Глава 4

ДИНАМИКА ИОННЫХ РАВНОВЕСИЙ

ВВЕДЕНИЕ. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ

Мы уже рассмотрели основные законы ионных равновесий в почве (см. часть первую книги). Глинисто-гумусовые комплексы образуют крупные отрицательно заряженные частицы, удерживаю­щие катионы в обменной форме в равновесии с катионами почвен­ного раствора. Не учитывая сезонных особенностей этого равнове­сия, можно считать поглощающий комплекс той или иной почвы сравнительно постоянным, представляющим собой существенную характеристику почвы в целом.

С давних пор почвоведы определили константы, характеризую­щие поглощающий комплекс,— это емкость поглощения (7), сумма поглощенных оснований (S), рассчитываемая в миллиэквивалентах на 100 г, и степень насыщенности (S/T х 100).

Катионы группируются вокруг отрицательно заряженных части­чек в виде двух слоев: внутреннего (слоя Штерна), состоящего из катионов с кислотными свойствами (А1⁺⁺⁺ и Н⁺), и внешнего (слоя Гуи) — из основных катионов (Са⁺⁺, Mg⁺⁺, Na⁺, К⁺, NH+) с ярко выраженной ионной активностью.

Кроме того, некоторые катионы малых размеров (К⁺ и NH,) могут поглощаться межплоскостными решетками некоторых глин.

. Законы ионных равновесий формулировались многими исследо­вателями и лучше всего могут быть выражены формулой Гапона, учитывающей концентрации ионов в растворе и коэффициенты их активности. Этот закон позволяет вскрыть энергию адсорбции, различную в зависимости от валентности иона и его гидратации. По убыванию энергии адсорбции ионы располагаются следующим образом: Al — Са — Mg — Н — К — Na.

ВЛИЯНИЕ РАЗЛИЧИЙ В СОСТАВЕ И КОНЦЕНТРАЦИИ РАСТВОРОВ

Концентрация растворов меняется вместе с условиями среды, особенно вместе с сезонными колебаниями микроклимата. Обога­щение катионами почвенных растворов может явиться результатом выветривания минералов и разложения подстилок или же происходит искусственным путем — при внесении минеральных удобрений. В последнем случае идет энергичный ионный обмен. Обеднение катионами обусловливается корневой сорбцией или вымыванием наиболее подвижных ионов. Наконец, разбавление или концентра­ция растворов в связи с сезонными процессами также имеют сущест­венное значение.

Изменения соотношений ионов в почвенных растворах. Смеще­ние равновесия в результате появления в растворе какого-то иона может быть различным в зависимости от природы иона и его новой концентрации, то есть от его энергии поглощения. Например, одно­валентные ионы, даже если их концентрация в растворах становится высокой, поглощаются незначительно, поэтому они почти всегда составляют меньшинство среди почвенных ионов.

Если увеличивается концентрация двухвалентного иона, особен­но Са, обменные реакции, особенно с ранее поглощенными однова­лентными ионами, идут энергично. Некоторые глины (монтморил­лониты) обнаруживают такую приверженность к двухвалентным ионам, что они поглощаются даже при относительно невысоких концентрациях: при равных концентрациях кальций вытесняет ранее поглощенный монтмориллонитом аммоний на 90% (Schacht- schabel, 1966); это указывает на значительную роль сезонного увеличения концентрации кальция в растворе в некоторых биологи­чески активных почвах с активными карбонатами. Весной давление растворенного С0₂ увеличивается вследствие интенсификации биоло­гической деятельности, и кальций вовлекается в почвообразование по реакции

СаСОз + С0₂ + Н₂0 Са(НС0₃)₂.

Ион кальция наиболее сильно поглощается почвой этого типа и становится преобладающим.

Трехвалентные и тяжелые ионы — А1⁺⁺⁺, Мп⁺⁺ — обнаружи­ваются в больших количествах в кислых средах. Благодаря своей большой энергии поглощения они могут вытеснять другие ионы, даже двухвалентные, так что наиболее характерными в кислых почвах являются ионы А1⁺⁺⁺.

Поливалентные ионы Са⁺⁺ (в нейтральной среде) и А1⁺⁺⁺ (в кис­лой, Page et al., 1964) не только освобождают обменные моновалент­ные ионы, но могут также внедряться в кристаллические решетки глин, вытесняя оттуда фиксированные ионы, в том числе К⁺. На этом явлении основано улучшение калиевого режима сельско­хозяйственных растений.

Всасывание корнями или какие-то другие причины, приводящие к уменьшению концентрации иона в растворе, вызывают обратное явление: равновесие восстанавливается благодаря переходу в раствор обменных форм. Так сильное корневое поглощение К⁺ из раствора способствует переходу туда обменного калия, что в свою очередь влияет на калий, фиксированный в решетках, часть которого стремится стать обменным, то есть перейти на перифе­рические участки глинистых частиц.

Сезонные колебания ионных концентраций в растворах. В соот­ветствии с влажными и сухими периодами происходят разбавление и концентрация растворов, однако они по-разному влияют на пове­дение ионов различной природы: разбавление в большей степени усиливает активность двухвалентных ионов, и их поглощение способствует переходу в раствор одновалентных ионов. В периоды концентрирования растворов двухвалентные ионы обмениваются на одновалентные и освобождаются. То же происходит и в почвах преимущественно влажного и сухого климатов: одновалентные катионы потому так легко выносятся из почв, развивающихся во влажном климате, что они переходят в раствор как раз в тот момент, когда происходит наиболее активное выщелачивание; в сухое время растворы обогащаются двухвалентными ионами, и выноса их не происходит. Одновалентных ионов в почвах содер­жится так мало, что нужны условия очень сухого климата при недостаточном дренаже во все сезоны, чтобы они оказались невыне- сенными. Это особенно касается натрия; с калием все обстоит несколько сложнее за счет фиксации его в межплоскостных прост­ранствах. Разные глины по-разному реагируют на переменное увлажнение и иссушение (Burns et al., 1961; Dowdy et al., 1963, Richards et al., 1963; Scott et al., 1967). Во всяком случае, известно, что калийный режим почв, содержащих вермикулит, в сухое время становится особо неблагоприятным, так как имеет место ретрограда- ция — переход части обменного калия в фиксированный.

ВОЗДЕЙСТВИЕ ПОГЛОЩАЮЩИХ ЭЛЕМЕНТОВ НА ИОННЫЕ РАВНОВЕСИЯ

Хотя общая емкость поглощения и определяется прежде всего природой компонентов поглощающего комплекса — глины и гуму­са,— она не является неизменной, а в сильной степени зависит от величины рН. Этим объясняется и методика измерения емкости при определении рН в забуференной среде с целью получения отчасти условных, но сравнимых результатов. Величину емкости, измеряемую при рН, равном рН почвы, называют постоянной, а величину, получаемую с повышением рН,— переменной. Практически при сопоставлении обеих величин определяется разность емкости между рН почвы и рН = 7 (8,2 в некоторых случаях). У нейтральных почв она невелика, но у кислых она может быть значительной. Для измерения постоянной емкости пользуются небуферными солевыми растворами (КС1 или СаС1₂), которые прини­мают рН почвы. Переменную емкость определяют как разность между полученной таким образом емкостью и емкостью, определен­ной традиционными методами.

Возникновение постоянной и переменной емкости. При постоян­ной емкости обменные катионы с основными свойствами и ионы, обусловливающие кислотность (ионы А1⁺⁺⁺ и часть ионов Н⁺), находятся в равновесии.

Очень кислые органические горизонты (А₀ некоторых грубогу- мусных почв) имеют карбоксильные радикалы с высокой констан­той ионизации (рН ниже 4), кислотность определяется в таком случае Н⁺ (Schwertmann et al., 1966). Минеральные горизонты, обменная кислотность которых связана с глиной, в качестве преобла­дающего иона, вызывающего кислотность, имеют ион А1⁺⁺⁺ (Schwertmann, 1966; Lefebvre-Drouet, 1966), что связано с процес­сами гидролиза по уравнению

А1+++ ₊ н₂0 А1(ОН)+ + Н₂.

Переменная емкость возникает с повышением рН и имеет различ­ное происхождение в органических и минеральных горизонтах.

Органические соединения характеризуются большими колеба­ниями констант ионизации карбоксильных радикалов в связи с их положением в молекуле. Чен (Tcheng et al., 1967) показал, что ионизация продолжается до величин рН = 11. При рН выше 9 появляются слабо ионизированные фенольные группировки (Schnit­zer et al., 1965), но кажется маловероятным их существование при рН = 7.

В глинах переменная емкость может иметь два источника: Шахт- шабель считает важными группировки Si (ОН) и А1 (ОН) зон разрыва пакетов со слабым электрическим полем и низкими констан­тами ионизации. Американские авторы (Jackson, 1963; Yuan, 1963; Clark, 1964; McLean et al., 1964; Coleman et al., 1964) продемон­стрировали важную роль комплексных ионов гидратов окислов алюминия для некоторых глин — А1 (ОН)⁺⁺ и А1 (ОН)£. Эти гид­раты окислов, необменные при рН почвы, освобождают отрицатель­ные заряды во все возрастающих количествах с повышением рН:

Глина А1(ОН)₂ + NaOH Глина Na + Al(OH)₃.

При титровании такой глины растворами с натрием последова­тельно оттитровывают ионы А1⁺⁺⁺, потом А1 (ОН)⁺⁺, потом А1 (ОН)^. Очевидно, что для глин с комплексными ионами в межплоскостных пространствах переменная емкость имеет особенно большое значение

Постоянная и переменная емкость у элементов поглощающего комплекса. Как правило, среди гумусовых соединений преобладают переменные емкости, у глин — постоянные, однако в зависимости от типа глины наблюдаются некоторые различия.

У новообразованных монтмориллонитов в отличие от дегради­рованных переменная емкость составляет около 10% постоянной, у вермикулитов и монтмориллонитов процент деградации перемен­ной емкости выше. В особенно сильно разбухающих вермикулитах, если соединения алюминия внедряются в межплоскостные прост­ранства, постоянная емкость уменьшается в пользу переменной, и, наоборот, когда те же глины эволюционируют к вторичным хло­ритам, происходит резкое падение емкости поглощения.

Глины типа 1/1, каолиниты и галлуазиты, имеют более выражен­ную переменную емкость, чем глины типа 2/1. Заряды в них кон­центрируются в зонах разрыва пакетов; процент переменной емкости всегда выше.

Аморфные гели (или слабо окристаллизованные аллофаны) обла­дают переменной емкостью.

Приведем несколько цифр, характеризующих емкость (Nagata et al., 1966) в миллиэквивалентах на 100 г различных элементов:

Постоянная Переменная

емкость, мэкв емкость, мэкв

Монтмориллонит 53,0 7,0

Аллофаны 1,2 27,0

Галлуазит 14,3 12,4

Гуминовые кислоты 42,0 126,0

Эти цифры имеют относительную ценность, их абсолютные вели­чины могут колебаться в значительных пределах: так, величина емкости поглощения гуминовых кислот может колебаться от 2 мэкв (бурые гуминовые кислоты) до 4—5 мэкв на 1 г (серые гуминовые кислоты).

ПРИМЕНЕНИЕ ИЗВЕСТНЫХ ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ К УСЛОВИЯМ ПОЧВЕННЫХ рН

Самым простым показателем ионных равновесий является рН. Его легко измерить, но не всегда легко интерпретировать его изме­нение применительно к поглощающему комплексу — величине, зависящей от множества факторов. Не удивительно, что соотношение между рН и степенью ненасыщенности является приблизительным, особенно при значениях рН, равых 5 и 5,5. Это соотношение становится более очевидным, если сравнивать почвы на близких породах и со сходным типом эволюции, так как компоненты их поглощающего комплекса похожи, и корреляция между рН и отношением SIT становится более четкой.

Соотношение между рН и степенью насыщенности. Шахтшабель и Рэнжер (Schachtschabel, Renger, 1966) изучили 1400 профилей почв (почвы польдеров и лессивированные почвы на лёссах) со сход- ной генетической эволюцией, типом глин (иллиты) и природой

Рис. 1. Отношение степени насыщенности к рН в органическом веществе и глине для некоторых почв (Schachtschabel, Renger, 1966).

1 — глина; 2 — органическое вещество.

ионов поглощающего комплекса. Авторы получили кривые рН — степень насыщенности и установили, что дисперсия агрегатов связана с разным содержанием гумуса. При раздельном изучении органического вещества и глины ими были получены 4 различные кривые для 4 типов органического вещества, расчетным путем были выведены корреляционные кривые для гумуса и для глины (рис. 1).

Эти две кривые очень различны: при рН = 8 обе они распола- гаются в области 100%, но при низких значениях рН резко расходятся; так при рН = 4 степень насыщенности минеральных горизонтов равна 45%, а органических — всего 25% (при 50% органи­ческого вещества). Разница объясняется существованием многочис­ленных переменных емкостей в органическом веществе. Величина емкости Т измеряется при рН = 7, складываясь из суммы перемен­ных и постоянных емкостей. Если преобладают первые, степень насыщенности при низких значениях рН становится все более низкой с уменьшением S и соответствующим увеличением измеряе­мой величины Т. Для глин таких явлений не наблюдается, и вели­чина Т в них мало меняется.

­

Сезонные колебания рН могут превышать единицу, причем на кислых и карбонатных породах степень колебания различна. В кислой среде рН определяется прежде всего биологической активностью гумуса (Duchaufour et al., 1968). Был проделан следующий опыт: в почвы на гранитных песках были положены 2 подстилки — мюллевая и грубогумусная — с рН = 5,8. К концу зимы в мюллевой подстилке рН поднялся до 6,1, а в грубогумусной опустился до 5,0. Летом наблюдался обратный процесс, в резуль­тате которого величины рН сравнялись (5,5). Это можно объяснить тем, что первоначальное повышение рН в мюллевой подстилке связано с массовым^выносом катионов, особенно ионов К⁺ (связан­ных весной с формированием ионов NH⁺ в результате интенсивной аммонификации). В то же время минеральный субстрат грубого гумуса окисляется благодаря выносу растворимых органических кислот, затем, к концу лета, эта кислотность постепенно нейтрали­зуется основаниями, высвобождающимися при выветривании.

В карбонатных почвах, обычно слабощелочных, главную роль играют колебания давления С0₂ (Molina, 1965; Crahet, 1967). В периоды активной биологической деятельности (весной), когда освобождается много С0₂, рН карбонатных почв может опуститься на поверхности ниже нейтральных значений (формирование бикар­боната); в сухой период рН поднимается в результате уменьшения биологической активности, то есть давления С0₂. Бикарбонаты переходят в нерастворимые карбонаты. Подобные колебания рН сопровождают колебания растворимости карбонатов, имеющей большое значение в их миграциях в почвах.

РАСТИТЕЛЬНОСТЬ И БИОЛОГИЧЕСКИЙ ЦИКЛ КАТИОНОВ

ОПРЕДЕЛЕНИЯ И ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ

Биологический круговорот минеральных элементов — хорошо известный процесс. Он заключается в ежегодном возврате на поверх­ность почвы, в подстилку, значительных количеств минеральных элементов, извлеченных корнями из глубоких горизонтов. Регуляр­ное возвращение элементов компенсирует выщелачивание — воз­никает состояние равновесия, поддерживающее постоянство профи­ля; цикл дополняется также механическими перемещениями мате­риала роющими животными.

Недавние исследования биологического круговорота выявили новые, пока еще мало освещенные в литературе аспекты, и прежде всего очень важную роль корней. В злаковых растительных ассо­циациях (степях) масса корней, ежегодно разлагающихся на месте, может быть больше надземной части ассоциации. Тогда цикл является главным образом подземным и перенос элементов сводится к минимуму: таковы изогумусовые почвы.

Роль подлеска в лесах, как и напочвенного травяного покрова, также представляется более важной, чем это считалось до сих пор: в пихтовых лесах с овсяницей в Вогезах овсяница поставляет 25—50% ежегодно поступающего в подстилку опада.

Привнос минеральных веществ атмосферными осадками, вбираю­щими часть элементов из листьев живых ^растений, может иногда соперничать с количеством элементов, поставляемых мертвым орга­ническим веществом. В дубравах Бельгии с дождями на поверх­ность почвы в течение года поступает 42 кг кальция и 31 кг калия на 1 га — величины эквивалентные и даже превосходящие таковые для подстилки.

ЗНАЧЕНИЕ И ЭФФЕКТИВНОСТЬ БИОЛОГИЧЕСКОГО ЦИКЛА

Годовое поступление элементов питания растений на поверхность почвы при разложении подстилки может быть очень различным в зависимости от типа растительности. Мы ограничимся наиболее

яркими примерами: Нечаев с сотрудниками (1966) дает следующие величины поступления элементов в лесу с злаковым травостоем на серых лесных почвах в средней части СССР на 1 га: N — 67 кг> Са —64, К —55, Mg—11, Al — 5, Fe — 2 кг.

В Вогезах сравнивались два типа хвойных лесов — пихтарник с буком и покровом из овсяницы на бурых лесных мюллевых почвах и сосняк с вереском на охристых подзолистых почвах (материнская порода в обоих случаях одна и та же — гранит):

Из приведенных цифр видны существенные различия в содержании элементов; сравним, например, количества А1 и Fe с Са и К. Содержание Мп может колебаться в заметных пределах.

Следует также отметить значительно более высокое общее содержание элементов, особенно оснований, в широколиственных лесах (дубравах) по сравнению с хвойными.

В сравниваемых типах хвойных лесов разница в содержании большинства элементов в двух разных подстилках не очень велика. Наибольшие различия характерны для азота и калия (что объясняется злаковым покровом на мюллевой почве; Ремезов, 1964), а также марганца. Состав нижележащих гумусовых горизонтов А_и напротив, очень сильно отличается: обменного кальция в мюлле в 5 раз больше, чем в грубом гумусе.

Следует поставить вопрос о дальнейшей судьбе элементов, освобождающихся при разложении подстилки.

При инфильтрации растворов из подстилки возможны два типа интересующих нас изменений. Просачивающиеся растворы могут обогатиться за счет почвы тем или иным элементом; этот процесс называется химической мобилизацией элемента (Juste, 1965). Наоборот, они могут отдавать часть растворенного элемента почве. В этом случае важную роль играет растительность, а весь процесс называет- ся, по Жюсту, биологической мобилизацией; в результате ее иногда наблюдается аккумуляция элемента в профиле, особенно в гори- зонте Ai.

Опыты Смирновой (1964) прекрасно иллюстрируют различные смещения биохимического равновесия в самом профиле: через гумусовый горизонт пропускались растворы из лесных подстилок. Содержавшиеся в растворах основания — Са, Mg, К — задерживались в горизонте, а фильтрат оказывался обогащенным железом и алюминием за счет образования комплексов в почве.

Подобные смещения равновесия определяются многими фактора­ми — дренажем, скоростью разложения подстилки, проницаемостью минерального субстрата. Однако главную роль играют два фак­тора.

Первый из них — это относительное обогащение почвы подстил­кой, определяемое как отношение между годовым поступлением данного элемента на единицу площади к запасу его в почве в гори­зонте Aj в свободной или легко мобилизуемой форме. При широком отношении роль растительности оказывается значительной, и биоло­гическая мобилизация играет существенную роль. В противополож­ном случае роль растительности сводится к минимуму, и преобладает химическая мобилизация. В качестве примера приведем данные, касающиеся вогезских пихтарников на гранитах. Отношения годо­вого поступления к запасу в почве рассчитано для горизонта А₄ (0—20 см): К — 1/20, Са — 1/50, Мп — 1/250, Fe — 1/20 000, Al — 1/10 000.

Рассматриваемое отношение оказывается очень малым для желе­за и алюминия и сравнительно высоким для оснований. Следова­тельно, в кислой среде ежегодное поступление кальция и калия по сравнению с содержанием их в почве в отличие от железа велико. Итак, просачивающиеся воды обогащаются железом в результате комплексообразования и обедняются кальцием, отдавая его почвен­ному поглощающему комплексу.

Марганец, являющийся микроэлементом, занимает промежуточ­ное положение, для него характерна лишь биологическая мобили­зация. Для алюминия рассматриваемое отношение в данном случае чрезвычайно низкое, но в некоторых условиях, в частности на квар­цевых песках, оно может приближаться к цифрам, характерным для марганца; таким образом, для алюминия можно представить оба пути мобилизации.

Вторым фактором является осаждение биологическим путем попадающего на поверхность почвы элемента, связанное с биологи­ческой деятельностью в горизонте А₄. Задержание элементов в этом горизонте особенно интенсивно при мюллевых типах гумуса и хоро­шей аэрации.

Итак, эффективность биологического цикла катионов в подстил­ках можно свести к следующей схеме: при низком содержании дан­ного элемента в подстилке по сравнению с его ресурсами в почве наблюдается химическая мобилизация ресурсов в результате вывет­ривания и комплексообразования; заметна тенденция к выщелачи­ванию; при высоком содержании элемента в подстилке идет актив­ная биологическая мобилизация. Развитие процессов возможно двумя путями: высокая биологическая активность обусловливает быструю гумификацию, и почва с поверхности обогащается данным элементом; низкая биологическая активность сопровождается мед­ленной гумификацией и не способствует аккумуляции элемента в верхних горизонтах.

БИОЛОГИЧЕСКИЙ ЦИКЛ ЩЕЛОЧНОЗЕМЕЛЬНЫХ И ЩЕЛОЧНЫХ КАТИОНОВ

В биологическом цикле кальция следует строго различать два случая. В некоторых почвах (карбонатных) его резервы в форме карбонатов огромны, и происходит химическая мобилизация, в дру­гих случаях (в кислых почвах) резервы кальция (главным образом в обменной форме) ограниченны, но тем не менее он может накапли­ваться в профиле за счет биологической мобилизации.

Карбонатные почвы. Эволюция почвы идет по пути обеднения кальцием — выщелачивания, причем растительность не только не накапливает кальций в подстилке или верхних горизонтах, а, наоборот, способствует его выносу. Агентами, мобилизующими кальций известняков, являются некоторые органические кислоты и С0₂. Чаще всего карбонаты, переходя в бикарбонаты, обретают подвижность. Наиболее подходящими условиями для этого обладают верхние горизонты, где еще значительно парциальное давление С0₂. Ниже снова может происходить осаждение карбонатов в связи с уменьшением количества С0₂; так образуется кальциевый гори­зонт черноземов.

Процесс выщелачивания в зависимости от условий среды (влаж­ность климата и условия дренажа) может иметь разную скорость. Мы остановимся подробнее на роли растительности в выщела­чивании.

Известно, что лесные формации больше спообствуют выносу кальция, чем степные. Это было прекрасно показано Афанасьевой (1967) на черноземах СССР: в одном и том же районе почва под лесом оказывалась увлажненной на большую глубину, а содержание С0₂ в фильтрующихся водах было в два раза выше под лесом, чем под степью. В результате вынос карбоната кальция под лесом проис­ходил в 4 раза интенсивнее. Летом наблюдается обратное явление — содержание С0₂ в глубоких горизонтах степных почв выше, что вызывает капиллярное подтягивание карбонатов с образованием горизонта Са под степью.

Бескарбонатные почвы. В соответствии с вышеизложенной закономерностью, обусловливающей более эффективный биологи­ческий круговорот в ненасыщенных почвах, кислые почвы все больше обогащаются основаниями в биологически активной среде.

Действительно, важность биологической гумификации в этом аспекте особенно значительна: все экологические или биологиче­ские факторы, стремящиеся ускорить гумификацию, косвенно способствуют удержанию оснований благодаря быстрому созданию мюллевого поглощающего комплекса. При неполной или замед­ленной гумификации основания, напротив, быстро выщелачи­ваются в легко проницаемой среде с малым содержанием глины (модер).

Вернемся к примеру двух типов вогезских лесов. Подстилка, из которой образуется мюллевый гумус, содержит чуть больше кальция, чем и подстилка над модером, однако горизонт А₄ в первом случае содержит кальция в 5 раз больше. Материнская порода в обоих случаях одинакова (граниты).

Афанасьева (1967) делает аналогичные наблюдения при сравне­нии леса со степью. После декарбонатизации верхних частей про­филя выявляется влияние растительной формации: лес дает ежегод­но в 3 раза больше оснований, чем степь; в то же время степной мюлль более насыщен. Подобное явление объясняется более быст­рой и интенсивной гумификацией.

Эволюция одновалентных катионов (в частности, К) несколько отличается: они быстрее выщелачиваются и хуже удерживаются поглощающим комплексом по сравнению с двухвалентными. В опы­тах Самойловой (1962) подстилки лиственных лесов теряли в год 80—90% калия и 20% кальция. При минерализации органиче­ских остатков наблюдается обогащение почвы кальцием и обедне­ние калием. Нечаев с сотрудниками (1966), изучая биологический круговорот в лиственных лесах Центра Европейской части СССР, определил годовой привнос в размере 64 кг кальция и 55 кг калия на 1 га подстилки, после же ее разложения оставалось 96 кг кальция и 20 кг калия.

В промежуточных типах гумусовых горизонтов в условиях влажного климата происходит то же явление— идет более быстрый вынос одновалентных катионов по сравнению с двухвалентными. Кстати, этот процесс подтверждает теорию ионных равновесий, изложенную в предыдущей главе.

В опытах с двумя типами подстилок в вогезских лесах (1968) зимой-было обнаружено энергичное выщелачивание калия (образо­ванного под овсяницей), повысившее рН нижележащих горизонтов на 1—0,5 единицы, в то время как кальций оставался на месте. В течение лета этот калий был вынесен за пределы профиля, так что рН снова понизился. Кальций хорошо удерживается разными компонентами поглощающего комплекса и выносится крайне медлен­но. Приведенные рассуждения подтверждаются анализом ряда про­филей.

БИОЛОГИЧЕСКИЙ КРУГОВОРОТ ДРУГИХ ЭЛЕМЕНТОВ (ЖЕЛЕЗО, АЛЮМИНИЙ, МАРГАНЕЦ)

С органическими остатками в почву поступает очень мало метал­лических катионов (за исключением щелочных и щелочноземель­ных). Как мы уже видели, отношение поступающих в почву железа и алюминия к их запасам очень узкое. В таких условиях развивается химическая мобилизация путем комплексообразования и растворения минеральных запасов, которых становится меньше в верхних частях профиля. Однако есть и исключения, связанные с особенностями материнской породы.

Марганец в кислых горных почвах (Vallee, 1966) обнаруживает явную склонность к биологической мобилизации, что связано с его повышенным содержанием в подстилках по сравнению с минераль­ным субстратом.

Химическая мобилизация железа и алюминия. Более подробно она будет рассмотрена в разделе, посвященном оподзоливанию. Отметим пока лишь существенную разницу в поведении железа и алюминия. Последний очень подвижен в сильнокислой среде и при обилии органического вещества. Подвижность железа зависит прежде всего от степени аэрации почвы. В качестве примера приве­дем следующие цифры: в прекрасно аэрируемых гасконских ландах отношение Al/Fe ниже 1, тогда как в старых ландах с близкими грунтовыми водами оно выше 1 (Juste, 1965). В ландах же некоторые подзолы могут оказаться обедненными железом во всех горизонтах благодаря мобилизации его и выносу грунтовыми водами.

Биологическая мобилизация алюминия и марганца. На бедных материнских породах растительность ведет себя одинаково в отно­шении обоих элементов. Примерами могут служить сосновые леса на песках в ландах (для алюминия — Juste, 1965) и пихтарники на вогезских песчаниках или гранитах (для марганца — Vallee, 1966).

