,90

10,76

4,14

0,14

0,09

71,6

мг/см³

3,56

1,05

2,55

9,36

13,9

37,4

мг/см³

244,72

153,1

91,62

6,42

11,17

25,9

мг/см³

168,9

125,18

43,72

Са

7,0

0,46

97,2

мг/см³

181,8

5,15

176,65

3,41

0,66

91,8

89,78

7,34

82,44

мг/см³

1,63

0,21

94,8

мг/см³

42,99

2,23

40,76

1,63

0,06

48,2

42,89

0,77

42,12

мг/см³

Поскольку при выветривании элементарные процессы дейст-

вуют с неодинаковой скоростью, а подвижность (степень вы-

носа) продуктов выветривания также различна, формирующиеся

коры выветривания могут быть расположены в определенные

хронологические ряды - хронокатены, находящиеся на последо-

вательных стадиях выветривания.

Идея стадийности выветривания нашла свое выражение еще

в трудах К. Д. Глинки. Исследовавший подробно этот вопрос

Б. Б. Полынов установил следующие последовательные стадии

развития кор выветривания в элювиальном процессе:

1) обло-

мочная;

2) обызвесткованная;

3) сиаллитная насыщенная;

4) сиаллитная ненасыщенная (выщелоченная);

5) аллитная.

Определенным стадиям выветривания соответствуют и опреде-

ленные группы и соотношения первичных и вторичных минера-

лов, как это было установлено И. Д. Седлецким. Последующие

исследования вскрыли еще более сложную стадийность вывет-

ривания, причем разную на разных типах горных пород и в

328

разных климатических условиях, что подробно описано в спе-

циальной литературе по процессам выветривания.

Типы кор выветривания. В соответствии со стадийностью про-

цессов выветривания и геохимическими особенностями выделя-

ются типы кор выветривания, характерные для тех или иных

почвенно-геохимических ландшафтов, ассоциаций, формаций.

Для целей генетического почвоведения наиболее приемлема сле-

дующая обобщенная схема, в которой коры выветривания клас-

сифицируются на нескольких уровнях:

по возрасту образования и характеру залегания:

современные (голоценового возраста)

древние (доголоценового возраста)

ископаемые (погребенные или заново вышедшие на поверхность)

переотложенные

по геохимическому типу:

элювиальные (остаточные)

ортоэлювий (на плотных магматических породах)

параэлювий (на плотных осадочных породах)

неоэлювий (на рыхлых четвертичных осадочных породах)

транзитные (элювиально-аккумулятивные)

аккумулятивные

по вещественному составу, отражающему стадийность вы-

ветривания:

обломочные (преобладание свежих обломков плотных пород)

засоленные (присутствие водорастворимых солей)

загипсованные (присутствие гипса)

обызвесткованные (присутствие СаСО₃)

доломитизированные [присутствие CaMg (СО₃)₂]

сиаллитные насыщенные (SiО

:Al

> 2; преобладание Са²⁺,

Mg²⁺ или Na⁺ в обменном комплексе)

сиаллитные ненасыщенные (SiО

:Al

>2; преобладание Н⁺

или Аl³⁺ в обменном комплексе)

ферсиаллитные (SiO

:Al

> 2; Fе

> Аl

)

ферритные (ожелезненные) (преобладание Fe

)

альферритные (SiO

:Al

< 2; Fe

>Al

)

ферраллитные (SiO

:Al

< 2; Fe

< А1

)

аллитные (бокситовые) (SiO₂:Аl₂O₃<2; преобладание Аl₂O₃).

Естественно, как всегда в природе, реальность много слож-

нее любых схем, поэтому обычно распространены разнообразные

переходные или смешанные коры выветривания. Иногда выде-

ляют коры выветривания и по характеру преобладающих (типо-

морфных) глинистых минералов: иллитовые, монтмориллонито-

вые, каолинитовые, гиббситовые, отражающие стадийность вто-

ричного минералообразования.

Поскольку коры выветривания служат непосредственным суб-

стратом для почвообразования, определение соотношения в поч-

вах продуктов выветривания и почвообразования имеет крайне

важное значение в генетическом анализе почв.

329

18.4. Денудация суши

О скорости и интенсивности большого геологического круго-

ворота веществ и процессов выветривания можно судить по

приблизительным оценкам общей денудации суши. Наиболее

детальная оценка общего денудационного потока с суши и экзо-

генного поступления веществ на сушу была сделана С. П. Горш-

ковым (1980), давшим следующую схему денудационного балан-

са (в млн. т/год):

Общий снос вещества суши

52 990

A. Вынос в океан

27 080

поток твердого вещества речного стока

17 444

поток растворенных веществ речного стока

3 403

поток моренного материала .

2 393

поток продуктов абразии . .

700

поток эолового материала .

2 000

поток растворимых веществ подземного стока

1 000

сбрасывание с кораблей

140

Б Улавливание во внутренних водоемах

18 210

аккумуляция в озерах

4 830

аккумуляция в водохранилищах

13 380

B. Высвобождение компонентов атмо- и гидросферы

7 700

окисление почвенного гумуса

1 000

окисление органики стратисферы при денудации

200

высвобождение воды из минералов и мерзлых пород

100

высвобождение при сжигании топлива

6 400

Общий привнес вещества на сушу (без учета областей совре-

менного материкового оледенения) . .

4 043

поток циклических солей

580

поток космического вещества

связывание компонентов атмо- и гидросферы в минералах

1 862

аккумуляция в торфяниках

100

возобновление почвенного гумуса . .

1 500

Денудационный баланс суши

- 48 947

Обобщая приведенные данные, можно отметить, что денуда-

ционный

баланс суши земного шара, составляющий

-48,9 млрд. т/год, складывается из экзогенного приноса ве-

щества (4 млрд. т/год) и выноса вещества в океан (27,1 млрд.т/

год), во внутренние водоемы

(18,2 млрд.т/год) и в атмосферу

(7,7 млрд.т/год). При этом надо иметь в виду, что в данных

расчетах не учтена эндогенная составляющая большого геоло-

гического круговорота, т. е. поступление вещества на поверх-

ность из глубин планеты.

Усредненные значения денудации не дают достаточного пред-

ставления о ее конкретных проявлениях в разных точках земной

поверхности, которые весьма сильно различаются в зависимости

от природных условий и антропогенных воздействий. С одной

стороны, общий вынос вещества из горных территорий должен

был бы втрое превышать вынос с равнин, поскольку скорость

природной денудации в горах на порядок выше, чем на равнинах,

а соотношение площадей гор и равнин на суше примерно 2:7.

С другой стороны, ускоренная антропогенная денудация равнин

приводит к тому, что общая денудация суши больше на равни-

ззо

нах, чем в горах. По подсчетам С. П. Горшкова

(1980) общая

антропогенная денудация суши превышает фоновую природную

в полтора раза, а локально эти различия возрастают в сотни

и тысячи раз.

Если принять, следуя С. П. Горшкову, общий вынос вещест-

ва с суши равным 48 947 млн•т/год, а общую площадь внелед-

никовой суши без площади внутриконтинентальных водоемов

считать равной 130 млн•км2, то общий усредненный модуль де-

нудации суши составит 375,5 т/км²•год, или 3,765 т/га•год, из

которых

150,5 т/км²•год - средний модуль фоновой денудации,

а 226 т/км²•год- модуль антропогенной денудации. Это сильно

усредненная для всей поверхности суши Земли суммарная дену-

дация, включающая как природную фоновую, так и антропоген-

ную. На самом деле интенсивность антропогенной денудации

по крайней мере на порядок выше, а фоновой - на два-три по-

рядка ниже, т. е. деятельность человека на земной поверхности

уже привела к увеличению геологической денудации суши ми-

нимум в

1000 раз по сравнению с дотехногенным периодом

на пространствах, затронутых этой деятельностью.

Представления о различиях в скорости денудации в бассей-

нах различных рек мира дают следующие примеры среднего

модуля твердого стока в т/км²•год:

Г.нисей

Ганг

1 400

Конго (Заир) . . .

1 6

Хуанхэ

2 600

Амазонка

Чинг (приток Хуанхэ)

7 900

Миссисипи

9 7

Нианголоко

17000

Колорадо

380

Очень существенны различия в денудации поверхности, обус-

ловленные антропогенными изменениями растительного покрова.

П. Урсик (1965) привел следующие данные для модуля поверх-

ностного твердого стока с водораздельных пространств в север-

ной части штата Миссисипи, США, в т/км²•год:

пахотные земли . . .

5000

истощенный лес . . .

пастбищные земли . .

3600

посадка сосны . . .

4,5

заброшенное поле . .