В обоих случаях в листьях (хвое) деревьев концентрируется много алюминия или марганца. Так, отношение А1/Мп в хвое сосны достигает 8—10, а в почвах оно обычно ниже 1. В хвое ели, по дан­ным Валле, содержится 0,28% (от сухого веса) марганца, но на почвах с модером эта цифра падает до 0,10%.

В обоих случаях есть еще одна общая черта: оба элемента легко­подвижны и легко уносятся просачивающимися водами. Однако в минеральных горизонтах поведение А1 и Мп существенно разли­чается.

Алюминий обычно переходит в подвижное состояние в любой кислой и водопроницаемой среде. Он мигрирует через горизонт А, чтобы аккумулироваться в В, особенно в условиях хорошего дренажа. Конкреционные горизонты в ландах настолько богаты алюминием, что токсичны для корней.

Марганец имеет разную судьбу в зависимости от биологи­ческой активности среды. В результате микробиологического окисле­ния он аккумулируется в легко восстанавливаемой форме в кислых мюллевых горизонтах в количествах 5—10 мэкв на 100 г почвы, то есть нередко превышая сумму поглощенных катионов. В этой форме он нерастворим и противостоит зимнему выщелачиванию. В горизонтах с модером он остается в закисных формах и легко выносится. В кислых мюллевых горизонтах марганец хотя и мало­растворим, но усваивается растениями. Валле показал, что в сухой период освобождается много двухвалентного марганца из легко восстанавливаемых форм, который в силу сухости не выщелачи­вается, а сорбируется корнями растений. Отсюда становится понятным накопление марганца в хвое взрослой ели, всегда повы­шенное на почвах с мюллем по сравнению с почвами с модером, а также и токсичность мюлля для молодых елей не старше года (Rousseau, 1959).

ЧАСТЬ ВТОРАЯ

ГЛАВНЫЕ ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ: ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ ВВЕДЕНИЕ

Известно, что почвообразование находится в тесной зависимости от климатических факторов; поскольку четвертичный период (фазы оледенения и межледниковые фазы с теплым или умеренным клима­том) характеризовался значительными колебаниями климатических условий, то не удивительно, что самые древние почвы испытали в своей эволюции влияние этих колебаний климата.

Напротив, почвы, развивавшиеся в поствюрмский период (именно те, которые начали формироваться только с атлантического периода), испытывали влияние климата со сравнительно слабой амплитудой колебаний; в основном это были изменения растительного покрова, происходившие под воздействием человека.

Для изучения законов и фаз развития почв в Европе необходимо рассматривать ход почвообразования в зависимости от его возраста.

На молодых эродированных поверхностях, обнаженных после последнего оледенения, или на четвертичных голоценовых отложе­ниях, почвы фактически развивались в течение одной климатической фазы. История подобных почв относительно проста и может быть восстановлена путем применения современных методов; возраст этих почв, этапы их эволюции известны с достаточной точностью; мы допускаем, что эти почвы испытали один цикл развития, а имен­но современный.

Почвы, сформированные на очень древних эрозионных поверх­ностях или на отложениях, предшествовавших последнему оледе­нению, отличаются большой сложностью эволюции. Они испытали влияние нескольких различных климатических фаз. Некоторые признаки в этих почвах унаследованы от древнего почвообразова­ния (Geze, 1959).

СОВРЕМЕННЫЕ ЦИКЛЫ ЭВОЛЮЦИИ

Эти молодые циклы затрагивают почвы послеледникового воз­раста, испытавшие только слабые изменения климата. Раститель­ность, находившаяся под более или менее заметным антропогенным воздействием, является существенным фактором их эволюции. В тех случаях, когда естественная растительность достаточно долгое время существовала без изменений, ее можно рассматривать как главную причину образования биохимических свойств почв, по крайней мере свойств их верхних горизонтов. Растительность действует многообразно, задерживая в той или иной степени эрозию, модифи­цируя микроклимат и процессы выноса, направляя биологический цикл катионов, микробиологическую активность гумуса и т. д. Глав­ным образом от характера растительности зависит тип гумуса в нашем понимании.

Из этого вытекает, что очень устойчивая и не измененная чело­веком растительность (климакс в понимании фитоценологов) на­ходится в равновесии с почвой, последняя же зависит от характера растительности; почвоведы-биологи расширили понятие климакса и применили его к системе почва — растение, находящейся в устойчивом равновесии со средой.

В связи с этим всякая эволюция, направленная к достижению состояния естественного равновесия, квалифицируется как посту­пательная (прогрессивная), тогда как эволюция, приводящая к нару­шению этого равновесия и к удалению от состояния климакса, называется регрессивной. Напомним, что регрессивная эволюция может быть обязана резкому омоложению профиля (эрозионная регрессия) или же, напротив, происходит вследствие медленного изменения почвы, связанного с антропогенным изменением расти­тельности; обычно такую регрессивную эволюцию обозначают тер­мином «деградация» (Duchaufour, 1965). Напомним, что в атланти­ческой области Европы изучена вторичная деградация, появившаяся из-за сведения в бронзовом веке атлантических дубрав (Dimbleby, 1952; Galoux, 1954). Возникшие вследствие этого вересковые ланды на песчаном субстрате вызвали регрессию бурой лесной почвы с мюллевым гумусом, образование гумуса типа мор, что в свою очередь привело к развитию процесса оподзоливания.

Следует подчеркнуть, что новая биологическая концепция кли­макса почвы фактически тесно связана со старым представлением о зональности почв. Влияние на почвообразование двух главен­ствующих факторов — климата и растительности — не ускольз­нуло от внимания русской почвоведческой школы конца XIX века. Исходя из этого представления, русская школа выдвинула понятие о почвенных зонах, весьма близко совпадающих с климатическими зонами, для которых характерен определенный тип растительности и которые, следовательно, являются как бы относительно незави­симыми от локальных условий среды. В то же время в каждой зоне были обнаружены почвы, представляющие собой как бы исключение из правила; речь идет об интразональных почвах, эволюция которых в большей степени зависит от местных экологических условий (материнская порода, гидроморфизм и т. п.). Эти понятия, правомерность которых осталась в силе, несмотря на их чрезмер­ную схематичность, были вновь использованы, усовершенствованы и детализированы современными экологами.

Существует тенденция заменить понятие о зональной почве понятием о климатическом климаксе, а интразональную почву называть местным климаксом; сверх того, слишком строгое пред­ставление о деградации климаксов под влиянием человека было смягчено в результате современных исследований.

Эволюция понятия о зональной почве, или климатическом климаксе. Если верно, что климат и климатическая растительность играют первостепенную роль в образовании профиля почвы, то не менее значительны влияния различных условий рельефа и материнской породы на более глубокие минеральные горизонты, которые сохраняют признаки материнской породы. Таким образом почвы под одной и той же растительной ассоциацией (обусловлен­ной главным образом климатом), но на разных материнских породах будут иметь сходные гумусовые горизонты и неодинаковые более глубокие горизонты; подобные почвы Пальман (Pallmann et al., 1949) назвал аналогичными. Следовательно, аналогичные почвы характеризуются однотипным гумусообразованием (конвергентной эволюцией гумуса), которая происходит под климатическими растительными ассоциациями, то есть относительно независящими от материнской породы. Таким образом, для атлантических дубрав характерны в широком понимании бурые лесные почвы с мюллевым гумусом и средней насыщенностью. В этом именно случае биологи­ческий цикл играет характерную уравнивающую роль. Если в мате­ринской породе содержится активная известь, то она выщелачи­вается; если же из материнской породы при выветривании осво­бождается очень мало кальция, то он возвращается на поверхность • почвы с растительным опадом, и поэтому мюлль обогащается каль­цием по сравнению с глубокими горизонтами; следовательно, наблюдается относительная однородность в сумме насыщенности основаниями, так же как и однообразное отношение C/N, что гово­рит о биологической активности среды.

Эволюция понятия об интразональной почве, или местном климаксе. В последнее время многочисленные исследователи изу­чили, огромное количество примеров, специализированных ассо­циаций, отличающихся от климатических; таковы ассоциации верховых и низинных болот, а также сухих лугов на меловых поро­дах в Шампани (называемых также savarts). Для этих ассоциаций характерны особые типы почв и типы гумуса, отличающиеся от развитых под климатическими ассоциациями. В этих случаях можно говорить о разнотипном гумусообразовании (дивергентной эволю­ции гумуса). Однако речь идет об устойчивом природном равно­весии, но обусловленном локальными экологическими факторами, такими, как материнская порода, дренированность. В силу этого и предлагается термин «местный климакс» (Duchaufour, 1965).

Действительно, климатические ассоциации не могут разме­щаться там, где локальные условия среды создают особые экологи­ческие пороги, препятствующие их распространению. Тогда кли­матические ассоциации заменяются специализированными. Весьма часто экологические пороги носят физический или микроклимати­ческий характер; так, анаэробные условия, недостаточный дренаж являются причиной образования низинных и верховых болот.

Химические пороги, обусловленные составом материнской поро­ды, не менее обычны. Например, присутствие определенного коли­чества глины в материнских породах, по-видимому, необходимо для развития климатических лиственных лесов Западной Европы. Это, вероятно, связано с водным режимом и с образованием глини­сто-гумусовых комплексов в мюллях. Так, на материнской породе, почти целиком состоящей из карбоната кальция и лишенной тре- щиноватости (мел), лиственные леса не смогли поселиться (Меловая область Шампани). Исключительно неблагоприятны для развития климатических лиственных лесов и кварцевые породы. Так, на триасовых песчаниках в Вогезах климатическая ассоциация влаж­ного горного яруса представлена смешанным лесом из бука и пихты на бурой кислой мюллевой почве; если же количество глины в пес­чаниках падает до 8—9% и менее, то бук и растения, продуцирую­щие мюлль, исчезают; ему на смену приходят чистые насаждения пихты с черничником, произрастающие на подзолистой почве с гумусом типа модер. Хотя эта ассоциация и близка к климатиче­ской, однако она отличается от нее по флористическому составу. Аналогичные наблюдения могут быть сделаны для более высоких лесных ярусов с елью, кленом и буком. В Веркоре этот лес рас­пространен на всех породах, как известняковых, так и мергели­стых. Однако на альбских песках лиственные породы исчезают и сохраняется только ель, а бурая лесная мюллевая почва заме­няется в дренированных условиях охристо-подзолистой.

В этих двух особых случаях специализированная ассоциация еще относительно близка к климатической, поскольку в ней всегда основное место занимают хвойные виды. Если микроклиматические условия сочетаются с литологическими факторами, то контрасты обнаруживаются более резко, например в случае верховых сфагно­ вых болот в горах. Понятно, что может существовать целая серия промежуточных стадий между типичными климатическим климак­сом и местным климаксом.

Деградация растительности и почв. Нарушение климаксного равновесия в результате деятельности человека приводит к обра­зованию новых равновесных, но уже деградированных, или вто­ричных, ассоциаций. Так, вересковые ланды атлантического клима­та отличаются по типу гумуса и почвам от климаксных подзолов. Однако не следует ожидать полного соответствия между вторичной ассоциацией и почвой, на которой она развита; трансформация растительной ассоциации происходит часто быстрее, чем измене­ние почвы, особенно в некоторых случаях, когда условия среды, материнской породы например, создают буферность и тормозят влияние растительности. В этих случаях часто отмечается некото­рое фазовое смещение между развитием почвы и растительности. Приведем два примера; появление молодых насаждений хвойных на атлантических равнинах не всегда сопровождается быстрым оподзоливанием, если среда биологически активна. С другой сто­роны, случается, что современные способы мелиорации почвы (интенсивные лесопосадки, работы по восстановлению среды, приближающейся к климаксу) приводят к формированию на ней лесного сообщества, очень близкого к стадии климакса, хотя почва все еще продолжает наследовать черты прежней деградации.

Итак, один и тот же тип почвы в зависимости от местоположения может иметь различное экологическое значение. Так, бореальные и субальпийские подзолы соответствуют климатическому климаксу; подзолы в некоторых тропических районах на песках и с близким уровнем грунтовых вод являются, очевидно, интразональными, то есть представляющими собой местный климакс; большая часть атлантических подзолов является вторичной и возникает в резуль­тате процесса деградации — это деградированные почвы.

СКОРОСТЬ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ. ВОЗРАСТ ПОЧВ

Методы изучения. Возраст отложений и время заселения расти­тельностью. Этот метод применяется к постледниковым почвам, образовавшимся на одинаковом, но разновозрастном субстрате; начало почвообразования в каждом случае известно. Если допус­тить, что климатические условия и растительность не изменялись, то становится возможным восстановить этапы развития почв путем сравнения профилей в почвах разного возраста. Мы приведем здесь только один пример образования почв на ледниковых песках озера Мичиган (Franzmeier et al., 1963). Эти отложения находились под воздействием почвообразования разные периоды времени длительностью от2250 до 10ООО лет. Сначала образуется подзол с белесым А₂, мощность которого постепенно увеличивается, вплотьдо возраста 4000 лет. Начиная с этого периода развитие почвыпротекает более медленно и главным образом за счет повышениямощности горизонта В; равновесие достигается в почвах, имеющихвозраст около 8000 лет.

П алинология. Изучение пыльцы в торфяниках производилосьуже давно. Постепенное нарастание торфяной толщи кверху и после-довательная стратификация пыльцевых ассоциаций позволиливосстановить климатические фазы, соответствующие тем или инымчетвертичным отложениям. Изучение смены климатических фази сопутствующих им растительных формаций позволяет почво-ведам анализировать условия, при которых образовались почвыумеренных широт.

Подчеркнем, кроме того, что с периода бронзового века (около 1000 лет до н. э.) началось усиленное сведение леса человеком.

Современные палинологические методы позволили усовершен-ствовать изучение фаз эволюции почв. Многие авторы (Dimbleby, 1961; Munaut, 1967) показали, что в некоторых песчаных, хорошофильтрующихся почвах пыльца претерпевает миграции, в резуль-тате которых она стратифицируется по профилю аналогично тому, как это происходит в торфяниках. Это позволяет выявить климати-ческие фазы, которые господствовали при образовании почвы, и, поскольку они датированы, установить приблизительный возрастпочв.

Таким образомЖеу с сотрудниками (Gehu et al., 1965) показали, что большая часть бретонских подзолов образовалась под влияниемдеградации в ланды, которые пришли на смену лесной фазе. Это доказывается тем, что верхние почвенные горизонты изобилуют пыльцой вереска, тогда как на глубине преобладает пыльца лесной растительности.

Гюйе сравнил два вогезских подзола (Guillet, 1968) — равнин­ный, на котором распространен лиственный лес в стадии климакса, и горный — под преимущественно хвойным лесом климатического типа. На равнине был обнаружен древний деградированный подзол под вереском, который сохранился под лиственным, недавно поса­женным лесом. В то же время подзол в горах образовался в резуль­тате длительных процессов, развитие которых продолжается и в настоящее время.

Мюно (Munaut, 1967) получил интересные палинологические данные, которые позволили ему установить этапы формирования подзолов в районе бельгийского Кампина. Некоторые подзолы с железистым горизонтом В оказались очень древними и образова­лись под лесом в атлантический период, а подзолы с гумусовым горизонтом В оказались более молодыми, возникшими при инвазии верещатников.

Археологические данные. Исследования древних курганов доста­вили ценные материалы почвоведам. Сравнение почвы на поверх­ности кургана возрастом 4500 лет (район Галле) с почвой, захоро­ненной под курганом, показало, что первая почва представляет собой брюнифицированный лессивированный чернозем (индекс выноса глины 1,5), тогда как вторая не лессивирована (Sachsse, 1965). Следовательно, можно заключить, что процесс выноса глины с поверхности происходил по крайней меревтечение4500лет.

Интегрирование во времени процесса, скорость которого изве­стна. Этот остроумный прием имеет целью измерить либо непо­средственно в поле, либо с помощью определенной аппаратуры известный физико-химический процесс в течение сравнительно короткого времени. Поскольку быстрота процесса известна, стано­вится возможным путем углубленного изучения профиля в его современном состоянии восстановить то минимальное время, кото­рое необходимо для его формирования. Этот прием был применен для изучения различных процессов растворения и выноса карбо­натов при данных растительности и климате (Arkley, 1963), вымы­вания- и выноса глины (Zottl et al., 1967).

Приведем еще пример, касающийся оподзоливания под хвойным лесом (из работы Stone, McFee, 1965) в районе Адирондака. Авторы считают, что оподзоливание' началось после пожара, который произошел 300 лет тому назад (возраст лесного насаждения). Акку­муляция грубого гумуса в А₀ происходила в количестве 600 кг в год (или 180 т/га в среднем). Исследование близ расположенных разновозрастных насаждений показало, что существует тесная связь между возрастом горизонта А₀ (следовательно, его мощно­стью) и количеством органического вещества в горизонте В. Соот­ношение между этими двумя величинами подчинено линейной зависимости, и анализ графика показывает, что в этих очень благо­приятных для оподзоливания условиях в горизонте Вь накапли­вается за 1 год 100 кг органического вещества на 1 га. Приведен­ные факты говорят о быстром ритме процесса. Изучение этого процесса позволяет рассчитать возраст более развитых подзолов, сформировавшихся в том же районе, но о которых отсутствует точная информация.

Определение возраста органического вещества с помощью С¹⁴ (радиоуглеродный метод). В живом растительном веществе концен­трация радиоактивного изотопа С¹⁴ (находящаяся в равновесии с С0₂ воздуха) постоянна, хотя и невелика. Эта концентрация составляет приблизительно 1,85 х 10~¹⁰ % от валового содержа­ния углерода. Когда растение отмирает (будучи гумифицировано или превратившись в состояние ископаемого) и, следовательно, процессы обмена в нем прекращаются, то относительное коли­чество С¹⁴ уменьшается. Поскольку период полураспада этого элемента достигает примерно 5568 лет, то можно рассчитать возраст гумифицированного или захороненного органического вещества. Гюйе (Guillet, 1965) сопоставил возраст слоев вогезского торфяника, рассчитав его по радиоуглеродному методу, с данными по палино­логии. Поскольку торф достаточно инертный, то время его образо­вания соответствует возрасту углерода. Но использование этого метода для определения возраста гумуса современных почв стал­кивается с серьезными трудностями. Метод позволяет определить только средний возраст углерода, поскольку органическое вещество почвы находится в постоянном развитии: оно то омолаживается за счет новых поступлений, то минерализуется и исчезает. Опре­деление среднего возраста дает лишь приблизительные, мало точ- • ные указания о быстроте возобновления органического вещества. Таким способом Поль с сотрудниками (Paul et al., 1964) показали, что органическое вещество в бурой лесной почве (средний возраст 300 лет) менее устойчиво, чем в черноземе (средний возраст более 1000 лет). Средний возраст углерода в Вь подзолов на юге'Швеции достигает всего 400 лет (Tamm et al., 1967). По другим же призна­кам этот автор считает, что процесс подзолообразования начался на юге Швеции примерно 8000 лет назад. Следовательно, прихо­дится допустить, что в почве происходит постоянное возобновление органического вещества, с одной стороны, за счет привноса из верх­них горизонтов, с другой — путем медленной минерализации с ритмом порядка 1% в год. Это возобновление на юге Швеции происходит быстрее, чем в подзолах бореальных областей, где средний возраст углерода может превышать 1000 лет.

Итак, радиоуглеродный метод является результативным только в сравнении с другими методами. Гюйе его применял в сочетании с палинологией при исследовании двух подзолистых почв. Оказа­лось, что горизонт Вь в подзоле на равнине под широколиственным лесом имел средний возраст 1000 лет и уже не соответствовал совре­менной растительности, а в другой подзолистой почве возраст органического вещества в Вь достигал только 700 лет, и она нахо­дилась еще в процессе формирования.

Результаты и выводы. Сравним два процесса, характерные для умеренного климата, — вынос глины (лессиваж) и подзолообразо­вание.

Вынос глины (лессиваж) в биологически активной среде является относительно медленным процессом. Минимальное время, необхо­димое для достижения равновесия в бурой лессивированной почве, исчисляется примерно в 5000 лет. Действительно, бурые лессиви- рованные почвы на лёссе (Meyer, 1960) развивались почти в течение всего постледникового периода, то есть приблизительно 8000— 10 000 лет.

Как указывает Цёттль, кривая процесса выноса глины, построен­ная в зависимости от времени, имеет форму S, амплитуда ее неве­лика (пока почва еще содержит много флокулирующих ионов Са), затем отклонение кривой увеличивается и снова уменьшается под влиянием усиления кислотности (рис. 2).

Оподзоливание, напротив, с самого начала протекает намного быстрее, особенно при благоприятных экологических условиях (кварцевая материнская порода, влажный климат, окисляющая растительность). Равновесие достигается через значительно более короткое время, чем в лессивированной почве. Однако быстрота подзолистого процесса очень изменяется в зависимости от условий среды. Если экологический фактор играет тормозящую роль, то, как мы увидим, подзолообразование становится медленным и непол­ным.

Таков подзолистый процесс под лиственным лесом; некоторые очень древние подзолы образовались, по-видимому, под такой растительностью на очень бедных песчаных породах в атлантиче­ский период (Dimbleby, 1962; Munaut, 1967); в этом случае подзолы неполноразвитые и отличаются присутствием железистого гори­зонта. Подобное подзолообразование под лиственным лесом, отно­сительно медленное и постепенное, наблюдалось на ледниковых песках озера Мичиган (Franzmeier et al., 1963). В этом случае равновесие установилось через 7000—8000 лет.

Деградированные подзолы, образующиеся в результате инвазиивереска, более молодые. Их появление связано с вырубками лесов, начавшимися в бронзовом веке, и поэтому их возраст датируется 2000—3000 лет. Эти подзолы отличаются дифференцированнымпрофилем и присутствием характерного темного горизонта Bh (гумусово-желез истый подзол).

Наконец, некоторые подзолы в исключительно благоприятныхусловиях могут образовываться очень быстро, за несколько веков;

таковы подзолы, формиру ющиеся под недавно интродуцированнымихвойными насаждениями на песчаных равнинах во влажном клима-те. Здесь, под старыми соснами, наблюдаются воронко- или рюмко-образно внедрившиеся подзолы, чей возраст равен возрасту на-саждения.

В гумусово-железистом подзоле различают две фазы развития (Franzmeier et al., 1963): фазу быстрого увеличения мощностигоризонта А₂ и более медленную фазу увеличения мощности гори-зонта В. В течение второй фазы верхняя граница горизонта Востается постоянной, так как поступающие сверху и удаляющиеся вещества компенсируются привносом, идущим с поверхности. Тем не менее профиль в целом постепенно углубляется, а затем стабили­зируется; граница между горизонтами А₂ и Вь со временем стано­вится более резкой.

ДРЕВНИЕ циклы ЭВОЛЮЦИИ почв

Почвы, развитые на наиболее древних породах, пережили воз­действие различных климатических фаз; поэтому их генезис особен­но сложен.

Палеопочвы — это древние почвы, более или менее омоложенные с поверхности эрозией и обнаруживающие черты, унаследованные исключительно от прежних климатических фаз. Полициклические, или полигенетические, почвы обнаруживают одновременно как черты, унаследованные от нескольких предыдущих циклов, так и черты, приобретенные в течение послеледникового периода и, сле­довательно, относящиеся к современному циклу.

Наконец, ископаемые почвы — это фактически более или менее древние почвы, захороненные под более молодыми отложениями.

К наиболее распространенным палеопочвам относятся неодно­кратно упоминавшиеся терра-росса и терра-фуска; напомним также о пластосолях (Kubiena, 1953). Это кислые суглинки со слитной структурой — результат древнего тропического выветривания,— часто образующие мощные скопления на древних горных массивах в Германии. В зависимости от условий их развития, гидроморфных или аэрируемых, они обнаруживают различную расцветку — серую, охристую или красную. В целом это ископаемые феррал- литные глины.

Мраморизованные суглинки с полигональным рисунком из ржавых прожилок и с сильно уплотненной структурой являются более молодыми. Это перегляциальные образования, о чем сви­детельствуют многочисленные следы криотурбаций; фраджипэны в американской классификации, по-видимому, имеют аналогичное происхождение.

Пример полицикличных почв. В большинстве случаев речь идет о полицикличных почвах, которые испытали воздействие несколь­ких последовательных климатических фаз, каждая из которых оставила в их профиле свой отпечаток. Почвы, образовавшиеся на древних эоловых суглинках, бывают обычно полицикличными; им свойственна глубокая мраморизация, унаследованная от лед­никовых фаз, на которую наложился более молодой, в основном послеледниковый, процесс выщелачивания. В то же время почвы, образовавшиеся на вюрмских лёссах, очевидно, моноцикличные; они подвержены лишь современным процессам брюнификации и выщелачивания (Fedoroff, 1966).

Еще один пример наложения последовательных фаз почвообра­зования, но менее древних по возрасту, был дан Коппом (Корр, 1965). Речь идет о черноземах средней Европы (Саксония — Ав­стрия); образование этих почв под полынной степью относится к позднеледниковому периоду, что было установлено по данным палинологии и радиоуглеродному методу. Темное окрашивание профиля этих почв объясняется глубоким внедрением сильно поли- меризованных гуминовых кислот. Необходимо отметить также крайнюю стабильность этого органического вещества, которое про­существовало более 7000 лет. Начиная с атлантического периода на смену степи появился лес, и тогда возникла поверхностная брюнификация, сопровождавшаяся умеренным выносом глины. В течение этой новейшей фазы образовался горизонт B_t с угловатой структурой и глинистыми пленками на поверхности отдельностей.

Некоторые циклы почвообразования могут следовать друг за дру­гом через более короткие отрезки времени— таковы циклы, вы­званные деятельностью человека и резкими изменениями расти­тельного покрова. В этом случае мы имеем дело с процессом дегра­дации, о котором уже говорилось. Так, во вторичном подзоле беле­сый горизонт А₂, возникающий под ландами, налагается на более древний глинистый горизонт, связанный в своем образовании с лесной фазой. В некоторых почвах Солони наблюдаются три последовательных профиля почв, которые как бы вложены друг в друга: наиболее глубокий и наиболее древний профиль пред­ставляет собой железистую тропическую климатическую почву, развитую на бурдигальских гальках; выше располагается горизонт В гидроморфной лесной лессивированной почвы, а на поверхности развит молодой подзол, деградировавший в современный период.

Древние погребенные почвы; ископаемые почвы. Некоторые древние, так называемые ископаемые, почвы покрыты современ­ными отложениями большой мощности; таковы многократно описан­ные почвы, погребенные под лёссом. Изучение этих почв имеет в основном исторический интерес, и их сравнение дает сведения об изменениях климата, но эти глубоко погребенные почвы не участвуют в современном почвообразовании. Совсем иначе обстоит дело с почвами или горизонтами, неглубоко погребенными (до 1 м, например); они играют важную роль в современных соотно­шениях почва — растительность и участвуют в формировании комплексного профиля.