зрелый сосновый лес

4,5

Природная фоновая денудация суши балансируется вовлече-

нием в процессы выветривания все новых толщ исходных горных

пород, что поддерживает квазиравновесную среднюю мощность

почвенного покрова планеты, определяя его педосферную устой-

чивость. При этом поддерживается и его биогеохимическая ус-

тойчивость, поскольку в выветривание и почвообразование вов-

лекаются все новые порции первичных минералов горных пород,

обеспечивая, несмотря на постоянно идущий вынос элементов

в океан, достаточный их запас для нормального функциониро-

вания биосферы.

Развитие антропогенной денудации, в несколько раз превы-

шающей по своей интенсивности природную фоновую, приводит

331

к двум важным последствиям. Во-первых, выветривание не пос-

певает за денудацией и не компенсирует денудационные потери

элементов, что снижает устойчивость и продуктивность биосферы

в целом. Во-вторых, при антропогенной денудации (эрозии)

уничтожаются поверхностные почвенные горизонты, наиболее бо-

гатые гумусом, и в наибольшей степени обогащенные элемен-

тами - биофилами, что в еще большей степени нарушает функ-

ционирование биосферы. В конечном итоге это ведет к антропо-

генному опустыниванию, которым в настоящее время затронуто

минимум 30% суши земного шара, и резкому падению или пол-

ному уничтожению биосферного потенциала (И. С. Зонн, 1986).

18.5. Малый биологический круговорот веществ

Важнейшую роль в большом геологическом круговороте

веществ играют малые биологические и техносферные циклы,

попадая в которые элементы надолго выключаются из глобаль-

ного геохимического потока, многократно участвуя в бесконеч-

ных преобразованиях вещества земной поверхности. Особенно

большое значение для почвообразования имеет малый биологи-

ческий круговорот веществ, обеспечивающий циклическую дина-

мику биогеохимии почвообразования.

Что касается зольных элементов, то существо их малого

биологического круговорота сводится к потреблению растениями

элементов из почвы, их участию в биохимических процессах

и возвращению в почву после отмирания растений (часть от-

чуждается животными организмами и возвращается в почву пос-

ле их отмирания). Более сложны циклы углерода и азота, за-

трагивающие и атмосферу. Часть освобождаемых при отмира-

нии организмов элементов возвращаются в большой геологиче-

ский круговорот через атмосферу и гидросферу, но через по-

средство выветривания и почвообразования в биологический кру-

говорот вовлекаются новые порции элементов.

Под влиянием хозяйственной деятельности человека резко

меняется ход биологического круговорота веществ в результате

совместного действия ряда факторов:

1) уничтожение природ-

ной биоты и смена ее на: а) культурную биоту сельскохозяйст-

венных полей; б) новую биоту пастбищ и выпасаемых живот-

ных; в) новую биоту при лесоразработках, как правило, менее

продуктивную; 2) отчуждение и потребление биологической про-

дукции, обычно за пределами той экосистемы, где она получена;

3) внесение искусственных удобрений и других химических ве-

ществ;

4) изменение почвенных режимов и биогеохимических

условий миграции элементов (рН, Eh, аэрация среды, условия

увлажнения).

Различия между биологическими круговоротами в природ-

ных и антропогенных экосистемах хорошо иллюстрируются при-

мерами циклов азота на суходольном лугу (рис.

59) и пше-

332

ничном поле (рис.

60). Роль

антропогенного фактора в аг-

роэкосистемах четко видна на

примере цикла фосфора в

хлопколюцерновом севооборо-

те, сопряженном с животновод-

ческим комплексом (рис.

61).

Объем, или «емкость», био-

логического круговорота в от-

ношении того или иного эле-

Рис

61 Годовой цикл фосфора в агро-

мента определяется, во-первых,

экосистеме Андижанской обл (по дан-

характером его потребления

ным С А Кудрина,

1947)

организмами (степенью био-

поступление

удобрениями

(150 кг/га), потребление X - хлопчатни-

фильности элемента) и, во-вто-

ком (97 кг/га), Л - люцерной (23 кг/га),

рых, запасом его доступных ор-

всего 120 кг/ч, п - неиспользованный ос

таток удобрений

(30 кг/га), возвращает

ганизмам соединений в среде.

ся,

2 - с пожнивными остатками хлоп-

Различные природные экосис-

чатника (15 кг/га), 3 - с пожнивными ос-

темы довольно существенно

татками люцерны

(5 кг/га), 4 - с наво

зом

(19 кг/га), всего

30 кг/га, отчуж

различаются между собой по

дается а - с хлопком

(82 кг/га), б -

объему биологического круго-

с продукцией животноводства (0,2 кг/га),

в - с потерями навоза

(8 кг/га), всего

ворота как в целом, так и по

90,2 кг/га, неиспользуемый баланс в поч-

отдельным вовлекаемым в него

ве к концу цикла 60 кг/га - переход в не

доступные растениям фосфаты

элементам (рис. 62). Сущест-

венно различны в этом отно-

шении, например, хвойные и широколиственные леса. На еди-

нице площади первые потребляют почти в 4 раза меньше калия,

в 2,5 раза меньше кальция, в 3 раза меньше магния, а по по-

треблению азота, фосфора и серы они близки между собой.

Согласно подсчетам Т. В. Григорьевой

(1980) ежегодно на

суше в процесс фотосинтеза зеленых растений вовлекаются

35 млрд. т углерода (СО

) из атмосферы (Б. Болин, 1972)*, из

которых 10 млрд. т возвращается в атмосферу в результате ды-

хания, а 25 млрд т после их отмирания поступает в почву и ис-

пользуется для гумусообразования. Теоретически, поскольку

средний общепланетарный запас гумуса в годовом цикле остает-

ся неизменным (квазистабильное равновесное состояние гуму-

сферы), ежегодно из почвы в атмосферу должно также выде-

литься 25 млрд. т в виде СО

. Этот мощный транзитный еже-

годный поток углерода через почву (транзитный в глобальном

биогеохимическом смысле) сопровождается многочисленными

биохимическими и химическими реакциями, осуществляющимися

в почве преимущественно при участии населяющих ее организ-

мов. Квазистабильное состояние гумусферы, естественно, имеет

место лишь на климаксной стадии почвообразования. На ста-

диях развития и эволюции почв идет либо аккумуляция гумуса,

* По оценке А. А. Ничипоровича (1972) эта величина в млрд т составляет -

25, по А. И. Перельману

(1972)

- 20, по В. Шонборну

(1972)

- 16,7

335

преобладание его син-

100

теза над разложением,

либо снижение гумусо-

вых запасов при преоб-

ладании процессов раз-

ложения. И те и дру-

гие примеры ивестны и

хорошо изучены. В ча-

стности, установлено,

что за последнее сто-

летие черноземы поте-

ряли одну треть своих

гумусовых запасов в

результате интенсивно-

го земледелия без дол-

жной заботы о поддер-

жании их гумусового

Рис

62 Ежегодный круговорот элементов в при

родных экосистемах европейской части СССР,

состояния Значитель-

кг /га (Т. И. Евдокимова и др ,

1976)

ные потери гумуса име-

1 - тундры и лесотундры,

2 - хвойные леса,

3 -

ют место при эрозии

широколиственные леса лесостепи, общая высота ко

почв и антропогенном

лонки - потребление, a - возврат, б - накопление в

истинном приросте

опустынивании, при во-

влечении в земледелие

почв тропических лесов и саванн. Глобальный цикл углерода

существенно изменен и в результате сжигания больших коли-

честв ежегодно продуцируемой биомассы в качестве топлива, а

также при лесных и степных пожарах Вероятно, можно ска-

зать, что в общепланетарном масштабе годовой почвенный цикл

углерода идет с дефицитом, т е идет разрушение гумусферы

планеты, что может в конечном итоге сказаться на функциони-

ровании и устойчивости биосферы в целом. Видимо, и с этим

процессом в какой-то степени связан наблюдающийся рост кон-

центрации СО

в атмосфере, а не только с техногенным потоком

от сжигания ископаемого топлива

Для поддержания устойчивости биосферы гумусовый баланс

почв в годовом цикле должен быть либо положительным, либо

нулевым. Дефицитный годовой баланс гумуса крайне опасен

экологически.

В природных экосистемах на гумификацию поступает лишь

незначительная доля вовлекаемого в фотосинтез углерода атмо-

сферы (рис. 63) Значительная часть его возвращается в атмо-

сферу при дыхании организмов и при минерализации мертвого

органического вещества

18.6. Миграционные потоки элементов

Поведение того или иного элемента в конкретных экосистемах

биосферы и их почвах определяется комплексом миграционных

параметров, связанных с химическими свойствами элемента и его

336

соединений, его земным кларком, ролью в технобиогеохимиче-

ских процессах (биофильность, технофильность, геохимическая

активность, миграционная способность в растворах), соотноше-

нием между его биологическим, геологическим и техногенным

циклами. Баланс элемента в экосистеме может быть как поло-

жительным (прогрессивная аккумуляция, абсолютная или отно-

сительная, остаточная), так и отрицательным (прогрессивный

вынос). Технобиогеохимические потоки приводят к существенно-

му перераспределению вещества на земной поверхности, являясь

причиной ее пространственной химической дифференциации.