Комплексные профили встречаются часто (Кегреп, 1960; Dimb- leby, 1961). В них обнаруживается горизонт А_ь погребенный под

эволюция почв: ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ

более молодыми отложениями; следы последнего оледенения сохра­нились в виде явлений солифлюкции и криотурбации. Древние горизонты At бывают хорошо заметны на глаз, если в них сохра­нился гумус, в противном случае они определяются по резкому увеличению скопления пыльцы (Gehu et al., 1965). Максимальная комплексность профиля бывает связана с проявлением эрозии между первой и второй фазами почвообразования. События в этом случае развиваются следующим образом: 1) создается древняя почва; 2) происходит обезглавливание профиля эрозией, обнажаю­щей горизонт В; 3) этот ископаемый горизонт В перекрывается новыми отложениями; 4) наступает вторая фаза почвообразования. Существование промежуточной фазы эрозии предполагает длитель­ный перерыв во времени между двумя стадиями почвообразования, особенно при рельефе с небольшим уклоном. В этом случае фазы почвообразования могут соответствовать различным климатическим условиям. Примеры, иллюстрирующие этот вид многократно возобновлявшегося и сложного развития, часто бывают трудны для истолкования. В Средиземноморье часто встречаются очень древние почвы с горизонтом А бурого цвета, для которого характе­рен быстрый вынос глины и железа, тогда как горизонт B_t отчет­ливо рубефицирован и обогащен глиной. Это может быть объяснено двояко: либо это полицикличная почва, развивавшаяся на гомо­генном материале и прошедшая две фазы — древнюю фазу рубефи- кации и выноса глины и современную фазу вторичной брюнифика- ции, либо это комплексный профиль, возникший на гетерогенном материале с рубефицированным B_t, впоследствии обнажившийся после обезглавливания эрозией верхнего горизонта А и перекры­тый современным наносом, на котором в свою очередь начала разви­ваться бурая почва. Вообще говоря, вторая гипотеза подтвер­ждается присутствием более резкой границы между горизонтами А и В и более заметной однородностью механического и минерало­гического состава. Но предпочтение той или другой гипотезе часто отдается чисто интуитивно.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Как уже подчеркивалось, очень часто существует связь между степенью развития почвы и возрастом отложений (или же обна­жением на поверхности геологического субстрата). Это особенно хорошо выявилось на четвертичных отложениях в эксперименте Лоррена (Bonneau et al., 1967). Однако при этом должны учиты­ваться факторы времени и быстрота эволюции. Очевидно, что чем быстрее достигается климатическое равновесие между системой.

Почва — растения, тем менее она зависит от возраста субстрата. В этих условиях быстро развивающиеся почвы наблюдаются на любом субстрате независимо от его возраста. Таковы гумусовые глеевые почвы, которые достигают полного развития за несколько десятков лет и встречаются даже на очень молодых аллювиях.

Это наблюдение относится также (хотя и в меньшей степени) к подзолам, когда их развитие ускоряется под роздействием очень благоприятных условий среды. Существуют прекрасно развитые подзолы на молодых галечниковых или кварцевых коллювиях под окисляющей растительностью из сосны и вереска.

Взаимосвязи между степенью развития почвы и возрастом суб­страта оказываются, несомненно, более узкими при медленном течении почвообразования; так происходит в случае процесса выноса глины: бурая почва, развитая на молодом коллювиальном субстрате, как правило, не затронута этим процессом в противо­положность бурым почвам, развитым на вюрмских суглинках. В обоих случаях речь идет об одном цикле развития, протекавшем в относительно короткое время на протяжении голоцена.

Почвы, образующиеся на очень древних субстратах, испытывают влияние нескольких циклов развития. Так, древние суглинки с этой точки зрения противопоставляются вюрмским, черты профиля которых, связанные с молодым почвообразованием (вымывание глины), налагаются на унаследованные черты древнего почвообра­зования — такие, как криотурбация, медленная деградация глин ит. п. В этих случаях говорят о полициклических, или полигене­тических, почвах.

Наконец, если фазы эрозии и привноса материала включаются между последовательными фазами почвообразования, то профили почв приобретают большую сложность и их интерпретация стано­вится трудной.

ЭВОЛЮЦИЯ ГУМУСОВЫХ почв С НЕНАСЫЩЕННЫМ ПОГЛОЩАЮЩИМ КОМПЛЕКСОМ

ВВЕДЕНИЕ

Речь идет о почвах с профилем АС и высоким содержанием гру­бого гумуса, развивающихся на плотных силикатных породах. Формированию горизонта выветривания (В) препятствуют различ­ные факторы, прежде всего эрозия. Подобные почвы наиболее характерны для горных стран, где к особенно интенсивной эрозии прибавляется еще и влияние климата.

В общем эти почвы соответствуют ранкерам по Кубиене (Kubiena, 1953). В узком понимании ранкер — маломощная почва с профилем АС и неразвитым органическим веществом, лежащая непосредственно на плотной породе, лишь слегка подверженной выветриванию или совсем невыветрелой; органический горизонт, тугое переплетение корней в котором образует плотный войлочный слой, может часто целиком отторгаться от подстилающего субстрата и свертываться, как ковер.

Существует, однако, более широкое толкование этих почв. В основных чертах они подобны уже описанным, но, помимо гори­зонта А₀ с очень малым количеством органического вещества и гори­зонта С, в них обнаруживается мощный горизонт Ai с развитым гумусом, настолько тесно связанным с минеральной частью почвы, что в ряде случаев можно говорить об изогумусовых почвах, пони­мая, что они, конечно, существенно отличаются от степных.

Подобный горизонт Ai мощностью в несколько десятков санти­метров отличается известным своеобразием; для него характерно перераспределение органического вещества, образованного в основ­ном нерастворимыми органо-минеральными комплексами особого типа, кроме того, он слегка напоминает горизонт Вь подзолов, за что и называется А^. На некоторых рыхлых субстратах он бывает очень темным и сменяется ниже охристым горизонтом (В) мощностью около 10 см.

Генезис этих почв связан со строго определенными экологиче­скими условиями: для некоторых определяющим является микро­климат, для других — материнская порода.

Первый тип, долго относившийся к группе ранкеров, по сути, является гумусовой, криптоподзолистой почвой субальпийского пояса (или атлантического климата), развитой на плотных мате­ринских породах, с трудом поддающихся выветриванию (граниты). Второй тип обнаруживается на выходах изверженных пород, бога­тых вулканическим стеклом или легко выветривающимися мине­ралами. Основное свойство таких почв состоит в фиксации мине­ральными аморфными соединениями продуктов разрушения орга­нического вещества. Это андосоли.

КРИПТОПОДЗОЛИСТЫЕ РАНКЕРЫ

Впервые были описаны Францем в 1956 г. (Franz, 1956) под названием атлантических ранкеров, так как они были обнаружены им на атлантическом побережье Португалии и Бретани. Весьма похожая почва была затем описана в горах в очень влажном клима­те, на высотах 1000—1500 м под безлесными ассоциациями, назван­ными «псевдоальпийскими лужайками» (Duchaufour, 1957). Ветер и расположение на возвышенных местах послужили факторами, лимитирующими возобновление леса на этих участках. Криптопод- золистый характер почв на псевдоальпийских лужайках был обна­ружен позднее, при более тщательных исследованиях (Carbiener, 1964; Duchaufour et al., 1963). Недавно смешанная франко-испан- ская группа занималась сравнительным изучением атлантиче­ских и горных ранкеров и установила общность их генезиса (Саг- ballas et al., 1967). Укажем, наконец, что Комиссия по классифи- * кации почв Франции, считая, что подзолистый процесс влияет на формирование ранкеров, решила в 1967 г. перенести рассматри­ваемую группу почв в класс подзолов (гумусовые криптоподзоли- стые почвы).

Экология криптоподзолистых ранкеров. Эти почвы развиваются во вполне определенных экологических условиях. Особенности климата, растительность, материнские породы и рельеф создают определенный педоклимат.

Климат отличается ярко выраженной сезонностью, хотя и резко различной в горах и на атлантическом побережье, но тем не менее приводящей к сравнимым результатам в развитии почв. В горах контрасты между зимними холодами, весенним пересыщением водой при снеготаянии и летним интенсивным прогреванием весьма зна­чительны. На побережье, особенно в его южной части с повышен­ным зимним увлажнением (1500 мм осадков) и жарким сухим летом, существуют подобные же контрасты, приводящие к хорошо выраженной смене увлажнения и иссушения профиля. Кстати, любопытно отметить, что высокое сезонное увлажнение (атланти­ческий климат) может оказывать на почвообразование такое же влия­ние, как воздействие холода и снежного покрова.

Растительность, характерная для криптоподзолистых ранке- ров, представлена либо ландами (атлантический рельеф), либо зла­ковыми лугами с вереском (псевдоальпийский ранкер). Раститель­ность, как показал Карбинер, изучая псевдоальпийские лужайки в Вогезах, обычно является сравнительно древней. Возможно, что речь идет о локальном климаксе, создавшемся в очень специализи­рованной среде, где сильные ветры при отсутствии лесной расти­тельности играют решающую роль; это наблюдение, по-видимому, верно как для участка побережья, окаймляющего океан, так и для вершин и плато (Вогезы, Центральный массив).

Материнские породы, находящиеся в локальных условиях . рельефа, являются определяющим фактором. Это кристалличе­ские породы с относительно высоким содержанием способных к выветриванию минералов, но выветривающиеся медленно (гра­ниты). Железо и алюминий, освобождающиеся хотя и постепенно, но в достаточно больших количествах, играют определенную роль в почвообразовании. В Галисии бок о бок друг с другом на гранитах обнаруживают ранкеры, а на кварцитах — подзолы. Рельеф также играет важную роль: в легко эродируемых местах, на крутых склонах, встречаются маломощные ранкеры в собственном смысле, а в депрессиях и в тальвегах формируются мощные криптоподзо- листые ранкеры.

Свойства профиля. Напомним, что характерными морфологи­ческими признаками ранкеров являются интенсивный черный цвет (кроме слабоохристого цвета в основании горизонта В), разде­ление почвы на грубогумусный, плотно переплетенный корнями A₀Ai мощностью 10—20 см и очень мощный с тонкой структурой микроагрегатов AiB; этот горизонт обычно достигает значительно большей глубины, часто превышая 1 м в атлантических ранкерах и 30—40 см — в псевдоальпийских.

Насыщенность гумусовых горизонтов основаниями чрезвычайно низка, зато содержание свободных гидроокислов алюминия и железа довольно высокое, и они равномерно распределены по профилю.

Органическое вещество также своеобразно. В противополож­ность подзолам отношение C/N низкое во всем профиле (12—15), что объясняется мелиорирующей растительностью (злаки, трост­ники). Биологическая активность высока, особенно весной. Бонно (Bonneau, 1967) и Фогельман (Foguelmann, 1966) отмечают на вогезских псевдоальпийских лужайках (даже с сильной нитрифи­кацией) очень активную минерализацию в июне с последующей фазой реорганизации азота в августе — сентябре. Эта реоргани­зация заметна по интенсивной гумификации: содержание в А_± гуми- новых и фульвокислот, экстрагируемых пирофосфатом, очень высокое (65—75%) и может быть сравнимо с содержанием их в В_ь подзолов, что доказывает образование нерастворимого гумуса из растворимых продуктов. Однако нет свидетельств непосредственной минерализации лигнина, как в кальциевых изогумусовых почвах.

В атлантических ранкерах полимеризация идет интенсивнее, чем в псевдоальпийских (Carballas et al., 1967). В первых в про­тивоположность вторым гуминовые кислоты преобладают над фульвокислотами, а фракция, связывающая минеральные эле­менты, имеет большее значение. Все это, по-видимому, объясняется климатическими различиями.

Эволюция криптоподзолистых ранкеров. Аналитические данные и экологические наблюдения позволяют заключить, что эволюция этих почв тесно связана прежде всего с сезонными микроклимати­ческими контрастами, воздействующими на профиль, затем, в мень­шей степени, с растительностью (поверхностная корневая система) и материнской породой (возможное освобождение полуторных окислов). Влажная фаза (зима на атлантическом побережье, таяние снега в условиях влажного горного климата) характеризуется мас­совым образованием растворимых органических соединений, мед­ленно минерализующихся вследствие низких температур и плохой аэрации. Они создают условия для кислого гидролиза выветри­вающихся минералов, освобождающего железо и алюминий. По­следние тут же закомплексовываются и становятся подвижными. В известном смысле здесь можно провести параллель с климати­ческим оподзоливанием, характерным для Восточной Европы. Образовавшиеся комплексы сносятся вниз по склону и концен­трируются в низинах, где они пропитывают весь почвенный про­филь, что объясняет его однородность и отсутствие горизонтов (рис. 3). Таким образом, здесь сочетаются два процесса — гидро- морфизм и оподзоливание.

С повышением температуры и по мере подсыхания профиля активизация биологической жизни резко возрастает, начинается фаза минерализации, идет биодеградация части комплексных анионов; "Другая часть осаждается в результате иссушения. Разумеется, сильное поглощение воды поверхностной корневой системой, резкое увеличение нагрузки комплексов катионами обу­словливают эту быструю, в основном химическую, трансформацию и слабую дифференциацию горизонтов; органо-минеральные соеди­нения осаждаются на месте, не мигрируя. В особенно сухом климате (испанское побережье) фульвокислоты постепенно полимеризуются в гуминовые.

В заключение подчеркнем особенность биоклиматической эво- люции ранкеров: оподзоливание происходит исключительно в холод- ное и влажное зимнее время (или во время таяния снега) — период очень низкой биологической активности, когда невозможно быстрое

осаждение комплексов. Резкое усиление биологической деятель-ности весной и летом, интенсивность которой сравнима с наблюдаемой в мюллевых почвах, быстро гасит этот процесс, так что в профиле своеобразно сочетаются признаки подзолистой и биологическиактивной мюллевой почвы.

АНДОСОЛИ

Эти черные гумусовые почвы сначала рассматривались как почвывулканических пеплов — так они были описаны многими япон-скими исследователями и Дюдалем (Dudal, 1960) в Индонезии. Для этих почв характерно не только глубокое внедрение органиче-ского вещества, но присутствие аморфныхалюмосиликатов, называемых «аллофанами». Затем ареалы этих почв были расширеныих описывали и на плотных изверженных породах, содержащихвулканическое стекло (Mancin?, 1964). Наконец, недавно свойстваандосолей стали обнаруживать в почвах, развитых на вулкани-ческих делювиях, полностью состоящих из кристаллических облом-ков, подвергающихся быстрому выветриванию и содержащих боль-шие количества аморфных соединений кремния, алюминия, гидратного железа. Но в последнем случае речь обычно идет о каких-то промежуточных почвах, эволюционирующих к бурым лесным почвам или подзолам.

Экология андосолей. Основное свойство андосолей — присут­ствие аморфных силикатов, поэтому все, что способствует их обра­зованию и сохранению в профиле, благоприятно для андосолей.

Материнская порода обычно содержит некоторое количество вулканического стекла. Однако это условие не является ни необ­ходимым, ни достаточным. Полностью кристаллическая порода при быстром выветривании (некоторые базальты, богатые железом) может способствовать образованию андосолей (Hetier, 1968), в то время как некоторые породы, содержащие вулканическое стекло, но богатые кремнием и очень плотные, не способны освобождать аморфные гели в достаточно быстрой для образования характерных андосолей степени. Наиболее благоприятно для развития андо­солей, конечно, вулканическое стекло, когда оно образует покровы на поверхности и благодаря своему быстрому выветриванию обеспе­чивает отборный материал для формирования этих почв.

Климат также играет важную роль — андосоли наиболее часто встречаются и особенно ярко выражены в постоянно влаж­ном и достаточно жарком климате (экваториальный горный климат), причем не только из-за скорости выветривания, но и из-за проис­ходящего здесь полного гидролиза, в результате чего образуется много аморфных гелей.

Консервация освободившихся минеральных аморфных гелей связана с климатом. Они более или менее быстро эволюционируют в сторону либо скрытокристаллических образований, либо неосин- тезированной глины (Shermann et al., 1964). Этому благоприятствуют фазы аэрации и иссушения профиля. Наоборот, любые причины, которые способствуют окислению и постоянному увлажнению про­филя, препятствуют этой двойной трансформации гелей и сохра­нению свойств андосолей (Соколов и др., 1965). Как и в случае ранкеров, общие климатические условия могут усиливаться микро­климатом, связанным, например, с особенностями рельефа.

Физико-химические свойства. Напомним основные свойства андосолей, многократно описанные, в том числе в американской классификации 1967 г.: черный или темно-бурый цвет, малый объем­ный вес (ниже 0,8, часто 0,4—0,5), исключительная^ водопрони­цаемость, тиксотропия во влажном состоянии и пылеватость или мелкозернистость — в сухом.

Водный режим своеобразен; отмечаемая в норме очень высокая влагоемкость этих почв падала во много раз после иссушения профиля. Например, Колмет-Дааж с сотрудниками (Colmet-Daage et al., 1967) установили, что в некоторых тропических андосолях, влагоемкость которых в свежем состоянии достигала 100—200%, она падала до 30—40%, если почва предварительно иссушалась. В андосолях умеренного холодного климата (Соколов и др., 1965) разница оказывается не такой большой (от 90 до 40%).

Химический состав, вероятно, является основным критерием диагностики и классификации андосолей. Проблема заключается лишь в разделении аморфных (алюминий, гидрат железа, кремний) и кристаллических элементов. Среди последних особое значение имеют глины.

Было предложено несколько методов, из которых укажем на следующие наиболее эффективные:

1) Метод Сегалена (Segalen, 1968), по которому производится последовательное, чередующееся экстрагирование — сначала воз­действием 6 н. НС1, а затем 0,5 н. NaOH; 2) метод Дюшофура и Сушье (Duchaufour, Souchier, 1966) с комбинированным реактивом (из реак­тива Тамма с гидросульфитом) для экстрагирования гидроокислов и 0,5 н. NaOH для экстрагирования кремнезема. Результаты, полу­ченные другими авторами (Соколов и др., 1965; Theisen, 1966; Kirkman et al., 1966), дают сравнимые цифры независимо от применяемого реактива при условии сходной силы его воздей­ствия.

Можно относить к андосолям только те почвы, которые содержат не менее 20% аморфных веществ (кремнезема, алюминия, гидро­окислов железа). Алюминий и кремнезем должны содержаться в количестве не менее 4—5% каждый.

Укажем на быстрый способ определения андосолей, применяе­мый Фильдом (Fieldes, 1966); доказано, что при обработке настоя­щих андосолей 1 н. NaF через две минуты значение рН в них дости­гает 9,4. Однако при использовании этого метода следует помнить о том, что при воздействии 1 н. NaF на некоторые горизонты В под­золистых почв, содержащих много аморфного алюминия, также появляется щелочная реакция; однако эта реакция замедлена, поэтому рекомендуется относить к андосолям те почвы, в которых значение рН, равное 10, появляется через 40 секунд (Hetier, 1968) после применения реактива.

Механический состав и природа глин также характеризуют андосоли. Все исследователи указывают на исключительные труд­ности, связанные с производством механического анализа андосо­лей; для некоторых очень характерных тропических андосолей он практически невозможен (Colmet-Daage et al., 1967).

Результаты механического анализа андосолей умеренного клима­та различаются в зависимости от применяемого способа диспергирования, так как некоторые тонкие фракции, образованные алло- фаново-гумусовыми комплексами, разрушаются с трудом.

Простое воздействие гексаметафосфата освобождает очень мало глины, а обработка с выделением всех или части аллофанов позво­ляет добиться лучших результатов. Соколов и Караева (1965) показали, что при обработке НС1 количество глины увеличивается втрое. При анализе вогезских андосолей удалось выделить в 6 раз больше глины, применяя в двойной последовательности комби­нированный реактив (Duchaufour, Souchier, 1966).

Между тропическими андосолями и большинством андосолей умеренного климата существуют видимые различия. Первые состоят в основном из аллофаново-гумусовых комплексов, образующих мелкие конкреции; кроме того, в них содержится небольшое коли­чество неосинтетической глины. Согласно большинству авторов, это галлуазит (Colmet-Daage et al., 1967; Wada, 1967; Yoshinaga et al., 1962). Аллофаны эволюционируют в этот тип глин, проходя стадию плохо кристаллизованного имоглита.

Андосоли умеренного климата содержат меньше аллофанов; для них характерен и иной тип глин. Это унаследованные и транс­формированные глины типа вермикулита или алюминиевого хло­рита; они могли возникнуть при неполной трансформации слабо выветривающихся минералов (Miyazawa, 1967; Hetier, 1968).

Органическое вещество и гумус. За исключением самого верх­него горизонта, гумус андосолей хорошо развит. В пирофосфат- ную вытяжку переходит большое количество гумуса (больше, чем в криптоподзолистом ранкере), что говорит о его значи­тельной биохимической переработанное™. (Duchaufour, Jacquin, 1966).

Кроме того, выделение органического вещества происходит постепенно, по мере добавления щелочного реактива. Все это хорошо показывает, насколько велико значение нерастворяющегося органического вещества, находящегося в тонких конкрециях в комплексных гумусово-аллофановых формах с различной устой­чивостью или, как в данном случае, в аллофаново-глинисто-гуму- совых комплексах. Вада с сотрудниками (Wada et al., 1967) указы­вают на исключительно большую емкость поглощения аллофанов по отношению к растворимым органическим компонентам, проду­цируемым подстилкой, и, следовательно, способность их к осаж­дению. Последнее сопровождается быстрой полимеризацией: фуль- вокислоты превращаются в гуминовые. В некоторых случаях, в очень кислой среде и при избытке влаги, часть комплексов с алюминием остается в растворе и может выноситься, а железо, напротив, остается на месте (Mitsuchi, 1963). Так, на формирование андосо­лей может накладываться криптоподзолистый процесс­.

Поглощающий комплекс андосолей также своеобразен. Большин­ство авторов настаивает на очень высокой емкости поглощения, до 100 мэкв на 100 г почвы при рН = 7. Однако вызывает удивле­ние заметное непостоянство получаемых цифр; это объясняется как большим разнообразием самих аллофанов, которые не имеют определенной структуры и постоянного состава, так и способом определения емкости обмена.

Анализируя первую причину, многие авторы (Gimenez et al., 1966; Colmet-Daage et al., 1967) подчеркивают, что, тогда как в све­жих аллофанах емкость обмена повышенная, в аллофанах, под­вергавшихся иссушению, она быстро снижается, что обусловли­вает их переход в скрытокристаллическую форму.

В связи со второй причиной необходимо помнить, что заряды аллофанов вариабельны — они невелики в кислой среде и значи­тельны при рН = 7. Поэтому у андосолей умеренного климата на изверженных породах средняя величина емкости поглощения при рН = 7 составляет 40 мэкв на 100 г при очень низкой насы­щенности по сравнению со значением рН почвы.

Образование и эволюция андосолей. Образование андосолей, как мы видели, связано с интенсивным освобождением при выветри­вании аморфных продуктов, в основном смешанных гелей: алю­миния, кремнезема, гидроокислов железа. Эти гели в дальнейшем, по крайней мере частично, превращаются в глину (галлуазит). Процессу образования андосолей благоприятствуют факторы среды; они ускоряют освобождение гелей (изверженная стекловидная, легко выветривающаяся материнская порода) и замедляют глино- образование (кислотность и постоянная влажность профиля почвы).

По-видимому, эти два фактора являются решающими при сохра­нении аморфных минеральных веществ. Фазы иссушения, как указывалось, изменяют свойства гелей: снижают емкость обмена, задерживают полную регидратацию аллофановых веществ, благо­приятствуют образованию недиссоциирующих комплексов с орга­ническим веществом.

Органические вещества из подстилок сорбируются полуторными окислами, как и в случаях ранкеров и подзолистых почв, но быстрее и интенсивнее за счет обилия сорбентов. Вероятно, они же служат катализаторами при трансформации фульвокислот в гуминовые кислоты. В отличие от подзолов эта эволюция протекает даже в биологически активной среде, где растворимые органические вещества защищены от биодеградации обилием комплексирующих катионов.

В менее благоприятных экологических условиях андосоли, по крайней мере в поверхностных горизонтах, могут эволюциониро­вать в двух направлениях: 1) при хорошей аэрации и дренаже верхних горизонтов, главным образом за счет интенсивной биоло­гической деятельности, в них быстрее идет неосинтез, а аллофаны теряют некоторые свои свойства — они стремятся к скрытокри- сталлической структуре, что увеличивает устойчивость органо- минеральных агрегатов, переходящих в конкреционные формы. В умеренном климате формируются бурые почвы, в тропическом — ферраллитные почвы (кислая среда) или вертисоли (обилие основа­ний); 2) возможен и противоположный путь: избыток влаги вызы­вает гидроморфизм в профиле и сильное подкисление. На поверх­ности образуется кислый модер, часть псевдорастворимых комплек­сов с алюминием мигрирует, образуя горизонт В типа сподик, внешне с трудом различимый, развивается процесс криптопод- золизации.

Изложенные соображения позволяют предложить следующую предварительную и схематическую классификацию андосолей:

1. В очень благоприятных условиях (во влажном экваториаль­ном климате на быстро выветривающемся вулканическом стекле) образуются настоящие андосоли почти без глины. Но как только появляется иссушение, профиль эволюционирует или в сторону вертисолей, или к ферраллитным почвам.

2. В менее благоприятных условиях (плотные изверженные породы — базальты, умеренно влажный климат) андосоли приобре­тают промежуточные свойства, они брюнифицируются с поверх­ности в биологически более активной и лучше аэрируемой зоне. В их профиле обнаруживается унаследованная глина типа иллита— вермикулита; наряду с мелкими гумусово-аллофановыми конкре­циями встречаются глинисто-гумусовые комплексы. Это или брю- нифицированные андосоли, или бурые почвы с признаками андо­солей. По содержанию оснований их делят на олиготрофные и мезо- трофные.

3. На кислых и плотных изверженных породах типа некоторых трахитов (кератофиты), медленно выветривающихся и с низким содержанием оснований, развиваются почвы со слабо выраженными свойствами андосолей. Обнаруживается эволюция их в сторону криптоподзолистых почв под влиянием кислого модера, мобили­зующего алюминий (криптоподзолистые андосоли).

ЭВОЛЮЦИЯ ГУМУСОВЫХ почв С НАСЫЩЕННЫМ ПОГЛОЩАЮЩИМ КОМПЛЕКСОМ

ВВЕДЕНИЕ

Эти почвы, относимые нами к классу изогумусовых, отличаются, как и указанные выше, глубоким внедрением по профилю хорошо развитого органического вещества. Но в данных почвах погло­щающий комплекс, насыщенный Са и Mg, играет неоспоримую роль в стабилизации гумуса, пропитывающего почву. Здесь мы рассмотрим только те почвы, образование которых связано с кли­матическими или особыми микроклиматическими условиями, оставляя до следующей главы рассмотрение почв, наследующих карбонаты кальция от материнской породы. Мы рассмотрим почвы под степной растительностью, которые испытывают заметное сезон­ное иссушение.

Изогумусность этих почв весьма отлична от вышеописанных кислых,почв. Последние, как мы показали, формировались в осо­бых экологических условиях, и их органическое вещество обра­зовывалось в результате неполных процессов выпадения и полиме­ризации растворимых органических веществ. Гидроокислы железа и алюминия являлись существенными агентами, влияющими на эту нерастворимость.

Почвы, интересующие нас здесь, напротив, характеризуются значительным развитием и большей полимеризацией органических веществ, которые стабилизируются, вступая в тесные связи с гли­нами. При этом биологическая деятельность и повышенное содержа­ние оснований играют, несомненно, руководящую роль. Подобный тип развития почв, с нашей точки зрения, является общим для трех групп почв, которые, однако, отличаются друг от друга не­сколькими признаками. Это изогумусовые почвы континенталь­ных степей, вертисоли и коричневые степные почвы жаркого климата.

Рассмотрение в одной главе указанных групп почв может пока­заться произвольным и спорным. Многие авторы не согласны со сближением черноземов и вертисолей. Известно, что вертисоли по сравнению с черноземами содержат больше разбухающих глин и меньше органического вещества. Структура этих почв тоже раз­лична: у вертисолей она грубая, призматическая, с поверхностями скольжения, все это отсутствует у черноземов, отличающихся своей зернистостью. Общим свойством этих почв является темная окраска, что, по-видимому, имеет второстепенное значение. Известно, что в Уругвае развиты вертисоли, содержащие много гумуса (Lopez Taborda, 1967), а некоторые авторы (Ковда и др., 1967) подчерки­вают сходство в образовании черноземов и вертисолей в близких микроклиматических условиях с чередованием переувлажнения и иссушения. Кроме того, детальное исследование образования глинисто-гумусового комплекса в этих почвах показывает неко­торую аналогичность процессов.

Что касается коричневых почв, то они еще более отличны от вертисолей и черноземов. Их изогумусность, по мнению многих авторов, имеет другую природу как по условиям развития расти­тельности, которая определяла формирование гумуса, так и по характерному для них микроклимату без гидроморфной фазы, как правило влияющей на образование двух других почв. Дина­мика кальция, на этот раз в форме карбонатов, также очень специ­фична. Однако некоторыми авторами эти почвы относятся к классу изогумусовых на основании их общей с черноземами биохимиче­ской эволюции.

Замечание. Брюниземы — почвы американских прерий и южно­американской пампы — здесь не рассматриваются. Напомним только, что указанные почвы характерны для районов с менее континентальным климатом, чем климат черноземной зоны. По своим свойствам брюниземы являются переходными между черно­земами и бурыми лесными почвами; мощность гумусового гори­зонта, насыщенность основаниями в них меньше, чем в черноземах, а количество серых и бурых гуминовых кислот уравновешено, наконец, в брюниземах часто наблюдается оглиненный горизонт аргиллик.

ИЗОГУМУСОВЫЕ ПОЧВЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СТЕПЕЙ

Обусловленная климатом последовательность смены степных почв центральных и южных районов СССР, сформированных на лёссе, была показана почвоведами Почвенного института АН СССР им. Докучаева. Это позволило выявить с чрезвычайной выразительностью влияние биоклиматических факторов, которые проявились в характерной зональности (рис. 4). С севера на юг в связи с уменьшением количества осадков и возрастанием эва- потранспирации наблюдается следующая последовательность: лист­венный лес — серая лесная почва; разреженный лиственный лес — выщелоченный чернозем; лесостепь — мощный чернозем; высоко­ травная степь — обыкновенный чернозем; низкотравная степь — южный чернозем

П од лесом наблюдается еще значительный вынос глины и полуторных окислов, мюллевый гумусовый горизонт мощный и отличается переходным характером между атлантическим и черноземным типом мюлля. При рассмотрении оподзоливания и выносаглины мы вернемся к вопросу о генезисе серых лесных почв.

В зоне лесостепи процесс выноса глины сходит на нет, и тек- стурный горизонт B_t исчезает, но удаление карбонатов из почвы, которое почти полностью осуществлялось во влажной лесной зоне, по мере продвижения к югу происходит все слабее и слабее. Гори- зонт B_t при этом замещается карбонатным горизонтом Са (с псевдо- мицелием), который обнаруживается все выше и выше по профилю.

Максимальное развитие гумусового горизонта наблюдается в средней зоне, в зоне лесостепи. Именно здесь происходит макси- мальное накопление органического вещества. Это накопление приурочено то к поверхности почвы (лесная фаза), то к ее более глубоким горизонтам, где идет разложение корневых остат­ков злаковой растительности (роль степной фазы). Климатические условия в лесостепи наиболее благоприятны для сохранения гумуса. В более влажных лесных зонах условия гумификации менее благо­приятны, гумус более подвижен; в южных, более сухих, районах растительность низкотравной степи продуцирует небольшое коли­чество органического вещества.

Образование и развитие глинисто-гумусового комплекса. Содер­жание глины в черноземах невелико и не превышает 25—30%; это смесь иллитов и монтмориллонитов в различных пропорциях. По отношению к подстилающему лёссу новообразование глины незначительно; большая часть глин унаследована от лёссов и слабо преобразована по сравнению с первичными филлитами. Несом­ненно, что таковы иллиты; монтмориллонитовые фракции, воз­можно, образовались неосинтетическим путем.

Органическое вещество черноземов своеобразно, и это часто подчеркивалось: оно темное, в мощных черноземах его количество достигает 8—9% у поверхности, а в сухостепных — 5—6%. Это органическое вещество замечательно по своему качеству: оно сильно полимеризовано и состоит в основном из серых гуминовых кислот, насыщенных двухвалентными катионами (примерно 60% всех гуминовых кислот). Количество фульвокислот по сравнению с гуми- новыми кислотами небольшое (Duchaufour, Jacquin, 1963). В отли­чие от ранкеров и кислых андосолей большинство фракций орга­нического вещества черноземов плохо экстрагируется (Duchaufour et al., 1966). Большая часть азота находится в негидролизуемой 6 н. НС1 гетероциклической форме (Овчинникова, 1965). Это гово­рит о высокой степени конденсации молекул. Согласно Алиеву (1966), сезонные микроклиматические колебания определяют как ритм биологической активности, так и особую эволюцию гумуса черноземов, приводящую к образованию очень устойчивого глини­сто-гумусового комплекса. После таяния снега верхние горизонты почвы, которая еще не полностью оттаяла на глубине, про­питываются водой. В результате этого возникает временный анаэро­биоз, в течение которого растворимые органические вещества аккумулируются в почве, не подвергаясь биодеградации при этой еще низкой температуре (Bruckert, Dommergues, 1966). С повыше­нием температуры биологическая деятельность обусловливает две фазы преобразования органического вещества: фазу сильного разложения свежего органического вещества, когда продуцируется много минерального азота, и фазу реорганизации этого азота в нед­рах гумусовых соединений, которые под влиянием чередующихся переувлажнения — пересыхания испытывают постепенное созрева­ние, полимеризуясь и вступая в тесные связи с глинами (Duchau- four, 1960).

Хорошо известна замечательная устойчивость этих комплексов, недавно определенная путем исследования органического веще­ства черноземов радиоуглеродным методом. Крайне медленная минерализация органического вещества была подтверждена в рабо­тах Поля и др. (Paul et al., 1964), согласно которым средний воз­раст гумуса черноземов равен 1000—2000 лет.

Новейшие работы (Campbell et al., 1967) внесли интересные уточнения относительно среднего возраста различных фракций гумуса. Оказалось, что средний возраст гуминовых кислот, свя­занных с глиной, исчисляется в 1200 лет; средний возраст свобод­ных гуминовых кислот составляет 780 лет; наиболее неожиданные и резкие различия оказались между гидролизующейся и негидро- лизующейся фракциями при обработке НС1: средний возраст гидролизующейся фракции равен 25 годам, а негидролизующей- ся — 1400 лет. Таким образом, алифатические цепочки (с саха- ридами и аминокислотами в основании) бурых гуминовых кислот минерализуются и восстанавливаются в быстром темпе, чем отли­чаются от ароматических ядер серых гуминовых кислот и гуминов, которые оказываются исключительно устойчивыми. Сопоставление результатов исследования биоклиматических фаз и возраста почв радиоуглеродным методом позволяет сделать важ­ные выводы. Оказывается, что быстро трансформируется не только свежее органическое вещество, но и менее многочисленные фрак­ции свободных (бурых гуминовых) кислот. Эти последние очень быстро проходят годовой цикл минерализации-реорганизации, при этом в каждом цикле выделяется небольшая по объему фракция, которая присоединяется к устойчивому полимеризованному арома­тическому ядру (к серым гуминовым кислотам). Так идет медлен­ный процесс созревания, развивающийся в благоприятных усло­виях микроклимата с сезонными колебаниями температуры и влаж­ности.

ВЕРТИСОЛИ

Напомним, что распространение вертисолей отличается от рас­пространения черноземов (Dudal, 1967). Образование вертисолей не подчинено климатической зональности; им требуется лишь наличие особенно сухой сезонной климатической фазы в годовом цикле. Вследствие этого вертисоли локально распределены в ряде различных климатических зон (они встречаются в Европе, в част­ности в районе Дуная, в Африке, в средиземноморской зоне и в тро­пиках). Их формирование связано с особыми микроклиматиче­скими и биохимическими условиями; временное пересыщение их профиля водой приводит к настоящему гидроморфизму во влаж­ный период и высокому содержанию щелочноземельных металлов, кальция и магния. Это интразональные почвы, или почвы местного климакса. Мы рассмотрим наиболее характерные вертисоли депрес­сий (иногда их называют топоморфными).

Образование и развитие глинисто-гумусового комплекса. Основ­ное отличие от черноземов заключается в характере выветривания и образовании глин. В результате неосинтеза в вертисолях почти всегда образуются разбухающие глины (монтмориллониты), коли­чество которых заметно больше, чем в черноземах (Роде и др., 1960), и достигает 40—60%. Когда вертисоли формируются на основных кристаллических породах (например, на долеритах), что бывает часто, то преобладает процесс неосинтеза глин, а не их унаследования.

Заслуживают внимания и особенности в образовании органи­ческого вещества вертисолей. Количество органического вещества небольшое (1—2%); исключением являются некоторые переход­ные почвы (в уругвайской пампе). Полимеризация ароматического ядра гумусовых кислот еще интенсивнее, чем в черноземах.

При выделении методом неполного экстрагирования (Duchaufour et al., 1963) серые гуминовые кислоты составляют примерно 80% от суммы гуминовых кислот; содержание фульвокислот ничтожно. Связи разбухающих глин с органическим веществом настолько прочны, что только мощные реактивы (такие, как плавиковая кислота) могут их разрушить. В значительных количествах содер­жатся неэкстрагируемые гумины (Зонн, 1967). В этих условиях процентное содержание конденсированных продуктов приближается к 100%. Многократно было показано, что черный цвет вертисолей связан с особенностями глинисто-гумусового комплекса (Hess et al., 1964; Зонн, 1967).

Гесс произвел следующий лабораторный опыт. Монтморилло­нит был помещен в инкубатор в присутствии полифенолов и регу­лярно увлажнялся и высушивался. Полифенолы полимеризова- лись, и через год появился темно-серый цвет. Какова же природа связи глины с гумусом и какой катион является связующим в почвах типа вертисолей? Напомним, что в черноземах главная роль в этом принадлежит щелочноземельным катионам и лишь в небольшой степени — железу, часть которого можно извлечь только с помо­щью сильных реактивов (Тюрин, 1951). Напротив, в вертисолях,. при образовании которых кальцию и магнию принадлежит, несом­ненно, руководящая роль, глинисто-гумусовые связи в значительной, мере обусловливаются присутствием железа.

Большинство авторов подчеркивает, что содержание железа в вертисолях относительно повышено (от 3 до 6% свободного железа — Kaloga, 1966). Но это железо находится в трудно рас­творимой и трудно экстрагируемой форме. Часть его преобразо­вана и входит в комплекс с молекулами серых гуминовых кислот (Duchaufour, 1963). Это железо, содержащееся в больших коли­чествах в органическом веществе, влияет (Hess, 1965) на умень­шение эффективности растворителя — пирофосфата, что объяс­няет особое обилие гуминов.

Другая часть железа тесно связана с глинами, а может быть, даже включена в межпакетные пространства. Зонн (1967) указывает, что в глинах индийских регуров содержится 14% железа, и только 0,6% его находится в свободной форме, переходящей в вытяжку Тамма. В африканских вертисолях монтмориллониты железисты и близки к нонтронитам (Trauth et al., 1967). Эти факты становятся понят­ными, если учесть, что в долеритах и базальтах, которые обычно являются материнскими породами вертисолей, содержится много железа. В процессе выветривания это железо полностью не освобож­дается, а внедряется в комплексные органические или минераль­ные молекулы и, следовательно, находится в замаскированной форме, незаметной в профиле почвы, которая по этой причине рассматривалась как почва с профилем типа АС.

Переход этого железа в свободную форму с образованием рыжих пятен или конкреций является всегда указателем на деградацию вертисолей под влиянием кислой реакции среды. Следовательно, генезис вертисолей обусловлен, по-видимому, не двумя катионами — кальцием и магнием,— а тремя, так как железо играет роль, кото­рую нельзя недооценить при каталитической полимеризации орга­нических и минеральных молекул.

Сходства и различия в формировании вертисолей и черноземов.

Сходства в образовании двух указанных типов почв в свете парал­лельного их изучения достаточно очевидны. Влияние щелочно­земельных оснований значительно для того и другого типов почв. Сверх того, существующие сезонные контрасты увлажнения — иссушения играют неоспоримую роль в обоих случаях. Именно это является причиной значительной зрелости гумусовых кис­лот, которые, полимеризуясь, вступают в тесные связи с гли­нами.

Что касается различий, то можно сделать следующие наблюде­ния: если биохимические процессы образования глинисто-гумусо- вого комплекса кажутся сходными в черноземах и вертисолях, то крайнего проявления они достигают в вертисолях. Это может быть объяснено экологическими условиями, которые

главенствуют в их развитии и которые обусловливают три основные черты, отличающие их формирование от формирования черно­земов: 1) роль степной ксерофитной разреженной растительности с редким древостоем является для черноземов существенной и имеет второстепенное значение для вертисолей; 2) влияние сезонных контрастов сильнее сказывается на вертисолях ввиду их топогра­фического положения в депрессиях (в депрессиях и низинах накоп­ляется больше воды); 3) материнские породы, особенно основные изверженные, освобождают большие количества железа.

Из этих экологических различий возникает следующее: подвиж­ная фракция органического вещества с быстрым циклом форми­рования находится в минимуме в вертисолях, так как, во-первых, она продуцируется в небольших количествах и, во-вторых, годовой цикл здесь протекает быстрее, что приводит к минерализации органического вещества и к почти полному его исчезновению. Наоборот, сильные микроклиматические колебания вызывают старе­ние и полимеризацию гумуса— процессы, которые протекают одно­временно с неосинтезом разбухающих глин (их образованию бла­гоприятствует большое содержание щелочноземельных основа­ний) и происходят в вертисолях интенсивнее, чем в черноземах. Разбухающие глины, вступая в тесные связи с полимеризованными органическими веществами, выводят их из микробиологического цикла. Наконец, железо в вертисолях играет, по-видимому, важную роль катализатора, которая значительно слабее проявляется в черноземах. Железо благоприятствует полимеризации как мине­ральных, так и органических веществ и обеспечивает крепкую связь между ними.

ИЗОГУМУСОВЫЕ ПОЧВЫ ЖАРКОГО КЛИМАТА

Эти почвы, часто называемые коричневыми из-за красноватого оттенка гумусовых веществ, глубоко проникающих в профиль, характерны для наиболее сухих средиземноморских зон (с полу­аридным или аридным климатом). Эти почвы обнаруживают боль­шие отличия от изогумусовых почв континентального холодного климата. Органическое вещество отличается меньшей полимериза­цией, что, по-видимому, связано с влиянием не резко выраженного зимнего переувлажнения; характерно обилие окислов железа, более или менее дегидратированных. Присутствие этих окислов железа, частично или полностью внедренных в глинисто-гумусо- вые комплексы в маскированной или комплексной форме, свиде­тельствует о многофазности почвообразования. Наконец, наблю­дается особая динамика карбонатов, создающая пропитанные кар боиатами горизонты. Эти горизонты называются карбонатными корами, или петрокальциевыми горизонтами (petrocalcique).

Образование коричневых почв. Профиль коричневых почв состоит из трех главных горизонтов: горизонта А изогумусового типа, крупнозернистого, темного, красно-бурого, переходящего постепенно в горизонт (В); горизонта (В) неясно угловатой струк­туры с блестящими поверхностями на структурных отдельностях, некарбонатного или слабокарбонатного; карбонатного горизонта Са.

В настоящее время большинство исследователей считает более или менее достоверным, что органическое вещество этих почв является молодым образованием по сравнению с рубефицированной минеральной частью почвы, которая имеет более древний возраст. Следовательно, здесь наблюдается сложный процесс, протекавший в два этапа. Поэтому необходимо сначала уточнить древность и способ образования рубефицированного материала, а затем иссле­довать происхождение органического вещества, внедрившегося позднее на этот субстрат.

Рубефицированный материал. Этот материал почти наверняка унаследован от снесенных коллювиальным путем продуктов выве­тривания красных горных почв, развивавшихся в более влажном климате. В Ливане (Lamouroux, 1965) коричневые почвы форми­руются на равнине при осадках в 300—400 мм, следовательно, в условиях, слишком сухих для развития рубефикации, и поэтому предполагается, что они возникли в результате переотложения терра-россы, образовавшейся в горах на известняках при большем количестве осадков (1400—1500 мм). Эта гипотеза подтверждается и изучением коричневых почв Марокко (Hubschmann, 1967), где они имеют солтаньенский возраст. Исследование минералогического состава глин (преобладает тип иллита) и тяжелых минералов пока­зало замечательное сходство коричневых почв и терра-россы. Последняя развита на примыкающих к равнине известняковых горах и имеет авуасинантский возраст. Логично допустить, что в этих условиях терра-росса служит материалом, на котором раз­виваются коричневые почвы.

Образование горизонта (В) с угловатой структурой, часто несколько более обогащенного глиной по сравнению с верхним горизонтом, не всегда находило объяснение. Присутствие блестя­щих граней могло дать основание предположить, что глинистые пленки появились в результате вмыва глин, который характерен для ферсиаллитных почв более влажных районов. Однако более вероятно, что накопление глины в глубине профиля происходит в результате глинообразования in situ (Buol, 1965; Hubschmann, 1967). Действительно, в горизонте (В) присутствует некоторое коли­чество монтмориллонита, совершенно не свойственного первичной терра-россе. В коричневых почвах эта глина могла возникнуть в результате неосинтеза, а блестящие грани угловатых отдельно- стей должны быть связаны скорее с образованием поверхностей скольжения, а не с формированием глинистых пленок, поскольку здесь, в общем, наблюдаются нерезкие черты вертисолей.

Глубокое проникновение органического вещества, характерное для коричневых почв, сначала объяснялось, как и в случае изогумусо- вых почв, влиянием степной растительности; действительно, степная растительность с альфой характерна для коричневых почв, но это объяснение представляется слишком схематичным. Современ­ные исследования ставят под сомнение первичность типично степной растительности на коричневых почвах. Прежде всего их рас­пространение отчетливо выходит за рамки степной зоны; они наблюдаются и в менее сухих районах, где распространена древесная растительность (семиаридные, а иногда субгумидные зоны).

Коричневые почвы Грузии занимают обширную переходную зону между степью и лесом (Накаидзе, 1965). Подобное наблюде­ние подтверждается Рюэлланом (Ruellan, 1965) для коричневых почв в Марокко, которые, по-видимому, образовались или под разреженными лесами, или под кустарниковой растительностью, где злаки играют немаловажную роль. В большинстве случаев степь на этих почвах имеет вторичное происхождение и возникает при постепенном выпадении лесной флоры. Кроме того, эти почвы не являются изогумусовыми в настоящем смысле слова. Возможно, ранее они могли иметь на поверхности насыщенный гумусовый горизонт, образовавшийся под древесной растительностью и уда­ленный при сведении леса в результате эрозии. Если верхний гумусовый горизонт — свидетель лесной растительности — исчез­нет по указанным причинам, то в профиле почв сохранится гуму­совый горизонт — свидетель еще присутствующей степной расти­тельности. Углубленное изучение органического вещества корич­невых почв могло бы разъяснить поставленные вопросы. Но как бы то ни было, это органическое вещество, конечно, значительно менее полимеризовано, чем это наблюдается в черноземах, и более, чем в вертисолях (Ouezzani, 1967). Это связано, как мы уже ука­зывали, с наличием влажной зимней фазы, неблагоприятной для заметного анаэробиоза.

Образование и развитие карбонатных кор. Большинство корич­невых почв характеризуется присутствием карбонатных кор на более или менее значительной глубине. В Северной Африке описано много случаев образования различных типов карбонатных кор.

Выше уже говорилось об особенностях этих кор и давалось их подразделение.

В этом разделе представлены новейшие материалы по генезису карбонатных кор. Прежде всего возникает вопрос о их возрасте и процессе образования.

Возраст карбонатных кор. Булэн (Boulaine, 1957) различает два основных типа карбонатных кор: коры, образующиеся посте­пенно, и коры с быстрым образованием. Во многих случаях (если не всегда) эти два способа происхождения карбонатных кор соот­ветствуют их разному возрасту.

Прерывистые (в виде пятен или конкреций) коры, образующиеся постепенно, часто находятся еще в процессе формирования и, сле­довательно, молоды. Некоторые из подобных кор аридных райо­нов США (Buol, 1965) имеют возраст от 2000 до 2500 лет. Напро­тив, сплошные мощные коры, обычно характеризующиеся быстрым, резким накоплением извести (цементацией), представляются гораздо более древними, даже ископаемыми. Часто они не соответствуют современным почвам, которые на них развиты. В Марокко эти коры относят к тенсифтьенскому возрасту (Hubschmann, 1967), тогда как сформированные на них почвы могут быть солтаньен- ского возраста. Возраст карбонатных кор этого типа в США, опре­деленный по радиоуглеродному методу, оказался в их верхних слоях равным 10 тыс., а в более глубоких слоях — 32 тыс. лет (Buol, 1965). Это указывает на то, что корообразование нарастало снизу вверх. В подобных случаях граница между почвой и корой бывает очень резкая. Явления эрозии или поверхностного раство­рения могли произойти между фазой образования коры и образова­нием собственно почвы.

Способ образования кор. Согласно Булэну (Boulaine, 1957), образование кор происходит в результате сложного процесса с многочисленными фазами, число которых тем больше, чем коры древнее и плотнее. Этот автор считает, что коры образуются при вертикальном выщелачивании карбонатов, которое играет глав­ную роль при постепенном их накоплении. В последнее время основ­ное внимание обращается на процессы склонового выщелачивания, имеющего решающее значение при образовании кор любого типа, и явления поверхностной переработки (перерастворение и пере­кристаллизация) .

Склоновое выщелачивание извести путем ее растворения, с после­дующим выносом вниз по склону и выпадением при испарении воды у подножия, признается многими исследователями (Beaudet et al., 1967; Gile et al., 1966; Cointepas, 1967). Такое выщелачивание может происходить двумя путями — при миграции в растворен­ном состоянии бикарбонатов кальция, что бывает чаще, когда

выпадение происходит на перегибе рельефа и аккумуляция имеет химическую, а не биологическую природу (как в черноземах); при грязево-карбонатных потоках вдоль склонов, стекающих в де­прессии, где происходит постепенное высыхание всей массы, и она оказывается сцементированной.

Куантепас и Жиль (Cointepas, 1967; Gile et al., 1966) показали, что в первом случае аккумуляция карбонатов проходит через пре­рывистую фазу до того, как карбонаты превратятся в плотную массу. Вначале наблюдается локальное выпадение карбонатов в форме рыхлых пятен; эти пятна постепенно инкрустируются, твердеют и превращаются в конкреции. Так образуются корневые муфты в виде четок. Конкреции затем постепенно склеиваются кар­бонатом кальция, что мало-помалу ведет к формированию плотных кор.

Ч асто можно наблюдать прерывистые скопления конкре­ций в верхних слоях и сплош­ные уплотнения в нижних слоях карбонатных кор. Локальные явления перераст­ворения и рекристаллизации из­вести играют значительную роль. Именно этим процессом объясня­лось образование сплошных кор (Miiller, 1954), очень плотных, листоватых, особенно с поверхно­сти, которые часто описывались в Северной Африке. Речь идет о настоящих вторичных корах, образованных текучими поверхностными водами на выходах древних кор, обнажившихся после сведения климаксных дубрав из камен­ного дуба. Аналогичное объяснение причин образования сплош­ных кор в отдельных аридных районах США дает Жиль (Gile et al., 1966). Воронкообразные пустоты, образовавшиеся при растворении, вначале драпируются затвердевшей сплошной корой, разрушаю­щей поверхность древней коры. Внутри этих пустот находится рыхлая масса из конкреций, а на поверхности происходит развитие современных сплошных кор.

На рис. 5 схематически показаны процессы образования кор различного возраста и различной природы. Последовательные фазы эволюции этой почвы могут быть представлены следующим образом: 1) формирование очень древней коры, служащей общим субстратом; 2) размывание ее поверхности текучими водами, кото­рые вырабатывают в наиболее рыхлых участках пустоты путем растворения извести (во влажные периоды); 3) климат, становя­щийся постепенно более сухим, по крайней мере в отдельные сезоны, способствует образованию сплошной коры под влиянием чередую­щихся процессов растворения и выпадения в осадок. Это описано Мюллером; 4) заполнение пустот более молодыми, вначале влаж­ными, отложениями, затем, при постепенном высыхании и локаль­ном выпадении извести, образование конкреций. На поверхности появляются зачатки сплошной коры, мощность которой посте­пенно нарастает. Наложение в одном полицикличном профиле различных типов кор (изолированно встречающихся в других местах) позволяет, таким образом, восстановить их историю и одно­временно выяснить условия почвообразования специфических гори­зонтов подобного типа.

ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ НА КАРБОНАТНЫХ ПОРОДАХ

ВВЕДЕНИЕ

В тех случаях, когда карбонаты кальция содержатся в почво-. образующей породе в больших количествах, они оказывают на почвообразование настолько сильное воздействие, что приводят к появлению почв, свойства которых существенно отличаются от свойств климатических почв. Таковы рендзины, которые всегда рассматривались и классифицировались русской школой как почвы, типично интразональные. Напомним, что известь препятствует выветриванию, причем освобождается мало железа, свежее орга­ническое вещество быстро трансформируется, фиксируется в устой­чивой форме карбонатами, а затем, в связи с большой биологиче­ской активностью, распространяется глубоко по профилю. Обра­зуется мощный темный гумусовый горизонт, маскирующий бурый цвет железа и придающий профилю очень устойчивую зернистую структуру. Профиль не мощный, типа АС.

Присутствие извести в материнской породе является необходи­мым условием для образования рендзин. Однако во многих слу­чаях известь постепенно выщелачивается, в результате чего проис­ходит относительное накопление силикатов, и почва начинает развиваться по типу бурой (брюнификация). Переходные типы почв встречаются часто; для них характерна довольно заметная декарбонатизация, появление горизонта (В) бурого цвета с грубой угловатой структурой. Обычно название «рендзина» сохраняется для почв, в которых наблюдается характерная структура верхнего горизонта и значительная гумусность (брюнифицированная ренд­зина). Если же гумусовый горизонт сходен с подобными горизон­тами бурых почв, то используют термин «бурая карбонатная почва».