В результате образуются зоны концентрации тех или иных эле-

ментов и соединений и, наоборот, зоны обеднения, т. е. различ-

ные геохимические провинции, что непосредственно отражается

на химизме почв и почвенных процессов.

Под миграцией веществ на земной поверхности понимаются

все формы их перемещения, разделения (пространственной диф-

ференциации) и накопления (аккумуляции). Дифференциация

веществ в географическом пространстве как по вертикали, так

и по горизонтали является следствием различий в миграцион-

ной способности веществ и, следовательно, в скоростях их пере-

мещения. Миграция веществ осуществляется в миграционных

потоках, связанных с движением масс вещества по склону под

влиянием силы тяжести (гравитационный поток), с движением

воздушных масс (эоловый поток), с движением воды в поверх-

ностных, внутрипочвенных, подземных и речных потоках (вод-

ный поток), с потреблением элементов питания организмами и

возвращением их в среду (биологический циклический поток),

с перемещением организмов по территории (биогенный поток),

с перемещением больших масс веществ человеком в его хозяй-

ственной и биологической деятельности (антропогенный, или тех-

ногенный, поток). Соотношения этих потоков на каждой кон-

кретной территории весьма различны в соответствии с разно-

образием природных и антропогенных факторов. В целом в био-

геохимической дифференциации земной поверхности преобладаю-

щее значение имеет водный поток, переносящий вещества в

большем объеме и на большие расстояния, чем другие, с одной

стороны, и отличающимся большей устойчивостью во времени,

в том числе в геологическом времени, - с другой.

Вообще говоря, миграционная способность веществ зависит

от степени их дисперсности и растворимости в воде. Чем более

дисперсны продукты выветривания и почвообразования, тем на

большие расстояния и в большем объеме они способны пере-

мещаться в водных и эоловых потоках.

В принципе чем выше растворимость веществ в воде, тем

больше их миграционная способность. Однако сама раствори-

мость веществ осложняется множеством физико-химических фак-

торов среды.

Характеризуя миграционную способность веществ, Б. Б. По-

лынов

(1947) установил пять групп миграции веществ при

338

элювиальном выветривании и почвообразовании с относительным

значением их геохимической подвижности (п):

энергично выносимые (Cl, Br, I, S)

10n

легко выносимые (Ca, Na, K, Mg)

подвижные (SiO₂, P, Mn) .

0,ln

слабо подвижные (Fe, Al, Ti)

0,01n

инертные (SiO₂ кварца) .

Близкие, но отличающиеся большим набором элементов и

раздельные для окислительной и восстановительной (с H

обстановки ряды миграции установил А. И. Перельман

(1955)

на основании вычисления коэффициента водной миграции эле-

ментов К_х:

С/Кl,

(83)

где С среднее содержание элемента в речной воде, Кl - сред-

нее содержание (кларк) этого элемента в литосфере. Коэффи-

циент К

может быть вычислен и для ограниченного водосбора,

если брать не кларк элемента, а его среднее содержание в по-

родах, корах выветривания и почвах дренируемого данным вод-

ным потоком бассейна.

Обобщив все имеющиеся материалы по геохимии кор вывет-

ривания, почв, гидросферы, В. А. Ковда (1973) установил более

полную группировку веществ по их педогеохимической подвиж-

ности (табл. 62).

Таблица 62. Педогеохимическая подвижность главных продуктов

почвообразования (В. А. Ковда, 1973)

Группа под-

Степень под-

Химические соединения

Относительная

вижности

подвижность

Очень высокая

Нитраты, хлориды, иодиды, бро-

100

миды, сульфаты, карбонаты, бо-

раты, силикаты, фосфаты щело-

чей и частично щелочно-земель-

ных металлов

Высокая

Гипс, карбонаты кальция и

10-50

магния, гуматы и алюминаты ще-

лочей, железные и алюминиевые

квасцы

III

Умеренная

Гидрокарбонаты, фульваты и

0,5-1,0

фосфаты марганца и железа,

гидрозоли кремнезема и гумуса

Низкая

Гидроксиды алюминия, железа,

0,1-0,001

марганца, гуматы тяжелых ме-

таллов

Ничтожная

Кварц, рутил, циркон, гранат,

0,001

глинистые минералы, сульфиды

Как отметил В. А. Ковда, в природе редко достигается пол-

ное геохимическое разделение продуктов выветривания и почво-

образования. Обычно они выпадают в осадок или мигрируют

339

и аккумулируются совместно в виде групп соединений-спутни-

ков, в частности групп близкой педогеохимической подвижности.

Например, в солончаковых пустынях континентов отмечается

совместная аккумуляция нитратов, хлоридов, сульфатов, а также

соединений брома, йода и бора. Совместно мигрируют, хотя

частично и разделяются в пространстве в соответствии с раз-

личиями в скоростях миграции, сульфаты и карбонаты кальция

и магния. Гипс и известь являются постоянными спутниками

хлоридно-нитратно-сульфатно-натриевых аккумуляций.

Количественная характеристика миграционных потоков доста-

точно сложна и требует большого объема экспериментальных

данных. Однако она может быть дана на основании установлен-

ных зависимостей. Так, плотность распределения массы мигри-

рующего вещества М в географическом пространстве ω в за-

висимости от времени t выражается уравнением

dM/dω=q(x,y,z,t),

(84)

где х, у, z - пространственные координаты.

Полная производная плотности распределения dM/dω во вре-

мени называется миграционной функцией вещества:

Ф=dM/dω•dM/dt=dq/dt=Ugradq,

(85)

где U - вектор скорости миграции; q - плотность потока.

Величина потока Q мигрирующего вещества определяется

выражением

Q=qu,

(86)

где и - скорость мигрирующего вещества в потоке.

Вектор скорости миграции U можно определить с помощью

вектора направления миграционного потока I:

U=uI,

(87)

а миграционную функцию тогда выразить в виде

(88)

При глубоких грунтовых водах в почвах склонов образуется

местами временный боковой внутрипочвенный сток по поверх-

ности какого-то слабоводопроницаемого горизонта при интенсив-

ном увлажнении вышележащей почвенной толщи, например вес-

ной после снеготаяния в толще горизонта Е, подстилаемого

уплотненным иллювиальным горизонтом. Согласно С. И. Ва-

сильеву

(1950), такой сток в подзолистых почвах может иметь

скорость

66-84 см/сут в поверхностном горизонте, достигая

максимума 202 см/сут. Эти внутрипочвенные воды могут в ниж-

них частях склонов сливаться с основным горизонтом грунтовых

340

вод либо выклиниваться в виде

родников, мочажин (мочары

Украины и Молдавии). При

этом внутрипочвенный поток

выносит вниз по склону раст-

воримые соединения, выпадаю-

щие в местах изменения ско-

Рис

64 Аккумулятивные образования

рости потока или изменения

на шлейфе склона (Л) при изменении

Eh, рН, концентрации и скорости дви-

рН и (или) Eh среды. Таким

жения внутрипочвенных временных по-

образом, образуются аккуму-

токов и на перегибе склона {Б) в ре-

ляции солей, гипса, извести,

зультате изменения скорости или вы-

железа и марганца, кремнезе-

клинивания потока

ма на шлейфах или перегибах

склонов. Прослои болотной руды, луговые мергели в таежно-лес-

ной зоне, «солонцовые поляны) лесных массивов южной ле-

состепи, известковые коры полупустынь и пустынь, латеритные

коры тропиков образуются именно этим путем (рис. 64).

При промывном или периодически промывном водном режиме

продукты выветривания и почвообразования уходят за пределы

почвенного профиля в грунтовые воды и перемещаются в общем

нисходящем грунтовом потоке. За счет этого все грунтовые воды

в той или иной степени минерализованы (табл. 63).