Превращение рендзины в бурую почву обусловлено многочислен­ными факторами, среди которых характер материнской породы, ее плотность и степень чистоты играют главную роль. Геоморфоло­гические условия оказывают не меньшее влияние. Что же касается климата, то он в большинстве случаев играет второстепенную роль. Известняковые почвы, будучи связанными с локальными фактора­ми — материнской породой и рельефом,— встречаются фактически в разных условиях климата, как сухих, так и влажных. Однако в очень влажных горах развитие этих почв своеобразно. Процесс выноса карбонатов усилен; сверх того, воздействие климата в со­четании с влиянием материнской породы благоприятствует значи­тельному накоплению органического вещества (гумусовые карбонат­ные почвы). Следует различать эволюцию известняковых почв на равнинах и в горах, учитывая в первую очередь особенности релье­фа, материнской породы, характера выветривания, а также расти­тельность и тип формирующегося гумуса.

ПРОЦЕСС ВЫВЕТРИВАНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Было ясно показано (Чирич, 1967), что существует тесная зависимость между характером выветривания подстилающей кар­бонатной породы и типом формирующейся на ней почвы. Обычно встречаются три вида пород: 1) известковистые песчаники; они легко выщелачиваются от карбонатов, оставляя хорошо прони­цаемый песок, на котором быстро образуются песчанистые пара- рендзины, а затем бурые почвы; 2) мергелистые известняки; 3) плотные известняки, более или менее окристаллизованные, вывет­риваются медленно. Известковистые песчаники мы не будем рас­сматривать, но упомянем еще об одной разновидности интересую­щих нас пород — чистых, но рыхлых и быстро выветривающихся известняках (некоторые виды мела).

Выветривание мергелистых известняков. Для них характерно быстрое механическое выветривание, возникающее при гидратации и сопровождающееся, следовательно, разбуханием глин; создается рыхлая масса карбонатной глины с высоким содержанием активной извести.

Если гумус, привнесенный растительностью, содержится в доста­точном количестве, то образуется зернистая, хорошо воздухопро­ницаемая структура рендзин; тогда почва будет достаточно хорошо фильтровать влагу и произойдет постепенное выщелачивание.

Но если гумуса недостаточно, то выветривающийся слой обра­зует плохо проницаемую массу, недоступную для циркуляции воды; продуцирование С0₂ сокращается, вследствие чего умень­шается и растворимость карбонатов с превращением их в форму бикарбонатов; в результате выщелачивание бикарбонатов из почвы происходить не будет. В сухой период бикарбонаты будут подни­маться вверх и выпадать в верхних горизонтах почвы. Декарбони­зация в этом случае медленная или же отсутствует (Ravikovitch et al., 1967). Следует согласиться, что на подобных материнских поро­дах воздействие растительности на образование почв является определяющим.

Выветривание чистых рыхлых известняков. Процесс сходен с вышеописанным; отличается тем, что протекает медленнее, так как масса не разбухает из-за отсутствия глины. Это не допускает значительных изменений объема. Выветривание носит механиче­ский характер, но в этом случае изменения температуры, а именно замерзание и оттаивание, играют, по-видимому, главную роль. В результате выветривания образуется белая, пылеватая, вначале бесструктурная и, следовательно, малопроницаемая масса. Она состоит почти исключительно из карбонатов кальция (Jamagne, 1964). В случае поверхностного растворения карбонатов остаточ­ных силикатов не обнаруживается. Пылеватая масса легко эро­дируется, поэтому часто наблюдается омоложение поверхности. Легко можно понять, что эта масса с трудом выщелачивается, какой бы ни была заселяющая ее растительность.

Выветривание твердых кристаллических известняков. Все авто­ры согласно утверждают, что в этом случае процесс выветривания своеобразен. Масса известняка не может пропитываться водой и сопротивляется воздействию переменчивой погоды, но выветри­вается в результате поверхностной коррозии. При растворении породы на ее поверхности появляется очень тонкая обескарбона- ченная пленка, в пределах которой находятся в свободном состоя­нии силикатные примеси. Этот тип выветривания характерен для Средиземноморья (Lamouroux, 1965).

Поскольку количество силикатных примесей в таких известня­ках очень незначительно, то понятно, что требуется много времени для образования почвенного слоя. Развитые в этих условиях почвы обычно очень древние и почти всегда полицикличные. С другой стороны, эрозия особенно сильно свирепствует на корродирован­ной поверхности известняков и приводит к выносу и переотложению рыхлого выветрелого материала. В этом случае заметную роль приобретает рельеф. Покровный силикатный слой легко сносится по склону, поэтому возникает контраст между денудированными высокими и пониженными участками рельефа. В депрессиях отла­гаются глины, выщелоченные от карбонатов. На повышениях разви­ваются литосоли или маломощные почвы, а в пониженных участ­ках — рыхлые бескарбонатные почвы. Последние сильно изме­нены по сравнению с первичными известняками. При этом медлен­ном процессе выветривания твердых известняков наблюдаются и другие явления.

Особую роль играют силикатные аллохтонные покровы (эоловые суглинки, коллювиальные пески и т. п.) (Bonte, 1963). Эти покровы во влажный период действуют как водный резервуар, задерживая инфильтрацию и увеличивая таким образом содержание С0₂ в водах и их коррозионное влияние. В то же время они ослабляют в некото­рой степени эрозию и задерживают вынос силикатов, освобождаю­щихся из известняков. Эти покровы играют значительную роль в почвообразовании, создавая гетерогенные профили из двух слоев: аллохтонного поверхностного и выветривающегося на глу­бине. Некоторое перемешивание может быть следствием перигляци- альной криотурбации, поскольку почвы обычно бывают древними.

Подобные сложные почвы обладают обычно следующими осо­бенностями: 1) они полицикличны и обнаруживают черты, унасле­дованные от воздействия различных климатов, часто даже от жар­кого климата межледникового периода (терра-фуска); 2) состав почв, как правило, гетерогенный, но эта особенность обычно мас­кируется из-за полного перемешивания всей массы процессами солифлюкции или криотурбации.

Роль растительности и органического вещества. Известно, что свежее органическое вещество, разлагаясь, освобождает кислые растворимые вещества и углекислый газ, которые растворяют и переводят в подвижное состояние активную известь, удаляя ее из верхних горизонтов почвы.

В свою очередь активная известь оказывает двоякое влияние на органическое вещество: с одной стороны, активизирует разложе­ние свежего органического вещества, с другой стороны, благо­приятствует быстрой гумификации с образованием устойчивых комплексов. Конечный результат этого взаимодействия очень разли­чен и зависит от относительных количеств присутствующих веществ.

Если кислое органическое вещество находится в изобилии, а резервы кальция в почве невелики, декарбонатизация и, следо­вательно, декальцификация насыщающего комплекса происходят быстро. Если же запасы извести значительны по сравнению с при- вносом растворенных кислых веществ, то органическое вещество стабилизируется, переходя в нерастворимое состояние.

Воздействие извести на формирование свежего органического вещества изучалось неоднократно. Вначале процесс формирования усиливается в присутствии извести, и происходит интенсивная минерализация азота; значительная часть этого азота затем реорга­низуется в недрах несинтезированных нерастворимых гумусовых веществ.

Лигнин развивается быстро, не проходя, по-видимому, через стадию растворимых мономеров, и окисляется, образуя гумины, которые входят в тесные связи с карбонатной глиной, формируя очень устойчивые комплексы; карбонаты эффективно защищают полученные комплексы от микробиологической деградации. Напом­ним, что средний годовой показатель минерализации гумуса в карбоиатиых почвах значительно ниже, чем в некарбонатных (Studer et al., 1964; Dommergues et al., 1966).

Хотя рендзины по гумусности, морфологии и цвету сходны с изогумусовыми почвами, тем не менее они очень отличаются по составу гумуса: полимеризация менее развита, серые гуминовые кислоты присутствуют в небольших количествах, а фульвокислот много (Duchaufour, Jacquin, 1963—1966).

Устойчивость комплексов связана не с их составом и не с их внутренней структурой, а с влиянием внешнего по отношению к гумусу фактора — присутствия извести. Следовательно, речь идет о временном соотношении, которое нарушается при исчезнове­нии извести. В последнем случае гумус образуется по типу лесного мюлля, и тогда возникает процесс брюнификации. Растительность играет очень важную роль в тех случаях, когда запасы извести невысоки: она аннулирует ее воздействие или создает буферность. Напомним в связи с этим уже цитированные работы Афанасьевой (1967), которая показала, что в сходных условиях климата процесс удаления карбонатов протекает под лесом в четыре раза быстрее, чем под степью. Эти выводы правильны и для атлантического климата (Duchaufour, 1950): почвы под лугом, как и пахотные земли, всегда содержат больше активных карбонатов, чем почвы в соседних лесах. Действительно, в почве под лугом гумификация протекает быстрее, чем под лесом; биодеградация кислых раство­римых веществ интенсивно развивается и у поверхности, так что их растворяющее воздействие тормозится.

Некоторые климатические факторы (низкие температуры и влаж­ность) значительно усиливают воздействие растительности на почвы. Так, в горах карбонатные почвы обогащаются обильным, черным органическим веществом, но при этом выщелачивание карбонатов протекает быстро. Активные карбонаты обычно отсутствуют в горных почвах под лесом при условии, что материнская порода не под­вергается эрозии.

ОБРАЗОВАНИЕ ИЗВЕСТНЯКОВЫХ ПОЧВ НА РАВНИНАХ

Сказанное выше неизбежно приводит к следующим выводам: влияние растительности на образование рассмотренных почв наблю­дается только на быстро выветривающихся известняковых породах, содержащих сравнительно много силикатных примесей — песков или глин. В этих случаях вынос карбонатов из верхних горизонтов происходит довольно быстро и появляется брюнификация, интен­сивность которой находится в зависимости от растительности и климата.

В других случаях растительность играет незначительную роль в почвообразовании; на чистых, рыхлых известняках значительное количество освобожденной извести задерживает развитие профиля, который сохраняется как рендзина; если же плотный известняк покрыт рыхлым силикатным слоем, то твердая подстилающая порода мало влияет на формирование почвы; поверхностный слой терра- фуски, не содержащий обычно карбонатов, быстро превращается в бурую лесную почву, первоначальная стадия рендзины, за немно­гими исключениями, отсутствует.

Почвообразование на мергелистых известняках находится в тес­ной зависимости от характера растительности или от освоенности земли; оно протекает довольно быстро. Вследствие большого коли­чества силикатныхлгсримесей в материнской породе при растворении карбонатов образуется достаточно мощный слой тяжелого суглинка; почвы, следовательно, молодые, как правило послеледниковые, моноцикличные. Шеффер с сотрудниками (Scheffer et al., 1960, 1962) смогли определить быстроту декарбонатизации на выходах мушель- калька Средней Германии; за 2000 лет образуется брюнифицирован- ная рендзина или бурая слабокарбонатная почва. Для формирова­ния бурой лесной некарбонатной почвы необходимо 8000—10 000 лет. При этом на глубине под типичным горизонтом В сохраняется горизонт выветривания С — Са, который все еще вскипает. Такой тип почвы называется типичной бурой карбонатной (кальциеморф- ной) почвой.

Эти процессы изучались на почвах под лесом, то есть в усло­виях, благоприятных для быстрого выноса карбонатов. Под лугом или под культурной растительностью ритм почвообразования замедлен; с другой стороны, поскольку почва в этих случаях менее защищена, усиливается эрозия поверхности, удаляя верхний слой по мере того, как он теряет карбонаты. В результате почва содержит небольшое количество карбонатов (их тем больше, чем климат суше) по всему профилю. При постоянном омоложении почвы органиче­ское вещество не аккумулируется, и гумусовый мюллевый горизонт бывает маломощным. Такой тип почвы называется бурой карбо­натной.

Естественно, что описанные почвы — бурая карбонатная (почва лесного климакса) и бурая известняковая (деградированная почва под лугом или под культурной растительностью) — наблюдаются только в условиях пологих склонов.

На крутых склонах вверху формируются первичные малогумус- ные рендзины, а у подножия — коллювиальные рендзины или бурые известняковые коллювиальные почвы.

Почвообразование на чистых рыхлых известняках. Как указы­валось, количество освобождающихся карбонатов настолько значи­тельно по сравнению с силикатным остатком, что эволюция почвы останавливается на стадии устойчивой рендзины, которая не брю- нифицируется и сохраняет примитивный характер под любой растительностью. Подобный тип почвы интразонален, для него характерна специфическая растительность, и он образует в целом местный климакс. По-видимому^ подобные почвы свойственны большинству меловых районов Шампани, где растительность, лишенная леса, представляет собой эдафическую степь с кальци- фильными кустарниками; эти почвы малогумусны и слабо окра­шены органическим веществом (серые или белые рендзины). Однако, если выветривающийся слой достаточно мощный, а в материнской породе имеются трещины, куда могут проникать корни деревьев, то становится вероятным появление лиственного леса и почва оказывается более гумусной (черная лесная рендзина).

Если человек тем или иным образом преобразует естественную растительность, например путем лесопосадок, то горизонт изменяется слабо. Тем не менее под искусственной хвойной расти­тельностью, продуцирующей кислое органическое вещество (напри­мер, еловые насаждения), часто наблюдается поверхностное нако­пление гумуса и появление сверху кальциевого мора, или тангель- мора, который образует черный слабокислый, но не карбонатный войлок. Необходимо подчеркнуть, что хвойные насаждения, являю­щиеся ацидофилами, реагируют на избыток извести в породе, рас­полагая большинство своих корней в поверхностном горизонте А₀.

Почвообразование на твердых известняках. Субстрат представ­ляет собой плотные известняки, обедненные примесью силикатов и покрытые гетерогенным материалом — терра-фуской, более или менее загрязненной эоловыми суглинками и подвергавшейся дли­тельному преобразованию. Терра-фуска полициклична, обладает унаследованными свойствами как от жаркого (повышенное содер­жание гидратов железа, а иногда свободного алюминия), так и от холодного климата (криотурбация, солифлюкция); иногда наблю­дается влияние чередующихся климатических условий.

При изучении развития этих почв сразу же выявляется:

1. Несомненное значение мощности более или менее суглини­стого слоя из терра-фуски; если этот слой имеет древнее происхо­ждение и был подвержен эрозии, он не восстанавливается; фактор эрозии играет в этом случае первостепенную роль, так как он удаляет вещество, образующее почву. Если же эрозия тесно и в пер­вую очередь связана с геоморфологией, то местный рельеф при­обретает особое значение.

2. Незначительная роль растительности в качестве непосред­ственного, прямого фактора эволюции почв, так как она не может сильно изменять почвенную среду, которая биологически устой­чива и буферна; однако косвенная роль растительности здесь значи­тельна, поскольку она защищает почву от эрозии; влияние леса более эффективно, чем влияние луга. Все лесные почвы отличаются большей мощностью и развитостью. Сведение леса часто служит прологом быстрой и необратимой деградации терра-фуски.

3. Быстрое появление брюнификации связанно с первичной обескарбоначенностью верхнего горизонта. На рассматриваемых материнских породах типичные рендзины наблюдаются редко, они приурочиваются к коллювиям под склонами, которые обогащены карбонатами при их переотложении. Брюнифицированные рендзины встречаются часто, но они бывают по большей части вторичными и появляются в результате взаимодействия криотурбации и эрозии.

Влияние топографии. Обычно на горизонтально расположен­ных структурных плато сохраняются слои из терра-фуски в состоянии, близком к первичному. Явления перигляциальной криотурбации в этих условиях менее отчетливо выражены, и време­нами наблюдаются два обособленных слоя: верхний суглини­стый (иногда песчанистый суглинок) и нижний, представленный очень глинистой терра-фуской (более 40% глины) (Meriaux, 1959).

При рассмотрении этих слоев выявляются разные стадии их эволюции от бурой карбонатной почвы к бурой лессивированной; в некоторых редких случаях, когда механический состав верхнего слоя имеет песчанистый характер, обнаруживается кислая лессиви- рованная почва (Фонтэнбло) (Lemee, 1966).

При более расчлененном рельефе происходят различные пере­мещения масс, и явления усложняются; рассмотрим два случая — почвы в солифлюкционных понижениях и почвы на крутых, часто очень сухих склонах ложбин.

Солифлюкционные понижения обычно приурочены к плоскому рельефу со слабо выраженными склонами. Слои из терра-фуски и суглинков в них перемешаны и перетерты при перигляциальной солифлюкции и отложены в центральной части понижений; мощ­ность этих наносов иногда превышает 2 м. На этом рыхлом мате­риале большой мощности образуются бурые лессивированные почвы с гумусом мюлль. Эти почвы бывают очень сходны с теми, которые формируются на лёссах. По краям понижений, где мощность наносов небольшая, образуется каменистая брюнифицированная рендзина.

На крутых склонах ложбин развиты сочетания почв, сильно отличающихся друг от друга. Здесь оказывает влияние не столько солифлюкция, которая воздействует лишь на отдельные участки рыхлых пород, а сильная эрозия, производящая механическое перемешивание не только терра-фуски, но и известняковой гальки, смытой со склонов. Вверху склона образуются литосоли, внизу, на коллювии, представляющем собой смесь известняковых облом­ков с илистыми частицами,— истинные рендзины.

Влияние материнской породы. Плотные известняки, о которых идет речь, обычно подвергаются раздроблению в процессе морозного выветривания. Но их устойчивость различна в зависимости от плот­ности и окристаллизованности. К наиболее плотным из них отно­сятся, например, байосские коралловые известняки Лотарингии, которые максимально противостоят морозному выветриванию и образуют слаботрещиноватые плитняки, недоступные корням растений. Покров из терра-фуски на них не может обогатиться карбонатами ни за счет биологической деятельности, ни путем дробления известняков. Часто в этих случаях образуется слабо­кислая бурая мезотрофная почва (иногда лессивированная).

Менее плотные известняки (например, оолитовые известняки байосского яруса Лотарингии) раскалываются под влиянием мороз­ного выветривания на пластинки или на еще более мелкие частицы, которые в большей или меньшей степени смешиваются с терра- фуской путем криотурбации. В этом случае в нижней части профиля наблюдается, впрочем всегда ограниченный, процесс вторичного окарбоначивания — так образуется карбонатный горизонт свое­образного происхождения.

Формирование профиля в этих случаях обусловлено мощностью терра-фуски. По краям плато, где развита сильная эрозия, слой терра-фуски маломощный, и весь профиль содержит мало извести и много камней; здесь образуется брюнифицированная рендзина.

На мощной терра-фуске, избежавшей эрозии, развивается следующий профиль почвы: горизонт (В) бескарбонатный; ниже — карбонатный каменистый горизонт (С — Са), содержащий запасы кальция, которыми снабжаются растения. Этот запас извести тормозит окисление почвы, которая относится обычно к типу бурой карбонатной.

Профиль этой почвы сходен с профилем почв, образовавшихся на мергелистых известняках, но отличается от них полициклич­ностью (полигенетичностью), что вызвано воздействием смены разных климатических фаз.

РАЗВИТИЕ ИЗВЕСТНЯКОВЫХ ПОЧВ В ГОРАХ

Эти почвы отличаются двумя главными свойствами — мощным накоплением гумуса и тенденцией к быстрой потере карбонатов (при отсутствии эрозии).

Несмотря на эти общие свойства горных почв на известняках, они очень различаются благодаря влиянию локальных факторов: рельефа, экспозиции и связанного с ними местного климата. Однако путем сравнений среди мозаики горных почв можно все-таки выде­лить климатические почвы, приуроченные к растительным ярусам и характеризующиеся определенным типом гумуса (Duchaufour, 1965).

От субальпийского яруса до низкогорий в почвах наблюдается следующая смена типов гумуса: мор — модер — мюлль — мощный мюлль. Однако' эта климатическая последовательность носит схе­матический характер и нарушается под влиянием некоторых мате­ринских пород, особенно в неразвитых почвах (Gensac, 1967). В этих условиях детальное рассмотрение известняковых почв сложно и заняло бы очень много времени, поэтому в целях упроще­ния мы рассмотрим в качестве примера лишь один ярус, а именно верхний горный ярус с мюллевыми почвами на известняках в Юре и Предальпах (Duchaufour, Bartoli, 1966).

Характерной климатической климаксной формацией этого яруса является смешанный хвойно-лиственный лес. Этот лес наблюдается везде, где распространены (избежавшие эрозии) тяжелые бескар­бонатные суглинки. Образование глинисто-гумусового комплекса под мощным гумифицированным мюллем происходит на всех поро­дах; здесь развивается бурая темноцветная почва. На карбонатных породах указанная климатическая ассоциация встречается на выхо­дах рыхлых бескарбонатных суглинков или на терра-фуске. На эро­дированных участках почва не достигает стадии бурой карбонатной почвы и имеет вид каменистой брюнифицированной рендзины, очень насыщенной гумусом.

Когда указанные условия отсутствуют, что случается очень часто, то устанавливается местный климакс, наблюдающийся, например, на известняковых подвижных осыпях или на денуди- рованных известняках, препарированных эрозией (карры).

В обоих случаях пионерная растительность состоит из очень ксерофильных кальцифилов, которые продуцируют мало гумуса. В жарких и сухих позициях эта растительность устойчива, а почва слабо развивается, оставаясь на стадии литосоли. В локальных позициях с холодным и влажным климатом (северные склоны, глубокие понижения) на известняке довольно быстро образуется кислый гумусовый горизонт. Первично сухой микроклимат становит­ся влажным, и ацидофильная и гигрофильная растительность посте­пенно замещает ксерофильную. В этих условиях разница между начальными и заключительными стадиями эволюции особенно наглядна.

Образование почв на подвижных осыпях. Осыпи на крутых склонах характеризуются, по крайней мере вначале, постоянным накоплением нового материала — приносятся разнокалиберные известняковые обломки, которые тормозят выщелачивание карбо­натов. На теплых склонах развивается разреженная пионерная растительность, а на прохладных поселяется лесная гигрофильная растительность, которая использует резерв воды, накопленной в мощных почвах. Эта растительность в Предальпах состоит из кленовников, которые приспособились как к избытку извести в почвах, так и к подвижности субстрата (Bartoli,* 1962).

Почвы по гумусности, гомогенности и каменистости очень напоминают рендзины, но и заметно отличаются от них: они мощнее (до 1 м), содержат гораздо больше органического вещества (более 20%) и отличаются однородностью вследствие постоянной переработки. С этой точки зрения почвы принадлежат к типично изогумусным, гумус почв — карбонатный мюлль, содержащий мало размельченных силикатных элементов, но много карбонатов.

Развитие почвы происходит, когда осыпь стабилизируется под влиянием заселившей ее растительности. В этом случае гумус начинает быстро трансформироваться, что связано с общим нако­плением органического вещества, продуцируемого растительно­стью, и прекращением поступления карбонатов. Зернистый мюлль теряет карбонаты, и в то же время в нем нарастает количество органического вещества. Гумусовые вещества по-прежнему остаются насыщенными кальцием, следовательно флокулирован- ными, и зернистая структура сохраняется.

Этот особый тип лесного гумуса, содержащий мало минеральных элементов (особенно глин), был назван Кубиеной (Kubiena, 1953) мюлль-модером, что, однако, приводит к некоторым недоразу­мениям. Если рассматривать профиль в целом, то можно устано­вить отчетливое обескарбоначивание по крайней мере с поверх­ности, но тем не менее нельзя говорить о брюнификации, так как окрашивание железом отсутствует.

При достаточном подкислении почвы с поверхности наблюдается постепенное вытеснение кальцифильной растительности ацидо­фильной. В этом случае нарастает слой грубого гумуса, который налагается на ранее образовавшийся профиль. Речь идет об особом типе грубого гумуса — слабокислом и часто содержащем много обменного кальция (кальциевый, или тангель-мор).

Микроклимат становится все более и более холодным и влаж­ным в результате задержки влаги в гумусовом слое. При этих условиях конечной стадией явится ассоциация, характерная для верхнего яруса, то есть субальпийского, а именно сфагновый ельник или сосняк с рододендроном. Профиль почвы под этой растительностью теряет активные карбонаты, остаются лишь крупные глыбы известняка; подобные почвы называются гумуснымиподкисленными с карбонатами или кальциевым мором.

В заключение следует сделать следующее замечание: частобывает, что описанное чередование почв по возрасту наблюдается

также и в пространстве; подвижные осыпи, характерные для верхней части склонов, стабилизированные осыпи и почвы с кальциевым мором располагаются в нижней части пологих склонов, гдесравнительно давно уже закрепилась растительность (рис. 6).

Образование почв на плотных эродированных известняках.

Сильная эрозия часто препятствует развитию климаксного леса, так как сносит поверхностный силикатный покров, необходимыйдля его существования. Подобные участки, где известняки обнажены и корродированы, обычно заселяются особо нетребовательными и ксерофильными растениями, которые живут за счет небольших количеств мелкозема, накопившегося в трещинах (например, сосняки со стальником).

Чаще всего дальнейшего развития почв не происходит, так какгумусовый горизонт — кальциевый модер — маломощный, зернистый и очень сухой. Однако в некоторых позициях, напримерна возвышенных, слабо наклонных карстовых плато, с местным, очень холодным, климатом, начинает формироваться гумустипа мор со следующими стадиями развития: сначала — сухой кальциевый мор, затем — кислый мор, становящийся все более и более влажным (по мере его накопления). Как и в вышеописан­ном случае, примитивная пионерная растительность замещается субальпийской растительностью: ельником-черничником и сфагно­вым ельником. На этой стадии образуется кислая торфянистая мощная почва (>30 см), состоящая исключительно из аккумулиро­ванных и трансформированных растительных остатков, лежащих на известняковом субстрате; последний не участвует в биологиче­ском цикле, поскольку корни растений локализируются в гори­зонте А₀.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Типичные рендзины, то есть почвы, содержащие много карбона­тов кальция, встречаются парадоксально редко в лесах умеренно влажного климата на известняках (они обычно бывают освоены). Только сочетание особых экологических условий может задержать их развитие в сторону брюнификации. На равнинах рендзины формируются главным образом на коллювиях (коллювиальные рендзины) или на полого наклонных плато с чистыми и достаточно мягкими известняками, которые слабо сопротивляются эрозии. На более сильно эродированных склонах образуются слаборазви­тые малогумусные рендзины (первичные). Во влажных горах рендзины встречаются еще реже и приурочиваются к мергелистым известнякам под слабо окисляющей растительностью (чаще под лугами). Под лесом рендзины замещаются гумусовыми карбонат­ными почвами на слабо закрепленных осыпях.

Общая закономерность заключается в том, что известняковые почвы под лесом испытали процесс брюнификации, связанный с довольно значительной потерей карбонатов: ряд почв в этом случае варьирует в зависимости от влияния топографии, свойств известняка, климата. На известняках можно встретить очень разнообразные почвы, например бурые лессивированные почвы на переотложенной мощной терра-фуске и горные очень кислые почвы с грубым гумусом.

Эти последние почвы не могут классифицироваться как каль- циеморфные, или кальциевые, наряду с рендзинами. Они должны рассматриваться как аналогичные почвы, отличающиеся по почво- образующим породам, но развитые под идентичной растительностью. Это создает серьезные трудности, так как возникает проблема разграничения; решение этой проблемы особенно сложно.

КЛИМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ УМЕРЕННОГО И ХОЛОДНОГО КЛИМАТА

ВВЕДЕНИЕ

Направление эволюции почв, подлежащее рассмотрению в этой главе, определяется биологической активностью среды. Напомним, что в большинстве западных классификаций выделяется две боль­шие группы типов гумуса — мюлль и грубый гумус с промежуточ­ной формой — модер. Для мюллевых почв характерна брюнифика- ция, нередко сопровождаемая чисто механическим выносом глины и железа.