Т аб л и ц а 63. Педохимическая классификация почвенно-грунтовых вод

(В. А. Ковда, 1973)

Тип вод

Минерализа-

Преобладающие

ция, г/л

компоненты

Ультрапресные фуль-

0,01-0,3

Фульвокислоты, Fe²⁺ , Mn²⁺ , А1³⁺

ватножелезистые

Ультрапресные кремне-

0,3-0,5

Подвижный SiO

, гидрокарбонаты

земистые

Са и Mg

Щелочные (содовые)

0,5-3

Гидрокарбонаты и карбонаты Na,

подвижный SiO₂

Опресненные гипсовые

0,5-3

Гипс и гидрокарбонат Са

нейтральные

Слабоминерализован-

3-7

Гидрокарбонаты и сульфаты Na,

ные щелочные

иногда хлориды

Минерализованные

5-15

Сульфаты Na, Mg и Са, примесь

сульфатные

хлоридов

Сильноминерализован-

20-50

Хлориды Na и Mg, сульфаты Mg

ные хлоридные

Рассолы

70-200

Хлориды Mg и Са

Крепкие рассолы

300-600

Сульфаты Mg, хлориды

Грунтовый поток медленно (в глинах

1 м/год, в суглинках

1 м/сут, в песках и галечниках 2-5 м/сут) перемещается от

возвышенных территорий к понижениям, долинам рек, озерам,

морскому побережью либо в бессточные замкнутые понижения

При глубине 0,5-3 м грунтовые воды через свою капилляр-

ную кайму непосредственно участвуют в почвообразовании. При-

341

ближаясь к поверхности в испарительном водном режиме, они

испаряются и оставляют в почве принесенные вещества (про-

цесс засоления).

Минерализация грунтовых вод постепенно возрастает в на-

правлении их движения по мере удаления от источника питания.

При этом происходят противоречивые процессы: с одной стороны,

в воды поступают все новые порции растворенных веществ, а

с другой - часть веществ достигает насыщения и начинает

выпадать в осадок по пути потока. Постепенно происходит диф-

ференциация компонентного состава по степени растворимости

веществ: возрастает концентрация более растворимых компонен-

тов и уменьшается относительная доля менее растворимых.

Расходуясь на испарение и транспирацию и постепенно транс-

формируясь по компонентному составу по мере движения, грун-

товый поток со временем создает резко выраженную законо-

мерную пространственную дифференциацию веществ в направле-

нии своего движения. При этом создаются последовательные

геохимические пояса аккумуляции в пространстве продуктов вы-

ветривания и почвообразования, соответствующие месту и вре-

мени насыщения потока данным компонентом.

Пространственное перераспределение веществ грунтовыми во-

дами приводит к дифференциации по химическому и минерало-

гическому составу элювиальных, транзитных и аккумулятивных

кор выветривания и соответствующих им почв и ландшафтов,

почвенно-геохимических провинций и регионов.

Если иметь в виду большой геологический круговорот ве-

ществ на земной поверхности в целом, то в нем существенную

роль играют и другие миграционные потоки, в частности океани-

ческий перенос - водо- и солеобмен между различными океа-

нами планеты. Из океана в океан ежегодно перемещается тече-

ниями 21 млн. км³ воды (весь речной сток материков состав-

ляет лишь 0,448 млн. км³). С речным стоком, например, в Ин-

дийский океан поступает воды 6 тыс. км³/год, а с океаническими

течениями - 7283 тыс. км³ /год (выносится из него течениями

7284,6 тыс. км³/год).

Атмосферный перенос - это обмен веществами между разны-

ми участками планеты через атмосферу при посредстве ветровых

воздушных потоков. Ежегодно с океана на сушу через атмосферу

поступает

125 тыс. км³ воды в виде атмосферных осадков, а

вместе с нею и 580 млн. т различных солей, около 17% химиче-

ского стока с суши в океан. Имеет место атмосферный перенос

и континентального происхождения, имеющий как глобальное

(пыль Сахары обнаружена в Северной Америке, пепел ряда

вулканов выпадает постепенно на всех материках), региональ-

ное (сера, выбрасываемая заводами Рура, выпадает в Сканди-

навии, а заводами США - в Канаде), так и локальное (хими-

ческие выпадения вокруг заводов, солевая импульверизация по

берегам морей и вокруг соленых озер, песчаные и пыльные

бури) значение.

342

Существенную и все возрастающую роль в глобальном круго-

вороте веществ играет техногенный перенос - техногенные пото-

ки вещества, совершающиеся при обмене сырья и продуктов

производства между различными точками планеты. По расчетам

Н. Ф. Глазовского (1976), только с экспортом древесины с тер-

ритории СССР ежегодно отчуждается (в тыс. т)

1,2-5 фосфора,

6-20 азота, 1,2-б кремния; миграция этих элементов с древе-

синой из лесных районов страны в безлесные в

15-20 раз

больше. Из Кузбасса в европейскую часть СССР ежегодно по-

ступает с углем

150-220 тыс. т азота и много больше серы.

С межгосударственными перевозками зерна в мире ежегодно

переносится (в тыс. т) 1700 калия, 170 фосфора, 2400 азота.

Техногенные потоки вещества на планете постоянно возраста-

ют и уже сопоставимы по своей плотности и массопереносу

с природными геохимическими потоками. При сжигании угля,

например, в атмосферу ежегодно поступает 3•10⁷ т азота и при-

мерно столько же изымается из атмосферы для производства

азотных удобрений.

Для характеристики техногенных миграционных потоков ис-

пользуют коэффициент технофильности элемента K_t (А. И. Пе-

рельман,

1976), характеризующий степень использования эле-

мента относительно его кларка:

= Q/Kl,

(89)

где Q - ежегодная добыча элемента, т; Кl - кларк этого эле-

мента и коэффициент техногенной фиксации вещества К_f

(Н. Ф. Глазовский, 1976), характеризующий степень техногенно-

го временного вывода веществ из общих технобиогеохимических

потоков:

K_f=Q/Q₁,

(90)

где Q

- количество рассеянного за год вещества; Q - то же,

что и в формуле Перельмана.

Миграционные потоки на земной поверхности непосредствен-

но связаны с почвенным покровом, ибо через них почва полу-

чает и отдает те или иные вещества, а современная почва -

это всегда баланс между приходом и расходом вещества.

18.7. Геохимические барьеры и ареалы аккумуляции

Скорость движения веществ, их подвижность в глобальных

региональных и локальных технобиогеохимических потоках за-

висит как от характеристик самих веществ (биофильность, техно-

фильность, геохимическая активность, растворимость), так и от

свойств вмещающей среды потоков, т. е. от ее физико-химиче-

ских (термодинамических) параметров на всем пути потока.

Поскольку эти параметры по пути природных потоков исклю-

чительно изменчивы в связи с реальным геофизическим разно-

343

образием земной поверхности, на них возникают участки, где

изменение условий миграции приводит к уменьшению подвиж-

ности тех или иных веществ или элементов и их накоплению

на этих участках, названных А. И. Перельманом (1961) геохими-

ческими барьерами.

Важно подчеркнуть, что геохимические барьеры формируются

на земной поверхности не хаотически, а образуют закономерную

систему, связанную, с одной стороны, с общей географической

зональностью природных условий планеты, а с другой - с за-

кономерной геохимической дифференциацией конкретных гео-

систем. Так, для арктической зоны характерны окислительные

и испарительные барьеры; для тундровой - восстановительные и

кислые; для мерзлотно-таежной - окислительные, восстанови-

тельные и кислые; для хвойно-широколиственно-лесной - окис-

лительные, восстановительные, кислые и адсорбционные; для

степной и сухостепной - сульфатные, карбонатные и адсорбци -

онные; для территорий с засоленными и щелочными почвами -

сульфатные, карбонатные, щелочные и испарительные; для суб-

тропических и тропических ксерофитных лесов и саванн - окис-

лительные и адсорбционные; для тропических влажных лесов

и саванн-окислительные, кислые и адсорбционные Комплекс-

ными геохимическими барьерами являются поймы рек, причем

разными в гумидных и аридных областях.

Геохимические барьеры могут иметь как линейный (на гра-

ницах различных геохимических ландшафтов), так и шющадный

характер при преобладании последнего. Действием барьеров во

многом определяется пространственная дифференциация веществ

на земной поверхности и образование ареалов аккумуляции раз-

личных элементов, их ассоциаций и соединений. При этом необ-

ходимо иметь в виду и техногенную природу ряда геохимических

барьеров: осушенные или обводненные территории, окисление

шахтных вод, восстановление металлов в металлургии и т. п.

Понятие об ареалах аккумуляции продуктов выветривания

и почвообразования было сформулировано В. А. Ковдой в 1946 г.,

под которыми он понимает территории, охватывающие совокуп-

ность ландшафтов и природных областей, где происходит обра-

зование однотипных вторичных почвенных соединений, их пере-

мещение, осаждение и накопление в почвах, грунтовых водах

и коре выветривания. В отличие от геохимических барьеров

ареалы аккумуляции характеризуются не только абсолютной

(путем приноса со стороны) аккумуляцией веществ, но и их от-

носительной, остаточной аккумуляцией. По своим ареалам акку-

муляции продукты выветривания и почвообразования различают-

ся довольно существенно (табл. 64).

18.8. Биогеохимическая дифференциация

По пути водного миграционного потока, а это основной миг-

рационный поток веществ на земной поверхности, вся поверх-

ность Земли может быть разделена на три главных элемента

344

Т а б л и ц а 64. Ареалы аккумуляции продуктов выветривания

и почвообразования на суше

(В. А. Ковда, 1973)

Ареал

Соединения

Области аккумуляции

Весьма широкий

R₂O₃, SiO₂

Области элювия, делювия, пролю-

вия, пойменного и дельтового аллю-

вия, конечные водоемы

Умеренно широкий

CaMg(CO

)

Области делювия, пролювия, пой-

СаСОз, CaSO₄

менного и дельтового аллювия, низмен-

ности, конечные водоемы

Узкий

, MgSO

Области пойменного и дельтового

NaCl, Na

аллювия, низменности., конечные во-

доемы

Весьма узкий

MaNO

, KNO

Центральные, наиболее сухие час-

CaCl

, MgCl

ти пустынных низменностей

или геохимические пояса: пояс выноса, пояс транзита и

пояс аккумуляции. Это разделение сохраняется при лю-

бом масштабе рассмотрения территории: от отдельно взятой

возвышенности и прилегающего к ней склона и подножия до

речного бассейна, сопряжения горной системы и низменности,

всего континента, сопряжения суши и океана в целом. Эти три

типа земной поверхности тесно геохимически связаны между

собой, образуя каскадные ландшафтно-геохимические системы

(М. А. Глазовская, 1964), включающие ряд конкретных экосис-

тем (биогеоценозов, элементарных ландшафтно-геохимических

систем, элементарных почвенно-геохимических ландшафтов),

находящихся на различных гипсометрических уровнях и связан-

ных между собой едиными водно-миграционными потоками ве-

щества от более высоких уровней к более низким (рис.

65).

Как показывает схема Глазовской, атмосферный перенос может

вносить какие-то коррективы в каскадный геохимический поток,

но в целом не может изменить его направленности.

Миграция вещества в каскадных системах подчиняется опре-

деленным закономерностям, в частности уже описанным законо-

мерностям миграционных потоков, а аккумуляция веществ в той

или иной их части регулируется действием геохимических барь-

еров, что в конечном итоге за длительное геологическое время

приводит к общей геохимической дифференциации суши земного

шара (рис. 66).

Соответственно данной общей схеме в области выноса фор-

мируются автономные (автоморфные, элювиальные) геохимиче-

ски независимые ландшафты, характеризующиеся выносом наи-

более растворимых и подвижных соединений и остаточной акку-

муляцией SiO₂, R₂O₃. В области транзита формируются геохи-

мически подчиненные транзитные ландшафты, в которых частич-

но аккумулируются некоторые соединения (карбонаты и сульфа-

ты кальция, соединения железа и кремния), а наиболее раство-

римые и подвижные продукты выносятся. В поясе аккумуляции

345

Рис. 66. Схема дифференциации и ареалов аккумуляции соединений в почвах

бессточной части (А) и дренированной части (Б) континента (В. А. Ковда, 1973)

формируются геохимически подчиненные аккумулятивные ланд-

шафты, для которых характерно накопление наиболее подвиж-

ных продуктов выветривания и почвообразования, прежде всего

водорастворимых солей.

Результатом действия глобальных, региональных и локальных

технобиогеохимических потоков, прежде всего в рамках каскад-

ных ландшафтно-геохимических систем с разнообразием их гео-

химических барьеров, на поверхности суши является формиро-

вание различных геохимических провинций (А. П. Виноградов),

биогеохимических провинций (В. В. Ковальский), техногенных

геохимических аномалий (А. И. Перельман). Первые и вторые

формируются природными биогеохимическими миграционными

потоками в каскадных ландшафтно-геохимических системах под

влиянием природных геохимических барьеров; вторые - техно-

генными или технобиогеохимическими потоками, часто вне кас-

347

Рис

67 Вертикальная гео-

химическая дифференциа-

Al₂O₃

SiO₂,Al₂O₃

CaCO

NaCl

ция почвенного профиля

при элювиальном фер-

CaSO

раллитном почвообразова-

нии

(1), при элювиаль-

ном

кислом сиаллитном

SiO

CaCO

CaSO₄

почвообразовании

(2),

при прогрессивном рас-

NaCl

CaCO

слоении (3), при прогрес-

сивном засолении

(4)

кадных ландшафтно-геохимических систем и под влиянием как

природных, так и техногенных геохимических барьеров

В данном разделе охарактеризована горизонтальная мигра-

ция продуктов выветривания и почвообразования, поскольку

именно она приводит к существенной геохимической дифферен-

циации земной поверхности, формирующей геохимический фон

почвообразования (почвенно-геохимические формации суши по

В. А. Ковде, почвенно-геохимические ассоциации по М А Гла-

зовской) Однако весьма существенное значение для почвообра-

зования имеют и вертикальные миграционные потоки, форми-

рующие геохимический фон конкретных почвенных профилей раз-

ных типов (рис

67)

Вертикальные внутрипочвенные миграционные потоки могут

иметь как нисходящий характер (в элювиальном процессе), так и

восходящий (например, при засолении), а могут и чередоваться

во времени в сезонных циклах водного режима почв. Эти

потоки участвуют в формировании генетических горизонтов поч-

венного профиля, причем существенное значение имеют и био-

генные потоки веществ, создаваемые жизнедеятельностью орга-

низмов Поскольку миграционные потоки протекают во времени,

степень дифференциации почвенного профиля в целом либо по

отдельным компонентам очень сильно зависит от возраста почво-

образования или возраста того или иного профилеобразующего

процесса: вынос кремнезема из ферраллитных почв требует

миллионов лет, а засоление почвы хлоридами может произойти

в течение одного сезона, т. е. меньше, чем за год

Описанную общую и частную биогеохимическую дифферен-

циацию продуктов выветривания и почвообразования приходится

детально исследовать во всех случаях генетического анализа

почвенного профиля

Глава девятнадцатая

РЕЖИМЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ

Совокупность суточных, сезонных и годовых циклических из-

менений состава и состояний компонентов почвы, происходя-

щих в связи с обменом веществом и энергией между почвой и

окружающей средой, называется почвенным режимом. Выделяют

348

водный, тепловой, окислительно-восстановительный, солевой, пи-

тательный, воздушный и другие режимы. Тины водного и теп-

лового режима являются важнейшей и наиболее общей причи-

ной различий в характере почвообразования. Это основные ре-

жимы почвы, определяющие в значительной степени все осталь-

ные, определяющие энергетику и динамику почвообразования.

19.1. Водный режим почвы

Водный режим почвы - это совокупность всех явлений пос-

тупления влаги в почву, ее передвижения, изменений физиче-

ского состояния и расхода из почвы. Основы учения о водном

режиме почв и его типах были заложены Г. Н. Высоцким

(1865-1940). Большой вклад в разработку этого учения внесли

русские, советские ученые А. А. Измаильский

(1851 -1914),

A. Ф. Лебедев

(1882-1936), Н. А. Качинский

(1894-1976),

B. А. Ковда. Наибольшую законченность учение о водном ре-

жиме и его типах получило в работах А. А. Роде

(1896-1979).

К числу явлений - элементов водного режима - относятся

впитывание, фильтрация, капиллярный подъем, сток поверхност-

ный, нисходящий и боковой, испарение физическое, десукция,

замерзание, размерзание, конденсация воды. В зависимости от

количественных соотношений этих явлений определяются преоб-

ладающее направление в передвижении влаги в почвенном про-

филе в годовом и сезонных циклах и пределы колебаний поч-

венной влажности и почвенных влагозапасов, т. е. определяется

тип водного режима.

Рис. 68. Мерзлотный водный режим

(А. А. Роде,

1956):

Влажность почвы и грунта;

менее влажности завядания;

- от

влажности завядания до влажности

разрыва капилляров;

- от влаж-

ности разрыва капилляров до наи-

меньшей влагоемкости;

- равная

наименьшей влагоемкости;

- от

наименьшей до полной влагоемкости,

равная капиллярной влагоемкости; 6 -

равная полной влагоемкости (водо-

носный горизонт); 7 - мерзлота, 8-

снег;

движение воды;

9 - грунто-

вый поток;

10 - капиллярный подъем

(справа) и гравитационное промачива-

ние (слева); 11 -пленочно-капилляр-

ное; 12 - пленочное; 13 - почвенный

или почвенно-грунтовый сток; 14 - де-

сукция; 15 - жидкие осадки; 16 - до-

полнительное увлажнение; 17 - полив;

18 - испарение или транспирация;

почвенные условия; 19 - нижняя гра-

ница почвенного профиля; 20 - смена

наносов;

- наибольшая глубина

промачивания;

- песчаная про-

слойка;

климатические

условия;

23 - средние многолетние осадки (сле-

ва); испаряемость (справа); темпера-

тура (линия)

349

Возникновение и сущест-

вование того или иного вод-

ного режима зависит от

многих факторов: положе-

ния почвы в рельефе, клима-

тических условий, водных

свойств почвы и подпочвы,

наличия или отсутствия под-

питывания грунтовыми вода-

ми, мерзлоты, от характера

растительности, влияния че-

ловека.