В некоторых промежуточных почвах с модером или кислым мюллем процессы выноса глины усиливаются настолько, что при­ближаются к оподзоливанию.

Наконец, почвы с модером или очень кислым грубым гумусом характеризуются биохимическим оподзоливанием. Оно выражается в том, что кислое и агрессивное органическое вещество вызывает разрушение минеральных соединений и интенсивную миграцию органо-минеральных псевдорастворимых комплексов, образую­щихся при их разрушении.

Эта схема, уже изложенная в основном тексте книги, остается по-прежнему верной, хотя и требует некоторых уточнений, так как в зависимости от экологических условий — климата, материнской породы, дренажа — существует много вариантов трех основных процессов.

Сначала мы подробно рассмотрим три основных процесса: брюнификацию, вынос глины, оподзоливание — и их вариации в связи с особенностями среды. Затем применим полученные законо­мерности к изучению некоторых эволюционных рядов, взяв в каче­стве примера характерные типы почв как в атлантическом, так и в континентальном холодном климате.

ИЗУЧЕНИЕ БИОХИМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

Брюнификация характерна для биологически активных сред с мюллем даже при сравнительно высокой кислотности (кислые бурые почвы с мюллем). Сущность процесса состоит в образовании нерастворимых комплексов, в которых тесно связанные глина и железо (трехвалентное) играют главную роль. В верхних гори­зонтах относительно слабо полимеризованные гумусовые соедине­ния (преобладают бурые гуминовые кислоты) образуют глинисто- гумусовый комплекс со сравнительно малоустойчивыми и неком­пактными агрегатами, в которых главным связующим катионом является трехвалентное железо. Кальций, входящий в поглощающий комплекс или находящийся в составе почвенных растворов, играет второстепенную роль в образовании нерастворимых комплексов. Если же кальция очень много, он увеличивает устойчивость ком­плексов своим коагулирующим воздействием.

В целом для бурых почв характерен следующий комплекс: глина — трехвалентное железо — бурые гуминовые кислоты, даю­щий мелкоореховатую, «построенную» структуру, значительно менее устойчивую, чем структура изогумусовых или кальцие­вых почв.

Аэрация среды является важным фактором устойчивости неза­висимо от других экологических условий (Muller, 1963). В очень кислой среде аэрация определяет возможность брюнификации, так как устойчивость агрегатов сохраняется лишь в случае, если железо постоянно находится в трехвалентной нерастворимой форме. Прак­тически брюнификация на плотных и кислых кристаллических породах (граниты) возможна при двух условиях: хорошей аэрации и активной биологической деятельности, вызывающих быструю биодеградацию растворимых органических комплексов, образую­щихся из подстилок; при этом появление и миграция ионов трех­валентного железа невозможны. В результате глинисто-гумусовый комплекс и структура остаются устойчивыми (Duchaufour, Souchier, 1968). Гамма рН, предшествующих брюнификации, очень широка: от 4,5 до 7,

Это не мешает катионным равновесиям, обеспечивающим устой­чивость комплекса, варьировать в довольно широких пределах; важную роль начинают играть обменные или растворимые ионы, которые оказывают внешнее (если можно так сказать) по отноше­нию к глинисто-железисто-гумусовому комплексу флокулирующее воздействие. Среди этих ионов в бурых кислых почвах с рН ниже или равным 5 главную роль играет А1⁺⁺⁺, а в бурых мезотрофных или эутрофных почвах с рН выше 5 — Са⁺⁺. Вынос глины (лессиваж). Процесс изучался неоднократно и обычно в противопоставлении оподзоливанию. Механический вынос тлины и железа возможен даже в биологически активной среде.

В чистом виде этот процесс характерен лишь для слабокислой, хорошо аэрируемой и богатой кальцием среды. В более кислой Аналогичный вопрос возникает и в отношении железа, но на него трудно ответить. Некоторые аналитические и морфологические признаки указывают на миграцию в бурых почвах железа вместе с глиной без разрыва связей между ними (Schlichting et al., 1962; Gebhardt, 1964; Zottl et al., 1967). Во-первых, кривые изменения содержания глйны и железа по профилю имеют сходные формы, во-вторых, железо, мигрирующее в профиле и аккумулирующееся .в горизонте Bt, не извлекается реактивом Тамма, но переходит в вытяжку Джексона, что подтверждает его тесную связь с кри­сталлическими глинами

.

Наконец, микроморфологическое изучение горизонта B_t бурых, лессивированных некислых почв добавило новый аргумент в пользу высказанной гипотезы: мигрирующие глина и железо откладываются по граням структурных отдельно- стей, образуя блестящие глинистые пленки с ориентированными молекулами и с одновременной аккумуляцией обоих элементов (горизонт аргиллик— по американской классификации).

Брюкер и Жакэн (Bruckert, Jacquin, 1966) изучали возможную роль псевдорастворимых органо-минеральных комплексов в выносе железа в бурых лессивированных почвах. Если она незначительна, следовательно, железо может мигрировать только с глиной. Так, если лесная подстилка на мюллевых почвах особенно богата водно- растворимыми комплексообразователями (в 4—5 раз больше, чем подкисляющая подстилка), то биодеградация последних происходит исключительно быстро: она начинается в самой подстилке и про­слеживается в мюллевом горизонте (Ai), играющем роль настоя­щего биологического фильтра для растворимых органических веществ. Если провести расчет годового баланса на единицу пло­щади, то получится, что лессивированный горизонт А₂ под актив­ном мюллем получает примерно в 100 раз меньше органических комплексообразователей, чем А₂ под кислым модером, то есть роль комплексов в биологически активной почве ничтожна.

Из всего вышеизложенного можно заключить, что в бурых лессивированных почвах, слабокислых и хорошо аэрируемых, идет одновременный механический вынос тонкодисперсной глины и трехвалентного железа, связанного с этой глиной.

Многие авторы пробовали более точно определить ритм выноса глины и установить его баланс. Подобный баланс можно выявить лишь при условии, что материнская порода будет совершенно гомогенна.. Такой случай предоставляют почвы на некоторых лёссах; необходимо, однако, убедиться в однородности соотноше­ния гранулометрических фракций, освобожденных от выветри­вающихся минералов по всему профилю. Многие определения балансов, особенно графические (Kundler, 1961), страдают неполно­той, так как в них не были учтены такие, например, факторы, как изменения плотности по профилю почвы и неосинтез глин при выветривании.

Наиболее точные данные о балансе глин в лёссовых почвах установили Цёттль и Кусмауль (Zottl, Kussmaul, 1967). Они опери­ровали с колонками почв, учитывая в расчетах уплотненность с поверхности и неосинтез глин в каждом горизонте; они провели также сравнение выноса глины в почвах под лесом и в освоенных почвах. Неосинтез глин был исчислен в размере 100 кг на 1 кв. м,. что строго соответствует уменьшению в содержании тонких суглин­ков (2—20 мк). Констатируется, что потери из лессивированных горизонтов эквивалентны накоплению в горизонтах B_t. Эти нако­пления под лесом достигают порядка 75 кг на 1 кв. м и 62 кг на 1 кв. м под пашней. Таким образом, вынос глин под лесом оказался интен­сивнее на 13 кг на 1 кв. м. Считалось, что пахотные земли обрабаты­вались в течение 500 лет. Авторы рассчитали, что в год выносилось 26 г глины на 1 кв. м. В итоге для достижения современного состоя­ния был бы необходим вынос глин в течение 3000 лет, а так как вначале ритм неизбежно был медленнее, возраст этих почв, без­условно, еще более древний; как говорилось, вынос глин является относительно медленным процессом.

Вынос глин в кислой и плохо аэрируемой среде. Речь идет о про­цессе, еще не являющемся оподзоливанием, но существенно отли­чающемся от аналогичного процесса в нейтральной и слабокислой среде. Он может протекать на рыхлых, кислых и плохо аэрируе­мых породах (древних суглинках) или как следующая стадия ранее рассмотренного процесса в условиях продолжающегося нарастания окисления и исчезновения основных ионов, особенно кальция, из поглощающего комплекса. Это окисление почти всегда сопро­вождается угнетением биологической деятельности и разрушением структуры почвы, то есть уплотнением, что имеет следующие последствия: ухудшение аэрации, могущее привести к временному анаэробиозу, повышение кислотности и более длительное суще­ствование растворимых органических соединений из подстилки. Все три следствия действуют в одном направлении: происходит частичное восстановление железа (трехвалентного в двухвалентное) и переход его в раствор. Кауричев с сотрудниками (1967) показали, что даже при гН₂ выше 27 в некоторых кислых лессивированных почвах двухвалентное железо может составлять 50% от валового в гумусовых горизонтах. Однако говорить здесь о ярко выраженной гидроморфности еще рано. В подобной ситуации под влиянием восстановительных условий и временной комплексации органическими веществами кажется неоспоримым, что железо отделяется от глины, и миграция их происходит независимо друг от друга (Gebhardt, 1964; Зонн, 1966). В этом и заключается основное различие между двумя вариантами выноса глин и железа. Железо мигрирует в виде псевдорастворимых органических комплексов, которые, однако, подвергаются быстрой биодеградации при некотором просыхании профиля и его лучшей аэрации; железо вновь становится трехвалентным и выпадает в осадок, фиксируясь на глине. Такое явление названо биологиче­ской аккумуляцией железа (Dommergues et al., 1965). Образую­щийся в результате горизонт В обладает следующими особенно­стями: выпадение железа в лучше аэрируемых участках дает более или менее четко локализованные пятна или конкреции (мрамо- ризация) в отличие от однородной окраски горизонта Bt при преды­дущем типе процесса. Кроме того, кривые распределения глины и железа на глубине не совпадают (Le Тасоп, 1966).Если с выносом железа дело обстоит довольно ясно, то судьба глин при описываемых явлениях известна плохо. Многие авторы (Ehwald et al., 1964; Schwertmann, 1965) утверждают, что подкисле- ние среды препятствует всякой миграции глины в силу ее флоку- лирования ионами А1⁺⁺⁺, которых действительно становится все больше. Несомненно, что миграция глины замедляется, но вероятно также и то, что в кислой среде происходит диспергирование тонко­дисперсных глин растворимыми органическими анионами (Green­land, 1965). С другой стороны, переход железа в подвижное состоя­ние за счет комплексообразования двухвалентных форм приводит к разрушению агрегатов и освобождению некоторого количества глины.

По существу, увеличение индекса выноса глины всегда наблю­далось в кислых лессивированных почвах по сравнению с бурыми лессивированными, слабокислыми почвами на суглинистой породе (Duchaufour et al., 1966).

Поступление глины в горизонт В, и без того плохо аэрируемый, вызывает кольматаж и дальнейшее ухудшение воздухо- и водо­проницаемости. Развивается настоящий гидроморфизм, иногда с верховодкой, что в свою очередь ускоряет деградацию почвы (вторичный псевдоглей). В этом горизонте часто отмечают большие количества свободного алюминия, указывающие на начало разру­шения глин, то есть слабое оподзоливание; количество свободного алюминия, экстрагированного комбинированным реактивом из кис­лых лессивированных почв, колеблется от 1 до 2%. Часто обнару­живаются и другие признаки медленной деградации глин, в част­ности регрессия глинистых пленочек, подвергающихся быстрому выветриванию в микроструктуре горизонта В. Попытки подсчета баланса (Wichtmann, 1965) между выносом глины из А и поступле­нием ее в В не увенчались успехом, как в слабокислых лессивиро­ванных почвах. Если количество глины в верхних горизонтах невелико, то внизу на кривой не всегда наблюдается характерное «брюшко», показывающее распределение глины на глубине. Напрашивается вывод о том, что часть глин постепенно разру­шается, а образующиеся при этом продукты выносятся диффузно на большую глубину (Duchaufour et al., 1967).

Следует отметить, что вынос глин и железа на лессовидных суглинках состоит из двух фаз: фазы усиленного сепаратного выноса железа и глины с последующим восстановлением железа и фазы медленной деградации глин — настоящего оподзолива­ния,— быстро сдерживаемой явлениями аградации, то есть образо­ванием вторичных хлоритов путем вхождения алюминия в пакеты глин в процессе деградации.

Оподзоливание. Напомним, что оподзоливание является харак­терным процессом развития очень кислых почв с низкой биологи­ческой активностью, приводящей к образованию более или менее мощного горизонта А₀ типа модер или мор.

Подзолистый процесс развивается полностью при наличии двух благоприятствующих ему факторов: 1) микроклимата почвы с резко выраженной фазой временного анаэробиоза, облегчающего осво­бождение и вынос закисного железа (Сюта, 1962; Роде, 1966). Эта фаза может быть связана с таянием снегов в холодном климате (бореальное оподзоливание) или же с переувлажнением за счет осадков во влажном климате (атлантическое оподзоливание); 2) хорошо проницаемой и содержащей мало глины и выветриваю­щихся минералов материнской породы; присутствие большого количества глины тормозит подзолистый процесс.

Кислая подстилка и горизонт А₀ с модером дают большое количество растворимых органических соединений (алифатических и фенольных кислот), претерпевающих слабую биодеградацию в гумусовых горизонтах и проникающих в минеральные. Брюкер и Жакэн (Bruckert, Jacquin, 1966) установили, что в таких под­стилках этих соединений образуется в 100 раз больше, чем в мюл­левых горизонтах лессивированных почв. Эти соединения воздей­ствуют на процесс выветривания, освобождают и переводят сили­каты в растворимое состояние путем комплексации, способствуя их миграции.

Выветривание силикатов. Ускоряется образованием комплексов с компонентами минералов, что постепенно разрушает их кри­сталлические решетки (Сюта, 1962). Сложные минералы, в част­ности магнезиально-железистые, выветриваются очень быстро, освобождая железо в закисной форме, если среда обладает плохой аэрацией (период насыщения профиля водой) и в ней много кислого органического вещества (Сюта, 1962). Освободившиеся элементы сразу же закомплексовываются, так что новообразования глин не происходит. Однако в почве содержатся унаследованные глины. Если этой глины мало, а агрессивные органические кислоты нахо­дятся в избытке, она деградирует, слои ее раздвигаются и она превращается в монтмориллонит с беспорядочной структурой, который в конце концов распадается на растворимые компоненты. При обратном соотношении глины и органических кислот идет процесс аградации, проявляющийся "во внедрении дополнительного гиббситового слоя в разбухающие иллиты с образованием устой­чивых вторичных хлоритов (см. процесс выноса глин в кислой среде); деградация может и продолжаться, но очень медленно (de Coninck et al., 1968).

Прогрессирующее оподзоливание тем или иным способом приво­дит к почти полному исчезновению глин из горизонта А, если они подвергались предварительному выщелачиванию в очень филь­трующей среде или же были ранее разрушены.

Миграция псевдорастворимых комплексов. Освободившиеся при выветривании силикатов элементы находятся в растворимом или псевдорастворимом состоянии.

Чем лучше аэрация, тем медленнее идет оподзоливание, так как окисное железо с большим трудом становится подвижным, тогда как алюминий оказывается более мобильным. На некоторых граве листых и очень хорошо аэрируемых породах, где фаза пересыще­ния водой отсутствует, оподзоливание осуществляется преи­мущественно за счет алюминия (Fiedler et al., 1967; Duchaufour et al., 1968). Развивается процесс так называемой криптоподзо- лизации.

Осаждение и полимеризация комплексов в горизонте В. Ведущей чертой подзолистого процесса является устойчивость комплекси- рующих органических анионов и их осаждение в горизонте В в отличие от того, что наблюдается при процессе выноса глин, когда аккумуляция в горизонте В (сподик) носит главным образом физико-химический характер, что, однако, не исключает и био­деградации органических анионов в процессе миграции; это осо­бенно касается алифатических веществ и в гораздо меньшей степени ароматических (Schnitzer et al., 1960; Bruckert et al., 1967).

Уменьшение количества анионов комплексообразователей сопровождается все возрастающей перегрузкой катионами. В какой- то момент комплекс становится неустойчивым и осаждается. Для железа осаждение облегчается реакциями окисления, возможными при возрастании гН₂ с глубиной (Betremieux, 1951). Наконец, растворимый кремнезем сорбируется осадками гидроокиси алю­миния, образуя смешанный гель типа аллофана (Acquaye et al., 1965). Вслед за этими процессами быстрого осаждения идут мед­ленные процессы эволюции компонентов, как минеральных, так и органических, стимулирующиеся сезонностью увлажнения. Они сводятся к двойной полимеризации: полимеризации ароматических соединений, устоявших против биодеградации, которые преобла­дают в горизонте В и образуют зерна, может быть в форме дисков, состоящих из слабо полимеризованных мономеров, связанных короткими алифатическими цепочками (Hansen et al., 1967; Орлов с сотр., 1965), и полимеризации минеральных соединений, осо­бенно гидратов железа и алюминия. Обе группы соединений, по-видимому, являются взаимными катализаторами (Wittich, 1963). Не исключено, что аллофаны постепенно эволюционируют в каоли­нит путем очень медленной кристаллизации.

В совокупности органические и минеральные вещества обра­зуют вокруг крупных частиц аморфный цемент в виде мелких кон­креций или тонких пленочек, характеризующий микроструктуру подзолов (горизонт сподик, по американской классификации) (Franz- meier et al., 1963; Altmiiller, 1962). В наиболее выраженных подзо­лах, а именно гумусово-железистых,наблюдается два последователь­ных горизонта сподик: верхний Bh, черный, с относительно полиме- ризованным органическим веществом (бурые гуминовые кислоты и гумины) и с преобладанием гидроокислов железа, и нижний, ржавого цвета, B_s, состоящий из слабо полимеризованного органи­ческого материала (фульвокислоты) с преобладанием алюминия над железом. Комплексы с железом, более чувствительные к повыше­нию гН₂ в горизонте В, выпадают раньше путем окисления железа, а алюминий выносится на большую глубину. Кроме того, железо оказывает более сильное каталитическое воздействие на полимери­зацию гумусовых веществ, что и объясняет особенности B_h (Duchau­four, 1967).

ПРИМЕРЫ ЭВОЛЮЦИОННЫХ РЯДОВ

Для лучшего понимания соотношения между рассмотренными тремя процессами — брюнификацией, выносом глин и подзолообра­зованием — рассмотрим типы эволюции профилей, когда меняется лишь один из факторов при относительном постоянстве остальных. Учитывая роль, которую играют биологические факторы и тип гумуса в почвообразовании, следует, очевидно, обратить внимание на растительность, влияние которой неоднозначно, так как она в большей степени обусловливает биологическую активность и в то же время испытала быструю трансформацию в течение поствюрмского периода. Например, при подробном изучении транс­формации дубрав в вересковые ланды в атлантическом климате под влиянием человека установлено, что она сопровождалась в большинстве случаев переходом мюллевого гумуса в мор и более или менее выраженным оподзоливанием бурой лесной примитивной почвы дубрав. Эта схема, неоднократно описанная в литературе, слегка видоизменяется в зависимости от материнских пород и ряда климатических факторов.

Некоторые материнские породы сопротивляются явлению опод- золивания, и почвы на них очень медленно развиваются независимо от изменений в растительном покрове. В то же время есть породы, на которых процесс оподзоливания развивается быстро, даже в био­логической среде, a priori тормозящей оподзоливание.

Наконец, в определенных климатических условиях, например в холодном континентальном климате, оподзоливание идет даже при биологически активном мюлле. Тогда как в условиях другого климата (атлантического) образование гумуса типа мор (или модер) кажется, напротив, предварительным условием при вступлении в действие этого процесса.

Однако какой-либо один изолированный процесс из выше рас­смотренных встречается редко; обычно мы имеем дело с совокуп­ностью бурых оподзоленных почв, бурых лессивированных, лессиви­рованных оподзоленных почв, то есть почв, возникших в результате сложной эволюции. Поэтому представляется интересным сравне иие некоторых эволюционных рядов — типов эволюции — в различ­ных, но неизменных, климатических условиях и на разных сохра­няющих свои свойства породах, но при изменяющейся раститель­ности и, следовательно, биологической активности, для того чтобы выяснить роль основных процессов.

Эволюционный ряд на рыхлых осадочных породах в атланти­ческом климате. Климаксной растительностью атлантических рав­нин является лиственный лес — главным образом дубравы, а в более влажных местах буковые дубравы. Речь идет о климатическом климаксе с типичными бурыми лессивированными почвами или лессивированными почвами с мюллем. Установившееся таким обра­зом климатическое равновесие становится все менее стабильным и все более чувствительным к вмешательству человека, особенна если в породах более четко проявляются следующие свойства: повышенная кислотность и низкое содержание кальция; отсутствие поверхностной аэрации, сплывание почвы; уменьшение количества тонких частиц, особенно глины, за счет кварцевого песка. Все это заставляет нас различать четыре категории материнских пород: молодые лессовидные суглинки с запасами кальция в глубоких горизонтах; древние суглинки, кислые и с плохой аэрацией; супеси с примесью гравия; чистые кварцевые пески.

Молодые лессовидные суглинки с запасами кальция в глубоких горизонтах. Имеются в виду лёссовые суглинки, обычно вюрмские, реже более молодые морены. Такая же эволюция характерна для терра-фуски, лежащей на достаточно мощных известняках.

Климаксная стадия на этих породах является устойчивой, про­тивостоит вмешательству человека и сохранилась во многих местах Западной Европы. Обычно это дуб с грабом, образующий мюлле- вый тип гумуса. Для почв характерны брюнификация и умеренный вынос глин и связанного с ними железа, приводящие к образованию горизонта Bt аргиллик с глинистыми пленками (бурая лессивирован- ная почва).

Этот тип почвы, развитый на довольно молодом материале, является моноцикличным, и его генезис представляется простым. Следует подчеркнуть, что устойчивость профиля сравнима с устой­чивостью растительности и с ее сопротивлением деградации в тех случаях, когда лес искусственно видоизменяется. Соответствующие наблюдения в юго-западной Германии (Werner, 1964, Glatzel et al., 1967) обнаружили, что при монокультуре ели, выращивавшейся в течение нескольких веков, глубокие горизонты не испытали значи­тельного выветривания, несмотря на сильное окисляющее воздейст­вие растительности. Было отмечено только образование горизонта А₀ из кислого гумуса мор на поверхности, что сопровождалось поверх ностным микрооподзоливанием и мраморизацией глубже лежащих минеральных горизонтов. Деградация, если она вообще происходит, отличается очень замедленным темпом.

Древние (<довюрмские) кислые и плохо аэрируемые суглинки. Древ­ние морены в отличие от пород предыдущей группы прошли несколь­ко фаз развития, поскольку они существовали в разных климати­ческих условиях (межгляциальных и гляциальных). Многие призна­ки в них (глубокая мраморовидность, криотурбации) унаследованы от древних фаз оледенения. Более поздние свойства, в том числе вынос глин второго типа, наложились на сохранившиеся перигля- диальные.

Грабовые дубравы с мюллем — начальная фаза климакса — ока­зываются на этих породах менее устойчивыми, чем на предыдущих, и сохранились лишь местами. Под влиянием человека они быстро деградируют. Старейшие строевые дубравы западной Франции обычно характеризуются слабой деградацией, которая указывает на отно­сительную стабильность: почвы представлены кислыми лессивиро- вацными с хмюллем или мюлль-модером без ясно выраженного оподзоливания, с плохой аэрацией, однако более слабая мрамориза- ция горизонта B_t не позволяет причислить их к гидроморфным. Миграция железа и глины (по крайней мере частично) осуществ­ляется раздельно. Растительность представлена ацидофильными сообществами с падубом, орляком, извилистым луговиком.

Деградация такой дубравы происходит при вырубках с частич­ным превращением ее в ланды: повышается кислотность (модер), увеличивается уплотнение, уменьшается порозность, интенсифици­руется вынос глины и железа. Горизонт В становится малопрони­цаемым, в нем на глубине прявляются признаки временного гидро- морфизма; горизонт B_g приобретает особенности псевдоглея (вто­ричного). Вынос глины в сухой период сопровождается перемеще­нием части пыли, забивающейся в трещины усыхания компактного горизонта В. Эта пыль постепенно лишается железа благодаря преимущественной инфильтрации вод по этим трещинам. Так обра­зуются вертикальные белесые пылеватые полосы и разводы (глос- сисоли — Dudal, 1967). Совместное воздействие гидроморфизма и усиливающейся кислотности вызывает локальное быстрое, но лег­ко сдерживаемое оподзоливание с образованием свободного алюми­ния и частичным разрушением глинистых пленок (Duchaufour, belong, 1967). Подобные почвы можно назвать оподзоленными лес- сивированными с псевдоглеем.

Супесчаные породы. К ним принадлежит большая часть граве- листых супесей западной Франции с кремневой галькой. Верхние горизонты таких отложений имеют обычно грубый механический состав, тогда как нижние отличаются обилием тонких элементов.

Начальная эволюция почв на супесях аналогична предыдущему случаю, но с важным отличием: среда более песчаниста и более проницаема. Глины, количество которых невелико, легко выносятся из верхних горизонтов еще до начала деградации или же разру­шаются в результате оподзоливания, так как их слишком мало для того, чтобы затормозить деятельность растворимых агрессивных органических соединений.

Типичное оподзоливание начинается лишь после осуществления двух предварительных условий: почти полного выноса глины из верхних горизонтов и замены первоначальной растительности подкисляющей; это может произойти либо путем стихийного втор­жения вереска, либо в результате искусственного насаждения хвойных. По мере образования горизонта А₀ появляется все больше и больше органо-минеральных псевдорастворимых комплексов. На месте лессивированного горизонта почвы под дубравой форми­руются горизонты, характерные для профиля гумусово-железистого подзола: А₂, B_h и B_s. С развитием профиля горизонт В сподик накладывается на мраморовидный горизонт B_t — свидетель преж­них дубрав (Duchaufour, 1948).

Кварцевые пески. В них до большой глубины совершенно отсут- ствуеттонкодисперсный материал; таковы выходы третичных песков, известных как пески фонтенбло, пески области Кампин в Бельгии, дюнные пески района ланд или Солони и т. д. Теперь уже точно установлено, что климаксная мюллевая лес- сивированная почва никогда не существовала на этих своеобразных песках. Первоначальная растительность была представлена разре­женными дубово-березовыми лесами, скорее всего с вереском, или изредка кислыми бучинами (Lemee, 1966). Палинологические иссле­дования (Dimbleby, 1962; Edelman, 1960; Munaut, 1967) показали, что в этих условиях шло умеренное оподзоливание, но без форми­рования черного горизонта Вь. Обычно это были охристые подзо­листые почвы (или железистые подзолы), формирование которых относится к атлантическому периоду. Окисное железо в охристых подзолистых почвах, относительно мало подвижное, мигрирует лишь в пределах верхних горизонтов и быстро выпадает, образуя ржавые полосы.

При малом содержании железа и тонкопесчаном составе пород в некоторые сезоны могут протекать восстановительные процессы, приводящие к полному выносу железа из верхних горизонтов. В этих случаях под лиственным (буковым) лесом очень быстро образуется гумусовый подзол с Вь с малым или нулевым количе­ством закисного железа. Такой тип эволюции наблюдался в Фонтен­бло (Lemee, 1966). Однако это исключительный случай: обычно же образование горизонта Вь происходит только после полной деградации леса и появления вересковых ландов. Охристая подзоли­стая почва (с горизонтом B_s, но без А₂) превращается в гумусово-же- лезистый подзол (с пепельным горизонтом А₂ и горизонтами Вь и B_s).