В настоящее время в со-

Рис.

69. Водонасыщающий (водоза-

ветской классификационной

стойный) водный режим почвы (ус-

ловные обозначения те же, что и на

системе принято выделять

рис

68)

14 типов водного режима.

Мерзлотный водный ре-

жим устойчиво-льдистых почв свойствен почвам, формирующим-

ся в области многолетней мерзлоты. В течение большей части

года почвенная вода находится в твердой фазе в виде льда.

В теплый период почвы оттаивают сверху вниз, и над постоянно

мерзлым слоем образуется водоносный горизонт - надмерзлот-

ная верховодка. Содержащаяся в ней влага расходуется на

испарение, десукцию и боковой сток. Почва постоянно влажная

(рис.

68). В течение большей части вегетационного периода

влажность поддерживается на уровне от наименьшей до полной

влагоемкости и никогда не опускается ниже влажности завя-

дания.

Водонасыщающий (водозастойный) водный режим характе-

ризует болотные почвы атмосферного увлажнения и некоторые

болотные почвы грунтового увлажнения. Влажность почвы со-

храняется в течение всего года в пределах полной влагоемкости,

лишь иногда в засушливые периоды в отдельные годы опускаясь

до наименьшей влагоемкости (рис. 69).

Периодически водонасыщающий (водозастойный) водный ре-

жим обычен в болотных почвах грунтового увлажнения. В соот-

ветствии с сезонными колебаниями уровня грунтовых вод влаж-

ность почвы варьирует от полной до наименьшей влагоемкости,

причем поверхностный горизонт в отдельные периоды может про-

сыхать и до влажности значительно ниже наименьшей влаго-

емкости.

Промывной водный режим свойствен почвам лесных зон -

тайги, влажных субтропических и тропических лесов, умеренных

широколиственных лесов, - где годовая сумма осадков превы-

шает годовую испаряемость. Типичен он и для высокогорных

лугов. Наиболее характерная черта - ежегодное промачивание

почвенно-грунтовой толщи до уровня почвенно-грунтовых вод,

что обеспечивает вынос продуктов почвообразования за пределы

почвенной толщи.

350

Почвы промывного вод-

ного режима обладают вы-

сокой, иногда избыточной

влажностью (рис.

70). В

нижней части профиля влаж-

ность никогда не опускается

ниже наименьшей влагоем-

кости. Так, в подзолистых

почвах тайги лишь в тече-

ние 3 летних месяцев влаж-

ность держится на уровне от

влажности завядания до на-

именьшей влагоемкости; вес-

ной почва увлажнена в пре-

делах от наименьшей до

Рис. 70. Промывной водный режим почвы

полной влагоемкости и на

некоторой глубине в ней (А. А. Роде, 1956) (условные обозначе-

образуется верховодка.

ния те же, что и на рис.

68)

Периодически промывной

водный режим характерен для почв, формирующихся в климате,

где годовая сумма осадков приблизительно соответствует годо-

вому испарению, например, в зоне лесостепи для выщелоченных и

типичных черноземов. Сквозное промачивание почвенно-грунто-

вой толщи происходит один раз в 10-15 лет. Периодически (не

ежегодно) весь профиль насыщается водой до влажности выше

наименьшей влагоемкости. В нижней части профиля периодиче-

ски влажность падает до влажности разрыва капилляров, а в

верхней - и до влажности завядания.

Промывной сезонно-сухой водный режим характеризуется на-

личием двух контрастных сезонов: дождливого с влажностью

почвы от полной до наименьшей влагоемкости и засушливого

с влажностью почвы от влажности разрыва капилляров до

влажности завядания. Такой водный режим характерен для

тропических влажных саванн.

Непромывной водный режим господствует в почвах зон, где

средняя годовая норма осадков меньше среднегодовой испаряе-

мости (степь, сухая саванна). Почвенная толща промачивается

на глубину 0,5-2 м, ниже находится слой с постоянно низкой

влажностью. В верхней части профиля в соответствии с режи-

мом осадков влажность колеблется в пределах от полной влаго-

емкости до влажности завядания, в нижней же находится между

влажностью разрыва капилляров и влажностью завядания в те-

чение всего года (рис. 71).

Аридный (сухой) водный режим присущ почвам полупустынь

и пустынь. Весь профиль почвы сухой в течение всего года

при влажности, близкой к влажности завядания или даже ниже.

Спорадически верхние горизонты могут иметь и более высокую

влажность.

Выпотной водный режим, как и непромывной или сухой,

351

складывается в почвах семиаридного и аридного климата, но в

таких условиях, когда близко к поверхности подходят грунтовые

воды. Их капиллярная кайма периодически поднимается до по-

верхности, и грунтовые воды испаряются физически, в случае

наличия растворенных солей в воде обогащая солями поверх-

ностные горизонты. При этом формируются луговые солончаки

и солончаковые почвы, обладающие постоянно высокой влаж-

ностью (рис. 72). Выпотной водный режим может быть подраз-

делен на собственно выпотной и периодически-выпотной.

Двсуктивно-выпотной водный режим. В отличие от предыду-

щего случая капиллярная кайма грунтовых вод не выходит на

поверхность и испаряется не физически, а через отсос влаги

корнями растений Присутствующие в грунтовой воде соли и

другие растворенные вещества выпотевают не на поверхности

почвы, а на некоторой глубине в почвенном профиле. Этот вод-

ный режим свойствен луговым почвам, а также лугово-черно-

земным, лугово-каштановым, лугово-коричневым и другим полу-

гидроморфным почвам. Режим увлажнения складывается из двух

периодов. После снеготаяния или обильных дождей почвы про-

мачиваются до уровня почвенно-грунтовых вод. В этот период

господствует нисходящий ток влаги. По мере подсыхания нисхо-

дящий ток сменяется восходящим, господствующим во втором

периоде. Капиллярная кайма грунтовых вод достигает корнеоби-

таемой толщи и испаряется на большей или меньшей глубине.

Рис

71 Непромывной водный режим

почвы (А А. Роде, 1956) (условные обо-

значения те же, что и на рис. 68)

Рис. 72 Выпотной водный режим почвы

(условные обозначения те же, что и на

рис

68)

352

Почвы характеризуются

высокой влажностью всего

профиля в течение первого

периода и высокой влаж-

ностью нижней части про-

филя в течение всего года.

Верхняя часть почвенного

профиля летом может ис-

сушаться до влажности,

меньшей, чем влажность

завядания (рис. 73).

Паводковый

водный

режим характерен для

почв, периодически затап-

ливаемых речными, скло-

новыми, дождевыми или

иными водами. В этих ус-

ловиях периодическое па-

водковое затопление сме-

няется в межпаводковый

период каким-то иным

водным режимом в зави-

симости от зонального или

Рис

73. Десуктивно-выпотной водный ре-

геоморфологического (пой-

жим почвы (А. А. Роде, 1956) (условные

ма реки, шлейф склона)

обозначения те же, что и на рис.

68)

положения почвы и глу-

бины грунтовых вод. В разных частях поймы при этом может

складываться разный водный режим, например промывной в

прирусловье, десуктивно-выпотной в центральной пойме и водо-

застойный в притеррасье.

Амфибиальный водный режим формируется в постоянно за-

топленных маршах и плавнях дельт рек, морских и озерных

мелководий либо в периодически затопляемых приливными во-

дами мантрах. Почва постоянно находится в переувлажненном

состоянии, хотя поверхностные воды могут на некоторое время

и стекать.

Ирригационный водный режим складывается в искусственно

орошаемых почвах. В этом типе водного режима можно выде-

лить большое разнообразие конкретных подтипов или видов в

зависимости от: 1) типа и интенсивности орошения (дождевание,

напуск по бороздам, затопление на рисовых полях, влагозаряд-

ковые или вегетационные поливы, дополнительное орошение с

нормами

1000-2500 м³/га или основное водоснабжение с нор-

мами

10000-15 000 м³/га;

2) глубины и характера сезонных

колебаний грунтовых вод; 3) наличия и характера искусствен-

ного дренажа. При общей оценке водного режима орошаемых

территорий характеристика водного режима почв дополняется

еще и характеристикой режима грунтовых вод, которая широко

используется в мелиоративном почвоведении.

353

Осушительный водный режим складывается на искусственно

осушаемых болотных и заболоченных почвах, причем его кон-

кретный вид также определяется характером дренажа и сте-

пенью регулирования.

Описанные

14 типов водного режима лишь обобщенно ха-

рактеризуют это явление, не показывая всех деталей склады-

вающейся в конкретных почвах ситуации. А. А. Роде в свое время

предлагал типы водного режима почв делить на подтипы в за-

висимости от источника увлажнения (атмосферное, грунтовое,

смешанное) и его интенсивности. В пределах подтипов далее

предлагалось выделять варианты водного режима в зависимости

от особенностей литологического строения почвенно-грунтовой

толщи. Однако столь детальная общая классификация водных

режимов почв пока не разработана.

Исследования водного режима почв имеют крайне важное

теоретическое и практическое значение. Его характеристика поз-

воляет правильно понять генезис почвы или ее отдельных спе-

цифических горизонтов (элювиальные, иллювиальные, гидроген-

но-аккумулятивные горизонты, внутрипочвенные или поверхност-

ные солевые или железистые прослойки, коры, панцири), а так-

же оценить и прогнозировать направление дальнейшей эволю-

ции современных почв при данном типе водного режима (про-

должение выщелачивания или, наоборот, гидрогенной аккумуля-

ции веществ). Практически управление водным режимом почв -

основа их рационального использования в земледелии и лесо-

водстве: в засушливых районах это прежде всего орошение и

дренаж, в условиях избыточного увлажнения - осушительные

мелиорации. Регулирование водного режима почв достигается

не только коренными мелиоративными мероприятиями, но и

большим набором агротехнических средств (снегозадержание,

прерывистое или сплошное бороздование, глубокое рыхление,

щелевание, укрытие пленкой, мульчирование поверхности и т. д.).

Зарегулированный, управляемый, оптимальный для данных куль-

тур водный режим почвы - основа ее эффективного плодо-

родия.

19.2. Тепловой режим почвы

Под тепловым режимом почвы понимают совокупность и

определенную последовательность явлений теплообмена в систе-

ме: приземный слой воздуха - растения - почва - подстилаю-

щая порода, а также совокупность процессов теплопереноса,

теплоаккумуляции и теплорассеивания в самой почве. Тепловой

режим изучен значительно слабее, чем водный. Систематически

исследован во многих типах почв лишь температурный режим -

изменение температуры почв во времени.

Температура почвы - наиболее динамичная величина, она

быстрее, чем другие параметры почвы, приходит в равновесие

с окружающей средой. Равновесие между температурой атмо-

354

сферы и поверхностного

(0-

5 см) слоя почвы устанавлива-

ется очень быстро (в течение

минут), более глубоких гори-

зонтов - с некоторым запазды-

ванием, которое тем больше,

чем глубже почвенный слой.

Тепловой и водный режимы

почв тесно взаимосвязаны и

взаимообусловлены, поскольку

Рис

74 Суточная динамика темпера

поведение воды в почве, фазо-

туры южного чернозема (18-19 авгу

ста 1983 г ):

вые переходы, направление и

1 - на поверхности, 2 - на глубине 5 см,

скорость перемещения зависят

3 - на 10 см, 4 - на 30 см, 5 - на 50 см

от температуры почвы; в свою

очередь тепловой режим почвы обусловлен степенью ее увлаж-

нения.

Суточная динамика температуры наиболее резко выражена

в первом полуметре Днем тепловой поток направлен сверху

вниз; ночью, вследствие активного излучения тепла поверхностью

почв, снизу вверх. Максимальные температуры отмечаются на

поверхности днем, минимальные - ночью. С глубиной амплитуда

колебания температур снижается, и суточная динамика на глу-

бине около 50 см практически полностью затухает (рис. 74). Так

как процесс теплопереноса не мгновенный, наблюдается запаз-

дывание нагревания нижележащих слоев.

На суточный режим почв оказывают существенное влияние

погодные условия местности, влажность почв, их гранулометри-

ческий состав, состояние поверхности, количество органического

вещества и окраска. Затемненные растительностью почвы имеют

менее выраженный суточный цикл температур, чем открытые

участки.

Годовой режим температур почв имеет большую амплитуду

колебаний и выражен на большую глубину, чем суточный. Зона

активной выраженности сезонной динамики ограничена 3-4-мет-

ровой толщей. На глубине 6 м годовая температура колеблется

менее чем на 1°С.

Установление максимальной температуры почв несколь-

ко отстает от максимума температур воздуха вследствие

инерционности теплопереноса в почвенной толще. Максимум тем-

ператур на глубине 3 м устанавливается на несколько месяцев

позже, чем на поверхности.

Каждый почвенный тип в соответствии с зональностью (гори-

зонтальной и вертикальной) поступления солнечной радиации,

с турбулентностью атмосферы и распространением растительных

ассоциаций характеризуется определенными температурными

параметрами (табл. 65).

В настоящее время в СССР принимается следующая система-

тика тепловых режимов почв, основы которой были разработаны

В. Н. Димо (1968). Согласно этой системе почвы делятся на:

355

Классы (группы)

Подклассы (типы)

I. Промерзающие

1. Мерзлотные

2. Длительно-сезонно-промерзающие

II. Непромерзающие

3. Сезонно-промерзающие

4. Непромерзающие охлаждающиеся

5. Непромерзающие теплые

6. Непромерзающие жаркие

Т а б л и ц а 65. Колебания температуры почвы (°С) в европейской части

СССР на глубине 20 см

(по А. М. Шульгину, 1957)

Средняя

Темпера-

Средняя тем-

Температура

Годовая

температу-

тура само-

пература за

самого холод-

амплиту-

Почвы

ра за теп-

го теплого

холодный пе-

ного месяца

да темпе-

лый период

месяца

риод

ратур

Подзолистые

6-10

15-18,5

2-0,0

- 0,6

17-20

Черноземные

11-15

18-22

-5-1,0

- 7 - 1

20-27

Каштановые

14-16

23-26

-2

- + 0 , 5

-3,5

-1,5

25-26

Бурые лесные

18-20

25,5-27

+5,5 - +7,0

+ 4 - + 5

21-22

Мерзлотные почвы типичны для территорий с многолетней

мерзлотой. Среднегодовая температура почв отрицательная, пре-

обладает процесс охлаждения (рис. 75, а). Температура самого

теплого месяца на глубине 0,2 м не выше 20°С. Сезонное замер-

зание и оттаивание прослеживается до верхней границы много-

летнемерзлого грунта. Этот тип теплового режима выражен в

ряде провинций Евроазиатской полярной и Восточно-Сибирской

мерзлотно-таежных областей.

Длительно-сезонно-промерзающие почвы - преобладает по-

ложительная среднегодовая температура профиля, длительность

промерзания на менее 5 мес (рис. 75,6). Температура самого

теплого месяца на глубине 0,2 м от 10 до 25°С. Глубина промер-

зания более 1 м, но сезонное промерзание не смыкается с мно-

голетнемерзлыми породами, если они присутствуют.

Сезонно-промерзающие почвы имеют положительную средне-

годовую температуру. Длительность промерзания не более 2 мес

(рис.

75,в). Подстилающие породы не мерзлые. Температура

самого теплого месяца на глубине 0,2 м 20-30°С.

Непромерзающие почвы имеют положительные среднегодовые

температуры по профилю, включая температуру самого холод-

ного месяца (рис. 75,г). Промерзания нет. Этот тип темпера-

турного режима наблюдается в местностях теплой европейской

фации умеренного пояса и в областях субтропических и тропи-

ческих поясов. Непромерзающие охлаждающиеся почвы имеют по-

ложительные температуры самого холодного месяца на глубине

0,2 м, но не выше 5°С; температура самого теплого месяца на этой

глубине до 35°С. Непромерзающие теплые почвы имеют на глубине

356

Таблица 66. Характеристика подтипов теплового режима почв

(по В. Н. Димо, 1968)

Интервал

Лето

Зима

Почвы

среднегодо-

вой темпера-

Сумма темпе-

Интервал тем-

Глубина

Сумма темпе-

Интервал тем-

Глубина

туры почвы

ратур выше

ператур почвы

проникнове-

ратур ниже

ператур почвы

проникновения

на глубине

10°С

на глубине

ния темпера-

0°С

на глубине 0,2 м

температур

0,2 м,°С

0,2 м, °С

тур более

самого холодно-

ниже 0°С, м

10°С, м

го месяца,°С

Очень холодные

-12-0

0-500

0-12

2000-2500

(-20) ÷

(-6)

Холодные

0-8

500-1500

8-20

1-2

1000-2000

(-16)

(-4)

2-3

Умеренно холодные

8-12

1500-2500

16-24

1-3

0-1000

0-2

Умеренно теплые

12-16

2500-3500

16-28

2-3

Теплые

16-20

3500-4500

20-28

0,2 м в самый холодный месяц от 5 до 20°С. Непромерзающие

жаркие почвы имеют температуру на глубине 0,2 м в течение

всего года выше 20°С.