Эволюционный ряд на склонах из кристаллических пород (горы в атлантическом климате). Рассматриваемый ряд по условиям образования во многом отличается от предыдущих. Климат оказы­вается более холодным и более влажным, породы представлены гранитами, гнейсами, песчаниками, почвы молоды, часто щебнисты и имеют грубый механический состав. Дренаж облегчается положе­нием на склоне; явления застаивания воды, приводящие к восстано­вительным условиям, редки.

В такой хорошо аэрируемой среде, при рН ниже 5, брюнифика- ция обычно не сопровождается выносом глин из-за молодости почвы и преобладания еще только выветривающихся минера­лов. В рассматриваемых почвах железо остается в окисных формах, и ионы Fe⁺⁺⁺ и А1⁺⁺⁺ способствуют сохранению глинисто-гумусово­го комплекса во флокулированном состоянии. В мюллевых почвах отсутствуют какие-либо миграции трехвалентных катионов, при деградации мюлля в модер наблюдается некоторая мобилизация алюминия, в основном в форме комплексов. В результате возникает некоторое оподзоливание, проявляющееся в слабом выносе алюми­ния и незаметное морфологически (Duchaufour, Souchier, 1968). Этот процесс был назван криптоподзолизацией. Деградация почв нередко на этой стадии останавливается (на гранитах). Однако она может и продолжаться вследствие либо крайне ограниченных в пространстве миграций железа (в аэрируемой среде — охристая подзолистая почва), либо интенсивной миграции железа и алюми­ния (слабо аэрируемая среда — подзол). Рассмотрим два случая развития почв в зависимости от содержания минеральных резер­вов в породе (Duchaufour, Souchier, 1965).

Материнская порода с высоким содержанием легко выветриваю­щихся минералов — кальциево-щелочные граниты. При их вывет­ривании освобождается много железа, кальция, магния и т. д. При хорошей аэрации железо остается в окисных формах, кислотность умеренная, гумус типа мезотрофного или олиготрофного мюлля. Почва остается в стадии бурой лесной кислой, иногда слабо лес- сивированной. Растительность продолжает поддерживать интенсив­ный биологический кругооборот азота и оснований. Это пихтарник с буком, часто со злаковым травостоем. Деградация наступает прежде всего в результате вырубания лиственной породы, проре­живания лесного покрова, усиления инсоляции, что способствует исчезновению покрова злаковых и замене их более ацидофильной флорой (черникой, Vaccinium myrtillus). Подобная деградация

особенно выражена на склонах южной экспозиции. Однако она сдерживается малой подвижностью железа в столь аэрируемой среде; мигрирует только алюминий. Профиль не приобретает ника­ких морфологических признаков дифференциации, но становится слегка охристым (бурая криптоподзолистая почва с модером).

Материнская порода, бедная легко выветривающимися мине­ралами — кислые граниты или песчаники. Подкисление среды здесь идет быстро, количество глины (унаследованной и вновь сформированной) очень мало. Железа также недостаточно, чтобы играть роль связующего катиона, то есть способствовать стабилиза­ции глинисто-гумусового комплекса. В таких условиях образование мюлля и брюнификация не могут осуществляться, немедленно наступает оподзоливание. Растительность представлена почти исключительно хвойными лесами (пихтарники-черничники или сосняки-верещатники), лишенными лиственных пород, которые образуют лишь местные климаксы.

Стадия охристой подзолистой почвы является довольно устойчи­вой. Такие почвы широко распространены под пихтарниками с чер­никой и под мхами на выходах триасских песков в Вогезах, особенно на склонах или в позициях, где порода хорошо аэрируется с поверх­ности. В некоторых экологических условиях образуются типичные гумусово-железистые подзолы (вересковые сосняки и некоторые пихтарники на пологих склонах из мелкозернистых вогезских песчаников). Это редко случается на гранитах, причем, если подзолы все же образуются, их горизонт сподик оказывается крайне неодно­родным в отличие от четко выраженных горизонтов Вь и B_s в под­золах на песчаниках. Приведенное наблюдение указывает на то, что для образования подзола недостаточно лишь подходящих условий кислотности, необходима также фаза анаэробиоза во время влажного периода (после таяния снегов), обусловливающая восстановление и мобилизацию железа.

Эволюционный ряд в холодном континентальном климате.

На востоке Европы и на севере Канады климатическим типом расти­тельности являются вересковые хвойные леса (тайга), которые способствуют формированию грубого гумуса. Климат лишь усили­вает оподзоливающее действие растительности, что приводит к сгла­живанию роли материнской породы. Оподзоливания могут избежать только почвы на основных и ультраосновных породах; их эволю­ция, по-видимому, идет в сторону криптоподзолизации (Соко­лова, 1964).

Южнее, в зоне дерново-подзолистых и особенно серых лесных почв с оптимальными условиями для широколиственных пород, усиливается биологическая деятельность в почве, появляется мюл-

левый гумус, и ведущий эволюционный процесс становится нелегко выделить. Вынос глины, вероятно, имеет место, о чем можно судить по увеличению ее количества в горизонте Bt и по глинистым плен­кам. Однако исследованиями советских почвоведов оподзоливание выявлено и в серых лесных почвах. Оно определяется по высокой кислотности горизонта В, обилию фульвокислот, свободных железа и алюминия (Родионов с сотр., 1967; Лебедева, 1967). Существует уди­вительное расхождение между верхним мюллевым горизонтом, мощ­ным, насыщенным основаниями, особенно Са и Mg, с полимеризован- ным гумусом, переходным по своим свойствам к гумусу чернозе­мов, и мюллем атлантических почв. Сравнение бурых атлантиче­ских и серых континентальных почв, сделанное Пономаревой (1964), показало следующее. Если в хорошо аэрируемых бурых почвах железо удерживается глинисто-гумусовым комплексом, в серых почвах, наоборот, мюллем задерживается кальций, а железо выно­сится в горизонт В. Это различие объясняется автором природой гумусовых комплексов и их отношением к данным катионам. Про­цесс выноса глин сопровождается здесь оподзоливанием, не столько биологического, сколько климатического характера. Оподзоливание и образование мюлля связаны с двумя последовательными кон­трастными климатическими фазами — анаэробиозом, следующим за оттаиванием почвы, во время которого образуются растворимые кислотные комплексы, слегка подвергающиеся биодеградации при низких температурах (Bruckert, Dommergues, 1968) и мобилизую­щие железо и алюминий,— и весенней биологической активностью и летним иссушением, вызывающими интенсивную гумификацию в верхних горизонтах.

Некоторые русские почвоведы (Роде, 1964; Бребурда, 1965; Зайдельман, 1965) отрицают наличие выноса глин, понимаемого ими в соответствии с толкованием западных ученых как механиче­ский вынос. По их мнению, яркие микроклиматические контрасты оказывают на минеральные соединения тот же эффект, что и на орга­нические: глины, разрушенные в горизонте А настоящим подзоли­стым процессом, вновь синтезируются в кристаллические образо­вания в горизонте В. Глинистые пленки на структурных отдельно- стях считаются ими неосинтезированными. Пока еще нет твердой уверенности в справедливости этой гипотезы.

Как и в атлантическом климате, влияние изменений в раститель­ном покрове весьма существенно: сведение лиственного леса и появ­ление хвойных пород усиливают внешние признаки оподзоливания. Фаза гидроморфизма и подкисления интенсифицируется и растя­гивается, признаки псевдооглеения в горизонте Bt стабилизируются одновременно с увеличением количества свободных гидроокислов (Зайдельман, 1965).

заключение

Процессы, рассмотренные в настоящей главе, редко протекают изолированно. Обычно они комбинируются по два — брюнификация и вынос глины (лессовидные суглинки); брюнификация и оподзоли­вание (криптоподзолистые почвы на гранитах), вынос глины и опод­золивание (лессивированные подзолистые почвы, или глоссисоли, на древних суглинках).

Растительность климатического климакса, например листвен­ные леса на атлантических равнинах или смешанные леса в атлан­тических горах, может существовать только на определенных породах с достаточной аэрацией, но с некоторым количеством легко выветривающихся минералов и мелкозема. Ей соответствует бурая лесная мюллевая почва или же кислая бурая слабо лессивированная в горах или бурая лессивированная на равнине.

При худшей аэрации (кислые суглинки) или на кварцевых поро­дах встречаются виды, образующие локальные варианты климакс- ной растительности (местный климакс) с лессивированными почвами с модером в первом случае и подзолистыми почвами или подзолами во втором.

Процесс деградации, возникающий при изменении раститель­ности человеком, может встречаться в различных местообитаниях. В ряде случаев деградация приводит лишь к незначительным изме­нениям в профиле (бурые лессивированные почвы на лёссах, бурые кислые на гранитах с хорошей аэрацией). Кроме того, процессы, соответствующие ряду деградированных профилей, несколько шире: так, например, на кислых суглинках встречается значительное оподзоливание, налагающееся на процесс выноса глин.

На супесчаных, легко проницаемых породах разнообразие профи­лей особенно велико, поскольку деградация начинается в кислых лессивированных почвах и заканчивается гумусово-железистым подзолом.

Все изложенные закономерности можно проследить в табл. 2, иллюстрирующей зависимости между почвами в атлантическом климате.

					Таблица 2
	Почвы и их эволюция в зависимости от материнских пород					*
Материнская порода	Процесс	Климаксная почьа	Среда		Профиль деградации	ь Я £ > ч
Молодой лессовидный суглинок	Брюнифи кадия + вы­нос глины (лесси- важ)	Бурая лессивирован- ная с мюллем	Аэрируемая, лая	не кис-	Умеренная мрамориза- ция и подкисление	£ Л И О X > Cl?
Кальциево-щелочные граниты	Брюнификация	Кислая бурая почва	Аэрируемая,	кислая	Криптоподзолистая поч­ва	DO О Ь 5 я
Древний кислый су­глинок	Вынос глин (лесси- важ) и железа	Кислая лессивиро- ванная почва	Плохая аэрация, средняя кислот­ность		Лессивированная под­золистая гидроморф- ная почва	Я я о л со
Пески—песчаники — кислые граниты	Подзолизация	Охристая подзоли­стая почва или подзол	Более или аэрируемая кислая	менее , очень	Гумусово-железистый подзол	£ и m Я
Супеси	Вынос глин и желе­за, потом подзо­лизация	Кислая лессивиро- ванная почва	Более или аэрируемая растающая лотность	менее , воз- кис-	Гумусово-железистый подзол	И холод. КЛИМАТА 531

ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ С ИЗБЫТОЧНЫМ УВЛАЖНЕНИЕМ В УМЕРЕННОМ КЛИМАТЕ (ГИДРОМОРФНЫЕ ПОЧВЫ)

введение

Выделение класса гидроморфных почв представляет известные трудности, так как во многих почвах, как мы уже говорили, перио­дически создаются условия избыточного увлажнения. Назвать почву гидроморфной можно лишь в том случае, если интенсивность и продолжительность пересыщения водой настолько велики, что они придают почвенному профилю некоторые характерные признаки: почти полное восстановление железа, сопровождающееся очень большой подвижностью его ионов, и его выпадение в отдельных участках в виде гидроокисей.

Можно дать и более точное определение: гидроморфные почвы характеризуются присутствием свободного зеркала грунтовых вод, заполняющих все поры в почве, в том числе крупные. Эти воды в определенные периоды оказывают очень сильное влияние на поч­венный профиль, даже на безгумусные минеральные горизонты. Предлагаемое определение исключает одну из форм гидроморф- йости, характеризующуюся закупоркой профиля водой благодаря особенностям его механического состава (отсутствия крупных пор), неблагоприятных сложения и структуры; все это приводит к пере­сыщению капиллярной водой во влажное время. В таком профиле временно создаются анаэробные условия, и среда становится вос­становительной, однако какого-либо зеркала грунтовых или других вод нет. Рассмотренная форма гидроморфизма характерна для вер­тисолей, некоторых почв на суглинках и т. д.

Современные классификации стремятся исключить подобные почвы из класса гидроморфных. В американской классифика­ции (1967 г.) вертисоли из аквертов (aquerts) были переведены в ксерерты (.xererts), так как было решено обратить основное внимание на фазу иссушения, а не на фазу пересыщения водой.

Пелосоли (глинистые почвы на некоторых триасовых отложе­ниях умеренного пояса), наиболее близкие к вертисолям, в немец­кой классификации не ставятся в один ряд с гидроморфными почва­ми, а выделяются в самостоятельный класс. Во французской клас­сификации они пока сохраняются в классе гидроморфных почв, хотя существенно от них отличаются. В пелосолях нет обычно

ни ржавых пятен, ни конкреций, для них характерен структурный, очень глинистый горизонт (В) с угловатой или грубопризматической структурой, однородный серый цвет, лакировка граней, напоминаю­щая поверхности скольжения. Свойства вертисолей выражены недо­статочно, и к ним нельзя отнести эти почвы, отличающиеся процес­сом поверхностной брюнификации (органическое вещество типа лесного мюлля), типом глин (часто мало или полностью не разбухаю­щих) и, наконец, слабой выраженностью лакировки на гранях структурных отдельностей. Совершенно очевидно, что фаза иссуше­ния профиля, необходимая для возникновения вертисолей, здесь проявляется слишком слабо.

Итак, пелосоли умеренного климата обнаруживают в верхних горизонтах некоторые эволюционные тенденции, сближающие их с другими типами почв: поверхностную брюнификацию под влиянием очень хорошо аэрированного лесного гумуса (бурая пелосоль), мраморизацию в виде ржавых пятен, в том случае когда слой кислого суглинка перекрывается глинистой массой (пелосоль- псевдоглей — Bonneau et al., 1967).

В настоящей главе в качестве истинно гидроморфных будут рассмотрены лишь почвы с присутствием хотя бы поверхностного и по крайней мере сезонного свободного зеркала грунтовых вод, которые могут воздействовать на профиль в целом. Так как грунто­вые воды различаются по скорости движения, содержанию кисло­рода, величине гН₂ и кислотности, гидроморфные почвы предла­гается классифицировать именно по характеру этих вод. С экологи­ческой точки зрения возможны три случая: 1) гидроморфизм в кислой среде, вызванный временной и поверхностной верховодкой атмосферного происхождения; 2) гидроморфизм за счет постоянных грунтовых вод в аллювиальных долинах, где среда обычно сильно минерализована и богата кальцием; 3) гидроморфизм за счет вод разного происхождения, долго сохраняющихся в профиле, имею­щих высокую кислотность и восстановительную способность. Среди них различаются застойные воды и воды, медленно цир­кулирующие.

ГИДРОМОРФИЗМ, ВЫЗВАННЫЙ ВЕРХОВОДКОЙ В КИСЛОЙ СРЕДЕ: ПСЕВДОГЛЕЙ

Псевдоглей можно рассматривать как финальную стадию эво­люции подзолистых лессивированных почв, или вторичных псевдо­глеев, в некоторых особых условиях; для образования псевдоглея необходимо, чтобы верховодка, возникшая вследствие непроницае­мости (кольматажа) горизонта B_g, настолько поднялась к поверхиости, чтобы влиять на весь горизонт А₂. Это условие может быть осуществлено различными путями — эрозией верхнего лессивиро- ванного горизонта (1е Тасоп, 1966), усилением явлений деградации, уже заметно развитых в подзолистой лессивированной почве с псев­доглеем, с увеличением продолжительности застаивания верховодки и ее мощности, то есть с полным заполнением ею горизонта А₂. В результате лесная растительность заменяется влажными ландами с низкой потенциальной эвапотранспирацией; уменьшается пороз- ность почвы и как следствие ослабления биологической деятельности распыляется структура. Все это способствует деградации. Присут­ствие воды с восстанавливающими свойствами на месте прежнего лессивированного горизонта лесной почвы вызывает следующие физико-химические явления.

1. Глина и железо еще яснее отделяются друг от друга по сравне­нию с лессивированной почвой, и железо становится намного подвижнее глины (Gebhardt, 1954).

2. Вместо вертикальных миграций железо претерпевает боковой вынос с локальным перераспределением. Мобилизация железа при восстановлении происходит во влажный период; после исчезновения верховодки оно выпадает, образуя ржавые пятна или конкреции в горизонте А₂. Профиль приобретает тогда два наслаивающихся друг на друга горизонта совершенно разного вида и происхождения (Plaisance, 1966). Верхний горизонт, соответствующий горизонту А2 лессивированной почвы, теперь во влажный сезон заполняется верховодкой; недавно возникшие многочисленные ржавые пятна создают в профиле видимость мраморизации. Нижний горизонт — водоупор — является прежним B_g, кольматированным и ставшим водонепроницаемым в результате выноса глины. Для этого горизонта характерна сетчатая, унаследованная от прежних времен мрамори- зация, мало меняющаяся в новых условиях. Кажется, однако, что сеть белесых полос, располагающаяся в трещинах усыхания на ста­дии лессивированной почвы, в определенных случаях может разви­ваться и все сильнее обесцвечиваться просачивающимися кислыми водами верховодки. Две фазы развития кислого псевдоглея были очень четко показаны и для подзолистых псевдоглеев Восточной Европы (Полтева с сотр., 1967). В них во время первой фазы железо, связанное с глиной, выносится вниз и образует типичный горизонт В лессивированных почв; во время второй фазы оно двигается с боко­выми токами на небольшие расстояния и выпадает в аморфном состоянии (не будучи связанным с глиной) в виде пятен и конкре­ций в верхней части профиля. Подзолистый характер почв все больше усиливается с подкислением и возрастанием гидроморфности. По мнению немецких почвоведов (Miickenhausen, 1956), во время подзолистой эволюции профиля различаются 2 фазы. В еще слабо развитых псевдоглеях с верховодкой в горизонте А₂ преобладает легкая мраморизация. В сильно развитом подзолистом псевдоглее, напротив, обнаруживается почти полное обесцвечивание А₂, пред­ставляющего собой белый бесструктурный горизонт с разбросан­ными мелкими черными конкрециями. Последние позволяют отли­чить горизонт А₂ подзолистого псевдоглея от пепельного горизонта типичного подзола. Глина постепенно разрушается, лишь каолинит кажется устойчивым. Кварцевая пыль, лишенная всяких «одежд» из гидроокислов, становится преобладающей размерной фракцией {20—50ж/с), что затрудняет проницаемость. Разрушается структура, почва сплывается, а в сухой сезон на ее поверхности в крайних случаях может образоваться затвердевшая корка. Во влажный сезон весь горизонт А образует компактную и непроницаемую массу благодаря капиллярному подпитыванию и исчезновению крупных пор. Под лесом образуется гидромор или гидромодер с мощным поверхностным горизонтом А₀. Гидроокислы железа и алюминия не мигрируют в В, а вместе с марганцем выпадают в виде мелких черных конкреций, которые трудно заметить простым глазом (Полтева с сотр., 1967).

3. Полный ряд деградации почв на кислых суглинках выглядит следующим образом: кислая лессивированная почва, лессивирован­ная подзолистая почва с псевдоглеем, подзолистый псевдоглей с мелкими конкрециями.

4. Замечание. Мы рассмотрели эволюцию и формирование псевдоглея с верховодкой, или лессивированного псевдоглея. Для полноты картины следует упомянуть и о поверхностном псевдоглее. Имеется в виду недавняя деградация, приводящая к образованию еще неполно развитого профиля. Верховодка образуется в рыхлом поверхностном слое — продукте выветривания какой-либо непро­ницаемой породы (например, кристаллических сланцев), которая создает для нее водоупор. В таком случае горизонт B_g отсутствует. Горизонт с ржавыми пятнами или конкрециями лежит непосред­ственно на горизонте С (профиль AgC).

ГИДРОМОРФИЗМ ПРИ ПОСТОЯННОМ ЗЕРКАЛЕ ГРУНТОВЫХ ВОД НА АЛЛЮВИАЛЬНЫХ РАВНИНАХ

Характерными в таких условиях являются глеевые зеленоватые почвы с высоким содержанием двухвалентного железа. В большин­стве случаев они образуются в депрессиях на молодом слабокислом, но иногда и на карбонатном аллювии. Воды здесь богаты раствори­мым кальцием и имеют нейтральную реакцию. Однако многие соб­ственно аллювиальные почвы достаточно хорошо аэрируются и не развиваются в чисто глеевые почвы, несмотря на присутствие зеркала грунтовых вод, уровень которого в этих случаях сильно колеблется, что и препятствует образованию глея. Если грунто­вые воды стоят высоко, то они циркулируют и быстро обновляются, что позволяет им оставаться насыщенными кислородом. Это в свою очередь не способствует восстановлению различных соединений. В период сильного испарения грунтовые воды опускаются на не­сколько метров, и весь профиль хорошо аэрируется. В этих условиях в почве совершенно отсутствуют восстановительные про­цессы. Глеевый горизонт появляется лишь при небольших колеба­ниях зеркала грунтовых вод (максимум 1 м) и медленной циркуля­ции, допускающей их обогащение органическим веществом, нагре­вание и потерю кислорода.

Для образования глея в слабокислой среде гН₂ должен быть понижен значительно больше, чем в кислой (Greene, 1963; Зайдель­ман с сотр., 1963; Кауричев с сотр., 1967). Но если восстановление железа возможно при рН = 7, его переход в раствор и мобилизация остаются малоинтенсивными. Растворимые органические вещества в среде, богатой кальцием, мало склонны к комплексообразованию (Lossaint, 1959). Железо имеет тенденцию к аккумуляции в профиле в виде нерастворимых соединений Fe(OH)₂ или FeC0₃ зеленоватого цвета (горизонт G_r). Шефер (Schaefer, 1967) показал, что мобили­зация железа связана с увеличением содержания в воде растворен­ного С0₂ и происходит лишь на небольших пространствах, обычно путем капиллярного подтягивания.

Таким образом в настоящих глеях появляется горизонт G₀ (окисленный глей) с ржавыми пятнами или конкрециями, развивающийся выше горизонта G_r (восстановлен­ный глей). В эльзасских глеевых почвах Шефер (Schaefer, 1967) наблюдал в сухой период при наиболее низком уровне грунтовых вод мобилизацию железа в результате резкого усиления биологи­ческой деятельности в поверхностных горизонтах, продуцирующей большое количество С0₂. Дождевые воды выносят его в растворе, вызывая мобилизацию карбонатов, прежде всего кальция, а потом и железа по реакции:

FeC0₃ + С0₂ + Н₂0 Fe(HC0₃)₂.

Под влиянием сильного испарения возникают восходящие токи, и железо выпадает в результате окисления в виде ржавых пятен и конкреций ниже гумусового горизонта. Так формируется горизонт G₀. Измерения гН₂ показывают, что он выше у поверхности Uo* чем на глубине (G_r).

В противоположном случае, когда грунтовые воды постоянно располагаются близко к поверхности, во всем профиле господст­вуют восстановительные условия. Гумус типа анмоор характери­зуется в основном анаэробиозом, образование С0₂ в верхних гори­зонтах ограничено, мобилизация двухвалентного железа в нижних горизонтах мала, а осаждение его в окисных формах у поверхности невозможно. Горизонт G₀ отсутствует.

При опускании зеркала грунтовых вод наблюдаются следующие этапы эволюции глеев: 1) анаэробная или постоянная полуанаэроб­ная фаза; окисный глей отсутствует, профиль типа А^г (глей с анмоором); 2) среда с временным опусканием зеркала грунтовых вод: верхняя часть анмоора аэрируется и превращается в гидро- мюлль, появляется горизонт G₀, профиль приобретает вид AiG₀G_r; 3) среда с резким и постоянным понижением зеркала: весь анмоор становится активным и приобретает зернистую структуру — это уже очень активный мюлль, эволюционирующий путем иссушения и полимеризации в конденсированный мюлль, похожий на мюлль черноземов (черные почвы долин). В минеральных горизонтах гид­розакись железа снова окисляется и соединяется с глинами: так протекает процесс брюнификации. Почву можно назвать изогумусовой аллювиальной, более или менее брюнифициро- ванной.

Замечание. Между глеями и аллювиальными почвами, так же как и между псевдоглеями и глеями, существуют переходные почвы (семиглеи и амфиглеи).

Для семиглеев характерны более интенсивные колебания уровня грунтовых вод, чем для глеев, а также неполное восстановление железа в глубоких горизонтах. Профиль состоит в основном из горизонта G₀, слабо выраженного, но значительной мощности.

Амфиглеи возникают при двойном гидроморфизме — поверхно­стном и временном, как в псевдоглеях, и постоянном и глубоком, как в глее. Оба зеркала почвенных вод смыкаются во влажные сезоны.

гидроморфизм при продолжительном или постоянном затоплении сильно кислыми

и восстанавливающими водами

Обязательным условием этого типа эволюции являются очень кислые воды с очень высоким содержанием растворимых органи­ческих веществ, не только восстанавливающих, но и комплексирую- щих железо. Подвижность последнего в этом случае максимальна. Подзолизация налагается на процесс гидроморфизма в еще большей степени, чем в кислых псевдоглеях. Кислое, медленно разлагающее­ся органическое вещество (гидромодер или гидромор) играет значи­тельно большую роль, чем в предыдущих почвах. В частности, окислительно-восстановительный потенциал, невысокий в верхних горизонтах, растет с глубиной (Кауричев с сотр., 1967). По сравне­нию с глеями, формирующимися в кальциевой среде, здесь наблю­дается противоположная картина: процесс восстановления и моби­лизации железа начинается вверху, а не у зеркала грунтовых вод, как в глеях. Это очень важное различие.

В зависимости от состояния грунтовых вод (застойные воды или воды, способные к циркуляции в достаточно пористой среде) образуются два вида почв.

Почвы, образовавшиеся в условиях застойных поверхностных вод холодного и влажного климата (стагноглеи). Стагноглеи появ­ляются на плохо дренируемых водоразделах или в депрессиях, в горах с влажным климатом и слабой даже в летний период эвапо- транспирацией. Анаэробиоз и гидроморфизм сохраняются в течение всего года. Органическое вещество эволюционирует медленно, и на поверхности почвы образуется торфянистый горизонт или гидромор. Восстановление и мобилизация железа, под влиянием воднорастворимых органических кислот происходит даже в мало­проницаемой среде (суглинки) путем капиллярной диффузии, тогда как глина, определенно отделившаяся от железа, не мигрирует. Характерный горизонт, располагающийся ниже поверхностного А₀, обесцвечен, сероватого или зеленоватого цвета, часто пропитан гумусом. С глубиной при возрастании гН₂ увеличивается доля окисного железа по сравнению с закисным, а цвет почвы становится более темным. Иногда образуется настоящий горизонт В с высоким содержанием окислов железа или конкреционный.

В эволюции стагноглеев различают три фазы. Начальная фаза, характеризуется слабокислой средой с низким содержанием гумуса, неполным восстановлением железа и сохранением в профиле окис­ных форм. При этом еще сравнительно высоком рН комплексообра- зование незначительно для того, чтобы железо могло переходить в раствор и мигрировать. Подобный тип стагноглеев характерен для западин в зоне альпийских лугов (Duchaufour, Gilot, 1966). Оливково-бежевый горизонт A_2g этих почв сменяется с глубиной более ярким горизонтом с охристыми пятнами и конкрециями; он содержит меньше свободного железа, но в окисных формах, чем и объясняется его более насыщенный цвет (стагноглей в пря­мом смысле слова).