В пределах подклассов (типов) выделяются подтипы (кате-

гории) теплового режима почв на основании среднегодовой тем-

пературы на глубине 0,2 м, интервалов температур на этой глу-

бине, глубины проникновения температур

10° для лета и

<0° для зимы, суммы активных температур (табл.

66).

Существенное изменение в характер теплового режима почв

вносит их распашка. Температурный режим становится более

контрастным. Так, по данным Т. П. Коковиной (1974), на па-

хотном типичном мощном черноземе без растительного покрова

или под пропашными культурами суточная амплитуда темпера-

туры поверхности достигает

35-57°, тогда как на целине не

более

18-23°С. В холодное полугодие распаханные черноземы

охлаждаются быстрее и глубже, чем целинные, а сам период

с отрицательной температурой в почве на 20-30 дн длиннее.

Максимальная температура почвы на глубине

10 см в степи

составляет

18-20, а на пашне

20-30°С. Поверхность почвы

в степи прогревается не более чем до 35°С, а на пашне до 40-

50°С. Существенным образом различаются по температурному

режиму пахотные почвы под разными сельскохозяйственными

культурами.

Снегозадержание способствует снижению теплоотдачи почв,

предохраняет посевы от вымерзания. К мероприятиям, изменяю-

щим альбедо почв, относятся мульчирование, гребневание, ку-

лисные посевы. Мульчирование светлыми веществами предохра-

няет почву от перегрева. Применение темных мульчирующих ве-

ществ способствует более интенсивному нагреванию холодных

почв. Также улучшает тепловой режим северных почв снятие

торфяных слоев, препятствующих их глубокому прогреванию.

Все агромелиоративные мероприятия, направленные на изме-

нение водного режима почв, так или иначе изменяют их темпе-

ратурный режим. Дренаж благоприятствует более интенсивному

нагреванию почв. Особенно важен быстрый сброс дренажных

вод в северных районах весной, так как это способствует более

раннему прогреванию почв. Орошение южных территорий предо-

храняет почву от перегрева. Угрозу вымерзания посевов от вне-

запных заморозков можно смягчить применением дымовых завес,

снижающих теплоотдачу с поверхности. В некоторых районах

практикуют прогревание почв весной, пропуская по трубам

горячую воду. Особенно эффективен этот способ в районах с

гидротермальными источниками.

19.3. Воздушный режим почвы

Воздушный режим почвы - это совокупность всех явлений

поступления воздуха в почву, его передвижения в почве и рас-

хода, а также явлений обмена газами между почвенным возду-

359

холе, твердой и жидкой фазами,

потребления и выделения от-

дельных газов живым населе-

нием почвы. Все эти явления

находят отражение в изменении

содержания и состава почвен-

ного воздуха во времени.

При изучении воздушного

режима почвы обращают вни-

мание на содержание двух га-

зов: диоксида углерода и кис-

лорода. При нормальном газо-

обмене сумма этих газов близка

к сумме их в атмосфере (21 %),

но соотношение между ними

существенно меняется во вре-

мени, причем различно в раз-

ных почвах.

Рис. 76. Годовая динамика концентра-

Во всех почвах состав поч-

ции СО

в почвенном воздухе дерно-

венного воздуха подвержен

во-подзолистой почвы в лесу (I) и на

постепенным изменениям в те-

поле люцерны (II) (по Б. Н. Макарову.

чение года, причем на глубине

1966):

4-5 м еще отмечаются колеба-

1 - на глубине

15 см;

2 - 50 см;

3 -

100 см; 4 - 200 см; 5 - 300 см

ния в составе воздуха, хотя и

более слабые, чем в пределах

верхней толщи. В торфяных, дерново-подзолистых почвах, в чер-

ноземах и почвах полупустынного комплекса наибольшее содер-

жание углекислоты наблюдается в теплый период года, когда

СO₂ образуется в результате интенсивной деятельности микроор-

ганизмов, дыхания корней и других биологических процессов.

Кроме того, высокие концентрации углекислоты в почвенном

воздухе наблюдаются при ее замедленном образовании, но в ус-

ловиях затрудненного газообмена. Это происходит, например,

в период обильного выпадения осадков и насыщения верхних

слоев почвы до полной влагоемкости, а также при образовании

ледяной корки зимой или ранней весной.

В дерново-подзолистых суглинистых почвах, не подверженных

избыточному увлажнению, концентрация СO

(в

%) в слое

0-50 см обычно колеблется от 0,2 до 3,0, в слое 100-200 см -

от 1,2 до 3,4, в более глубоких слоях - от 1,5 до 4-5. Большое

влияние на абсолютное содержание диоксида углерода оказы-

вает характер растительности (рис. 76). По данным Б. Н. Мака-

рова

(1966), максимально оно было под пологом смешанного

леса, более низким в почве под люцерной, еще ниже в почве,

засеянной зерновыми, и наиболее низким в почве чистого пара.

Так, в почве под люцерной на глубине 15 см в среднем содержа-

лось

1% СO₂, на глубине

30 см- 1,5% СO₂, под паром -

соответственно 0,2 и 0,3%.

360

Согласно Е. А. Афанасьевой, самые низкие концентрации

СO

в почвенном воздухе целинного чернозема наблюдаются вес-

ной после снеготаяния: 0,4-0,5% от объема во всем почвенном

профиле (0-300 см). По мере развития биоты содержание СO

к лету возрастает. Наибольшее количество углекислоты проду-

цируется в поверхностном слое, но значительная ее часть уходит

в атмосферу в процессе «дыхания» почвы. Поэтому до глубины

50 см содержание СO₂ в почвенном воздухе не превышает 0,5%

даже летом, несколько повышаясь только после дождей. Отток

почвенного воздуха с глубины 80-150 см замедлен, поэтому в

этих слоях летом концентрация углекислоты возрастает до

1,3%

от объема. Осенью и зимой она вновь снижается (рис.

77).

По другим данным (С. А. Николаева, 1970), содержание СO₂ в

воздухе типичного чернозема более высокое: в период вегетации

в слое 0-50 см - 0,3-1,3%, в слое 100-200 см -0,7-2,0%.

Содержание кислорода в черноземах слабо изменяется в течение

года, колеблясь в пределах 18-20,5%.

Основные закономерности изменения состава почвенного воз-

духа в целинном черноземе повторяются в распаханных черно-

земах различных подтипов. По данным Н. Г. Зборищук

(1980),

в осенне-зимне-ранневесеннее время концентрация углекислоты в

почвенном воздухе южного чернозема невысока:

0,1-0,2% в

верхнем горизонте, 0,3-0,6% на глубине 100 см. Концентрация

кислорода ближе к 21%. В июне концентрация СО

резко воз-

растает во всем профиле, от 0,8-1% в верхнем горизонте до

1,2-1,8% на глубине

40-100 см. К концу лета содержание

углекислоты в почвенном воздухе снова снижается.

Орошение южных черноземов заметно влияет на их воздуш-

ный режим. Поливы нормой 250-350 м³/га кратковременно уве-

личивают содержание СО

до

1 -1,2%, что не вызывает нару-

шения дыхания растений. В межполивной период орошение за-

метно изменяет состав почвенного воздуха только в том случае,

когда оно приводит к подъему уровня почвенно-грунтовых вод

до глубины

1,5-3 м. При этом даже в межполивной период

содержание кислорода понижено, а содержание диоксида углеро-

да повышено по сравнению с содержанием этих же компонентов

в неорошаемых почвах. На глубине 30-50 см в начале лета

содержание углекислоты достигает 2% и более.

При увеличении поливной нормы до 500 м³/га через 3-4 ч

после полива в пахотном горизонте содержание СО

возрастает

с 0,4-0,6 до 1,6-1,8%, и эта концентрация держится в течение

3-4 дн. При поливе напуском содержание СO

через 3 дн после

полива достигает 3%, а кислорода снижается до 10%, в почвен-

ном воздухе появляется сероводород. Воздушный режим такого

рода резко снижает продуктивность растений.

Болотные торфяные почвы выделяются среди остальных наи-

более высокой насыщенностью почвенного воздуха углекислотой.

Здесь, на глубине до 0,5 м, концентрация углекислоты во влаж-

ные годы достигает 10-12% при таком же или даже более низ-

362

Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год) - часть 7