Промежуточная фаза встречается в более кислой среде при гумусе типа гидромор. Железо, полностью восстановленное и заком­плексованное, мигрирует путем капиллярной диффузии и выпадает в окисной форме в нижних горизонтах со слабыми восстановитель­ными условиями. Образуется железистый, часто конкреционный, горизонт В. Этот процесс является настоящим оподзоливанием для железистых соединений; формирующиеся при этом почвы соответст­вуют молкенподзолам (Molkenpodzol) Кубиены (Kubiena, 1953). Охристый горизонт В, резко отделяющийся от A2_g, может иметь различные аспекты. Мы рассмотрим только два, при которых железо стягивается в конкреции: горизонт В с изолированными друг от друга конкрециями, который формируется в условиях полного кратковременного иссушения; горизонт В с конкрециями, располагающимися в виде сплошной извилистой ортштейновой полосы, формирующийся в постоянно гидроморфной или восстано­вительной среде в верхних горизонтах. Тип почвы соответствует плакаквод (placaquod) американской классификации.

Во время конечной фазы происходит замедление скорости разло­жения органического вещества под влиянием постоянной очень поверхностной верховодки, пропитывающей гумусовый горизонт, как губку; в результате образуется торфянистый горизонт мощ­ностью 20—30 см. Нижележащий горизонт в этом случае сильно насыщается органическим веществом и приобретает темно-серую или черную окраску. Одновременно внизу образуется мощный конкреционный горизонт с высоким содержанием железа (3—10%).

Почвы, образовавшиеся в условиях орошения кислыми грунто­выми водами склонового стока. Характерны для слегка наклонных песчаных равнин с водоупором из твердых пород на небольшой глубине. Типичным примером могут служить Гасконские ланды.

В таких условиях подвижность железа максимальна. В закисном состоянии оно передвигается по уклону на значительные расстоя­ния и выпадает в зонах с лучшей аэрацией в виде окислов. Этот процесс допускает аккумуляцию больших количеств железа в неко­торых участках с образованием крупных конкреций и даже своего рода панцирей. Эти панцири приобретают различные формы в зависимости от локальных условий выпадения железа: если это выпадение имело место в корневых полостях, то образуются ветвистые или трубчатые формы (гарлюги в Ландах); если же про­исходило сильное испарение под густой луговой растительностью, то образуются уплощенные диски вблизи поверхности почвы (луго­вые железистые камни, Schlichting, 1965).

Профили почв, располагающихся на местных водораздельных пространствах, характеризуются ясным оттоком, приводящим к пол­ному выносу из профилей наиболее растворимых Fe⁺⁺ и Мп⁺⁺.

После переноса эти элементы переоткладываются в понижениях в виде инкрустаций, проникающих в горизонты аккумуляции на большую глубину. Оба типа профилей — один обедненный, другой — обогащенный железом, оказываются взаимосвязанными.

Шлихтинг (Schlichting, 1965) проследил миграции железа и марганцав гидроморфной среде вдоль песчаного склона в Северной Германии. Оба эти катиона преодолевали во время миграции большие расстоя- ния, намного опережая алюминий (обратная картина характернадля хорошо дренируемых подзолов), который перемещался лишьна небольшие расстояния и переотлагался в распыленном состоянииили в горизонте В того же самого профиля, или в средней частисклона. Железо и марганец, выносимые сверху, напротив, аккумулировались в нижних частях склонов в виде настоящих гидроморфных кор, отличающихся от ортштейнов дренируемых подзоловотсутствием алюминия.

Автор, а также Жюст (Juste, 1965), исследуя аналогичные процессы в Гасконских ландах, произвели расчеты баланса марганцаи железа между верхней и нижней частями профиля. Полученные ими результаты (рис. 7) вполне подтверждают изложенноевыше.

Гидроморфные почвы зон, обедненных железом; они формируютсяна равнинах с малыми уклонами, как правило на повышенныхучастках, железо из которых выносится вместе с оттекающимигрунтовыми водами. В крайних случаях почти полного выносажелеза развивается особый гидроморфный горизонт — отбеленныйглей — почти без ржавых пятен и без горизонта G₀.

В зависимости от интенсивности колебаний зеркала грунтовыхвод различаются два варианта почв. При малых колебаниях весьпрофиль оказывается недоразвитым, в нем сохраняются постоянные анаэробные условия, гумификация замедлена, миграция гумусав глубине профиля отсутствует. Гумус торфянистый или кислыйанмоор, ниже гумусового располагается белый глеевый горизонт (подзолистый глей). При ощутимых колебаниях в профиле во время опускания зеркала воды может возникнуть зона относи­тельного иссушения, где поступающие сверху гумусовые вещества могут выпадать в осадок и полимеризоваться. Так возникает гори­зонт Вь с высоким содержанием гумуса и малым количеством железа. Он располагается между поверхностным органическим и белым глеевым горизонтом, обычно на верхней границе капилляр­ной каймы. Жакэн с сотрудниками (Jacquin et al., 1965) продемонст­рировали быстрое образование в этом горизонте серых и бурых гуму­совых кислот, комплексирующих алюминий, но с незначительным содержанием железа (гумусовый ортштейн, обычно мало затвер­девший). Это наблюдение близко к данным Чекаловой (1965) по ана­логичным почвам СССР, в которых гумусово-алюминиевые комплек­сы эволюционируют на месте, а железо, полностью перешедшее в раствор, выносится за пределы профиля. В результате образуется лрофиль, равномерно прокрашенный органическим веществом, одна­ко микроморфологические данные позволяют различить в нем гори­зонты А (с прозрачным кварцем) и В (с кварцем, покрытым гумусо­выми пленками). Подобные почвы называются гумусовыми глеевыми подзолами.

Гидроморфные почвы депрессий, обогащенные железом. Профиль обогащается железом за счет миграции грунтовых вод по склону; оно выпадает в виде окислов в наиболее аэрируемых зонах. Акку­мулятивный горизонт, всегда конкреционный, имеет различный облик в зависимости от местных условий и состоит либо из мелких, более или менее изолированных конкреций, либо из сплошной массы конкреций, образующих настоящие коры (ортштейновые).

В противоположность предыдущему типу почв горизонт В богат железом, но обеднен органическим веществом, которое полимери- зуется в почвах, развивающихся либо на возвышенных точках рельефа (горизонт Вь гумусовых подзолов), либо в промежуточных позициях на середине склона; железо же в кислой среде дольше сохраняет свою подвижность и выпадает лишь при резких измене­ниях гН₂.

Приведенные рассуждения объясняют контраст между горизон­тами Вь почв плакоров с их высоким содержанием гумуса и малым количеством железа и железистыми горизонтами В почв депрессий. В первом случае небольшие количества металлических катионов, закомплексованные многочисленными гумусовыми веществами, не способствуют кристаллизации, и конкреционный горизонт остает­ся мягким и легкопроницаемым (Schwertmann, 1966). Во втором случае органического вещества недостаточно, чтобы препятствовать кристаллизации окислов железа, и ортштейновый горизонт приобре­тает большую плотность (garluche).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Все гидроморфные почвы, рассмотренные в настоящей главе, имеют одну общую особенность: восстановление железа в кислой среде сопровождается очень интенсивной его мобилизацией. Степень мобилизации определяет различия между почвами. Основными фак­торами мобилизации мы считаем кислотность, длительность сезонов затопления и иссушения, содержание растворимого органического вещества, скорость движения воды. Наиболее важным среди них оказывается кислотность.

В нейтральной или слабокислой среде железо восстанавли­вается только при очень низких значениях гН₂; оно очень мало­подвижно и практически мигрирует вертикально только под влия­нием растворенного С0₂— глеевые почвы.

При кислых временных и застойных водах со средним содержа­нием органического вещества формируются псевдоглеи. Восста­новление железа приводит к его локальной мобилизации. В сухое время железо выпадает в конкрециях. Оподзоливание в смысле разрушения глин с освобождением алюминия не получает широ­кого распространения, за исключением отдельных случаев.

Максимальная мобилизация железа наблюдается при очень кислых, постоянных и богатых органическим веществом водах. Процесс оподзоливания протекает интенсивно, и железо концен­трируется в сильно конкреционных, часто очень плотных гори­зонтах сподик. Следует различать почвы, развившиеся в условиях существования застойных вод (стагноглеи) и в условиях подвижных вод (гидроморфные подзолы). В первом случае конкреции обра­зуются непосредственно в профиле, во втором — устанавливаются определенные соотношения между двумя типами профилей: гуму­совыми подзолами на плакорах и подзолами в депрессиях с орт- штейнами, исключительно богатыми железом.

Всевозможные вариации почв рассмотренного выше ряда можно* наблюдать на песчаных равнинах в различных условиях рельефа..

ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ В ЖАРКОМ КЛИМАТЕ

ВВЕДЕНИЕ

Почвы, образовавшиеся в жарком климате — средиземномор­ском, тропическом или экваториальном, обнаруживают общие свойства, которые отличают их от почв, сформировавшихся в уме­ренном климате.

Для почв жаркого климата характерен процесс разложения пород путем нейтрального или слабокислого гидролиза, вызван­ного глубокой инфильтрацией во влажный период большого коли­чества воды, содержащей мало С0₂ и кислых растворимых органи­ческих веществ. В этих условиях освобожденное железо теряет подвижность и не выносится. Железо, содержащееся в материн­ской породе, сохраняется соответственно и в почве. Это было под­тверждено как изучением ферраллитных почв (Pedro, 1964, belong, 1967), так и ферсиаллитных (Lamouroux, 1967). На соответст­венно одинаковых породах в почвах жаркого климата накапли­вается больше железа, чем в почвах умеренного климата.

При нейтральной или слабокислой, а иногда даже при щелочной реакции в зоне выветривания, профиль почв по значению рН и по насыщенности основаниями претерпевает различные изменения в зависимости от влажности климата. Выщелачивание оснований во влажном климате происходит быстро, а при сухом климате оно отсутствует или замедлено. Это оказывает значительное влия­ние на сохранение или неосинтез глин. В слабокислой и насыщен­ной основаниями среде глинообразование в почвах имеет тенден­цию к формированию глин, богатых кремнеземом, тогда как в кис­лой среде образуются каолинитовые глины. Это приводит к необ­ходимости различать три следующие климатические группы почв.

Почвы средиземноморского или субтропического слабо влаж­ного климата, характеризующиеся преобладанием в их составе глин, содержащих много кремнезема, то есть глин типа иллита или монтмориллонита (ферсиаллитные почвы).

Почвы тропического климата обнаруживают промежуточные свойства. В зависимости от локальных условий среды они имеют черты сходства то с предыдущей группой, то с последующей (желе­зистые тропические почвы).

Почвы влажных экваториальных районов отличаются кислой реакцией, возникающей в результате интенсивного выщелачивания оснований. В этом случае преобладает каолинитовая глина, а иногда появляется избыток свободного алюминия, который превращается в гиббсит (ферраллитные почвы).

Здесь будут детально рассмотрены первая и третья группы клима­тических почв. Что касается железистых тропических почв второй группы, то их генезис и свойства еще плохо изучены. Кроме того, эта группа почв, по-видимому, гетерогенна, так как некоторые почвы, образовавшиеся в условиях более сухого климата, обна­руживают черты, сходные с ферсиаллитными средиземноморскими почвами (Martin et al., 1966). Те же почвы, которые развиваются во влажном климате, могут быть сближены с ферраллитными почвами (Maignien, 1964). Наконец, почвы второй группы отчетливо гидро- морфны (с конкрециями) и бывают связаны с особыми экологиче­скими условиями (грунтовые воды).

РАЗВИТИЕ ФЕРСИАЛЛИТНЫХ ПОЧВ

Ферсиаллитные почвы можно рассматривать (за некоторыми исключениями) как почвы средиземноморских районов или по крайней мере как почвы средиземноморского климата, то есть климата, характеризуемого сильными контрастами между влаж­ным, относительно холодным зимним сезоном и жарким, очень сухим летом. Настоящие ферсиаллитные почвы свойственны наи­более влажным средиземноморским районам (Emberger, 1939) с лесами климаксного типа; более сухие места с небольшим коли­чеством осадков характеризуются присутствием коричневых почв под степной растительностью или редкостойным лесом.

Влажные сезоны приводят к обескарбоначиванию (если мате­ринская порода карбонатна), которое является необходимым пред­варительным условием для развития ферраллитизации; затем во влажных условиях происходит выветривание с освобождением железа. Железо, как указывалось, полностью сохраняется в про­филе этих почв. В условиях сухого сезона (который быстро насту­пает) задерживается выщелачивание оснований и поддерживается состояние насыщенности. При капиллярном подъеме растворов происходят специфические изменения в глинах и формах железа; это придает почвам особый красноватый цвет.

Необходимо рассмотреть сначала характер процесса выветри­вания, затем особенности образования глин и железа, прежде всего для тех случаев, когда наблюдается явление, известное под назва­нием рубефикации.

Характер ферсиаллитного выветривания. При нем в отличие от ферраллитного выветривания среда бывает некислая (или же только в особых условиях становится кислой), что подчеркивается многими авторами (Bottner, Lossaint, 1967; Lamouroux, 1967; Dachary, 1967). При удалении карбонатов поглощающий комплекс остается насыщенным щелочноземельными катионами; в такой среде, содержащей много кальция, химическое сродство алюминия с кремнеземом проявляется максимально, поэтому кремнезем не выносится (Mehlich, 1967); в новообразованных глинах много крем­незема (монтмориллониты), сохраняются и унаследованные глины (иллиты). Подобные явления отсутствуют при процессе ферраллити- зации (belong, 1967).

Согласно новейшим исследованиям Ламуру (Lamouroux, 1967), оказалось, что почти весь кремнезем, содер­жавшийся в материнской породе, остается в профиле ферраллитных почв. Что же касается железа, то в карбонатной среде с хорошей аэрацией оно закрепляется в окисной форме и, как правило, бывает связано с глинами. Хербиллон (Herbillon, 1966) произвел ревизию старой теории о пептизации железа кремнеземом, показав, что фак­тически в профиле рассматриваемых почв подвижного кремнезема недостаточно для того, чтобы пептизировать железо. В присутствии кальция наблюдается обратное явление: большие количества гидро­окислов железа фиксируют кремнезем, переводя его в нераствори­мое состояние.

Можно думать, что в этих условиях глина и железо (по крайней мере в аэрируемой среде) образуют недиссоциирующий комплекс, в котором миграция одного вещества ведет к миграции другого. Ферсиаллитные почвы характеризуются механическим одновре­менным выносом железа и глины. Этот процесс сходен с процес­сом, развивающимся в кислых почвах умеренного и холодного климата. Итак, большинство ферсиаллитных почв отличается выносом глин и железа и присутствием горизонта Bt с глинистыми пленками (clay skin).

Средиземноморский климат особенно благоприятен для разви­тия указанного процесса вследствие характерных для него сезонных контрастов: по трещинам, образующимся в почвах в сухой сезон, с появлением первых дождей начинают передвигаться тонкодисперс­ные железистые глины, удаляемые с поверхности почвы и отла­гающиеся на глубине в форме тонких пленок.

Процессы образования разных форм железа, рубефикация.

В некоторых случаях в ферсиаллитных почвах железо подвергается особым изменениям и придает почвам ярко-красный цвет; эти явления называются рубефикацией. Подчеркнем сразу же, что рубефикация происходит не повсеместно, а только в особых эколо­гических условиях, что необходимо уточнить.

Экологические условия, способствующие рубефикации. Сразу воз­никает вопрос, является ли рубефикация процессом, характерным для средиземноморского климата. По-видимому, можно ответить утвердительно, поскольку рубефикация появляется в результате чередования фазы сильного пересыхания с фазой обильного увлаж­нения. Однако красные почвы такого же типа, как красные среди­земноморские, то есть с насыщенным поглощающим комплексом, были найдены в Мексике, в районах, где лето, а не зима является периодом наибольшего увлажнения (Boulaine, 1966; Espinoza Hidalgo, 1966). Это можно объяснить тем, что в Мексике эвапотран- спирация намного сильнее, чем в средиземноморских районах (Papadakis, 1961), так что даже в дождливый сезон не исключены периоды иссушения почв. Этот пример доказывает, что необходи­мым условием рубефикации является прежде всего чередование глубокого переувлажнения с сильным пересыханием.

Процесс рубефикации в настоящее время в большинстве среди­земноморских районов Европы, особенно на равнинах, протекает с малой интенсивностью, и рубефицированные почвы являются либо древними, либо полицикличными. Однако в некоторых горных районах (в известняковых горах Ливана и горах Северной Африки) рубефикация почв происходит и в настоящее время (Hubschmann, 1967; Lamouroux,' 1967), поскольку там локальный климат отли­чается исключительной контрастностью. Подсчеты скорости выве­тривания, произведенные Ламуру, показали, что красные почвы Ливана могли сформироваться не менее чем за 10 тыс. лет. Рубефикация происходит лишь в определенных пределах влаж­ности.

При рубефикации условия местности и характер материнской породы играют важную роль, так как они определяют и значение рН и микроклиматические колебания. Как известно, рубефика­ция часто наблюдается на известняках (после их выщелачивания), но она не связана только с этим типом породы; она наблюдается также на сланцах (Dachary, 1967; Hubschmann, 1967) и реже на гранитах; это связано со значением рН, близким к нейтральному, и с повышенной насыщенностью поглощающего комплекса, что является необходимым условием рубефикации. Тейлор с сотруд­никами (Taylor et al., 1967) исследовали почвы на базальтах в усло­виях постепенного увеличения влажности с переходом ее значе­ний порога рубефикации. Авторы отмечают положительную корре­ляцию между содержанием Са и Mg и интенсивностью рубефика­ции (появлением большого количества красного гематита). В насы­щенной основаниями среде образуются красные, а в кислой — бурые почвы. На некарбонатных сланцах рубефикация возможна, но более локализована (Hubschmann, 1967). На большинстве гранитов про­дукты выветривания оказываются слишком кислыми для появления рубефикации.

Известняковые песчаники и молассы, богатые песчанистыми продуктами выветривания, которые быстро высыхают после увлаж­нения, чем усиливают микроклиматическую контрастность, особенно способствуют рубефикации.

Своеобразно преобразуются твердые известняки. Процесс пле­ночного выветривания этих пород подробно описал Ламуру (Lamou­roux, 1965—1967). После каждого влажного периода на их поверх­ности обособляется пленка, обескарбоначенная за счет растворения известняка и содержащая силикатный остаток, который в усло­виях поверхностной аэрации быстро рубефицируется. В периоды выпадения сильных дождей эти маломощные слои сносятся эрозией в пониженные участки (терра-росса).

Если же материнская порода выветривается постепенно под довольно мощным аллохтонным покровом, то в этой замурованной и постоянно влажной среде рубефикации не происходит, и почва приобретает бурый цвет.

Физико-химические условия рубефикации. Более или менее досто­верно, что рубефикация связана с дегидратацией окислов железа, вызванной пересыханием почвы. Но железо в ферсиаллитных почвах существует в двух видах. В первом случае оно тесно связано с гли­ной, составляя не более 12—14% от ее веса (Segalen, 1964). Излишки железа переходят в кристаллическую форму, образуя цемент из мелких конкреций. Согласно ряду авторов (Soileau et al., 1967), железо, связанное с глиной в нерубефицированной среде (охри­стые глины), находится в форме Fe(OH)₂, тогда как в рубефициро- ванной среде оно принимает форму Fe₂0₃ (красные глины).

Во втором случае, при самостоятельном развитии кристалли­ческих форм, они отличаются в зависимости от степени рубефикации; гётит имеет бурый или охристый цвет, а полностью дегидратирован­ный гематит обусловливает красный цвет (Schwertmann et al., 1966; Soileau et al., 1967). Отношение гётита к гематиту на базаль­тах оказалось равным 1 в достаточно сухом климате (красные почвы) и 3—4 в более влажном климате (бурые почвы). Эти заклю­чения очень хорошо согласуются с наблюдениями Кубиены (Kubie- па, 1953), подтвержденными Гринландом и др. (Greenland et al., 1968), по микроструктуре красных почв. Кубиена различал в гори­зонте (В) две фракции: охристый гель плазмы (соответствующий железистым глинам), еще не рубефицированный или слабо рубефи- цированный, относительно дисперсный и, следовательно, подвиж­ный, а также мелкие глинисто-окисно-железистые агрегаты, очень устойчивые, красного цвета; это конкреции, которые сцементиро­ваны избытком железа, находящегося в кристаллическом состоя­нии и не диспергирующегося водой. Очевидно, что подвержена вмыву и может быть механически вынесена в горизонт В именно первая фракция (железистые глины). Такой вмыв'возможен только при неполной рубефикации. Если же рубефикация развивается быстро, а материнская порода освобождает много железа, перехо­дящего в кристаллическую форму, то процесс выноса затормажи­вается и бывает слабо заметен.

Выводы. Первый вывод касается распределения бурых и крас­ных средиземноморских почв, тесно связанного с локальными эко­логическими условиями: красные почвы развиваются в условиях с сильными микроклиматическими колебаниями и при слабокислой реакции среды; бурые ферсиаллитные почвы встречаются в более влажных условиях и при более кислой реакции среды, в позициях, где лес постоянно и долгое время оказывал защитное влияние и бла­гоприятствовал процессу брюнификации (Mancini, 1955). Эта роль леса хорошо выявляется при вторичной брюнификации, которая наблюдается иногда в верхней части очень древних красных почв после их недавнего заселения лесом. Создающиеся таким образом бурые ферсиаллитные почвы близки к бурым лесным почвам уме­ренного климата; они также лессивированы, но отличаются боль­шим содержанием железа.

Неоднократно обсуждался вопрос о том, являются ли красные ферсиаллитные почвы современными или палеопочвами? По-види- мому, после работ Ламуру (Lamouroux, 1967) можно считать, что некоторые красные почвы (именно терра-росса), находятся еще в процессе формирования в тех районах, где климат контрастен и достаточно влажен. По Ламуру, современная рубефикация могла бы происходить в климатических областях, определяемых парамет­ром D х Т > 5000 (D — осадки в мм; Т — средняя температура).

На равнинах, где климат менее контрастный и менее влажный, процесс рубефикации, если он еще существует, протекает медленно • и очень постепенно.

Большая часть красных почв на юге Франции полициклична. На террасах рубефикация выражена тем сильнее, чем древнее субстрат, на котором она развивается.

По Виньерону и Руттену (Vigneron, Rutten, 1967), почвы вюрм- ских террас очень слабо рубефицированы; почвы рисских террас отчетливо рубефицированы и слабо коль матированы, а почвы мин- дельских террас сильно рубефицированы и сильно кольматированы; последнее приводит к вторичному пестрому окрашиванию в связи с гидроморфизмом. На этом примере видно, что вынос глины уси­ливается по мере увеличения возраста почв.

Все это позволяет сделать следующие заключения.

Красные почвы, древние или п олицикличные, развиваются прежде всего в равнинных условиях рельефа, не подверженных воздейстрию эрозии. Вследствие их древности и относительно мед­ленной рубефикации на равнинах железистые глины длительное время находятся в диспергированном состоянии, что позволяет им мигрировать и накапливаться в горизонте В. Фактически красные полицикличные средиземноморские почвы равнин оказываются обычно наиболее лессивированными.

Напротив, в почвах с быстрой и недавней рубефикацией (именно в горах, где климат контрастный) вынос глины не выражен сколько- нибудь значительно, так как это медленный процесс, который, сверх того, тормозится при образовании конкреций.

РАЗВИТИЕ ФЕРРАЛЛИТНЫХ ПОЧВ

В экваториальном, постоянно влажном климате продукты выветривания отличаются от сиаллитных продуктов выветривания следующими существенными особенностями: выветривание протекает при нейтральном гидролизе (локально щелочном), который обеспе­чивает нерастворимость всего железа и сохранение его в профиле почвы, как и большей части алюминия. Основания быстро выщела­чиваются, среда приобретает кислую реакцию; в этих условиях химическое сродство алюминия и кремнезема становится менее заметным, и выветривание приводит исключительно к неосинтезу каолинита, бедного кремнеземом. Большая часть первичного крем­незема (из материнской породы) удаляется в растворенном состоя­нии в глубину. Первичные минералы из материнской породы пол­ностью разрушаются, филлиты (иллиты, слюдистые минералы), которые, как было показано, обычно хорошо сохраняются в усло­виях умеренного климата, здесь почти полностью исчезают из почв (belong, Millot, 1967).

В результате горизонт оксик ферраллитных почв состоит почти исключительно из четырех элементов: остаточного кварца, каоли­нита, окислов железа, гиббсита (Smith, 1965). Емкость обмена этого горизонта при рН = 7 низкая и всегда меньше 16 мэкв на 100 г. Фактически этот тип выветривания, если он в основных чертах остается неизменным, оказывается под значительным влиянием материнской породы — кислой или основной (belong, 1968).

Кислые материнские породы (граниты, гнейсы) при выветри­вании образуют сглаженный рельеф с горизонтальными или слабо наклонными плохо дренируемыми поверхностями. В процессе выветривания освобождается мало оснований и окислов железа, тог­да как запасы связанного или свободного кремнезема значительны. В этих условиях профили почв имеют кислую реакцию, и отличия в их формировании, связанные со степенью дренажа, мало заметны.

Тенденция к застаиванию воды усиливается при неосинтезе каоли­нита, когда остается мало свободного алюминия, а профиль почвы обедняется гиббситом или полностью лишается его. Выветривание не является подлинно ферраллитным в точном смысле этого тер­мина, а характеризуется преобладанием процесса каолинитизации; поэтому подобные почвы мы называем ферраллитными глинами.

Основные материнские породы (например, долериты) обычно ассоциируются с более рассеченным рельефом при слабой или отсутствующей гидроморфности. Железо, освобождающееся в боль­ших количествах, играет значительную роль (belong, 1968), так как оно быстро переходит в устойчивые формы, цементируя тонкие агрегаты и создавая этим хорошую аэрацию среды.

Растворенный кремнезем и основания быстро выщелачиваются при движении почвенных вод по склону. Неосинтез глин замед­ляется, а относительно большое количество алюминия, остающегося в свободном состоянии, превращается в гиббсит. Этим объясняются специфические различия в процессах, происходящих на дрениро­ванных склонах и в мало дренированных депрессиях (Paquet et al., 1961).

Ферраллитные почвы в истинном смысле слова формируются на высоких участках и склонах. В понижениях, часто временно переувлажненных, аккумулируются кремнезем и основания, выне­сенные со склонов; при значительных колебаниях микроклимата среда, обогащенная щелочноземельными основаниями, благоприятна для неосинтеза глин, содержащих кремнезем (бурые эутрофные почвы и вертисоли).

Образование и развитие ферраллитных глин. Интенсивность выветривания во влажном экваториальном климате такова, что, если почва защищена от эрозии, ее мощность может достичь несколь­ких метров и даже нескольких десятков метров. Тогда профиль почвы состоит из трех последовательных зон: 1) верхней зоны, еще находящейся под влиянием кислого органического вещества, скапливающегося на поверхности; она подразделяется на два горизонта — А, гумусовый, и В, который более или менее обогащен гидроокислами; 2) средней зоны, часто называемой пятнистой, которая содержит много каолинита, слабо окрашена и достигает нескольких метров мощности; 3) нижней зоны, базисной, назы­ваемой зонёй выноса или зоной разложения породы.

Итак, свойства и развитие этих зон очень различны. Един­ственный способ охватить в целом общий процесс эволюции профиля состоит в том, чтобы путем использования минералогических и геохимических методов произвести анализ баланса его компо­нентов как производных первичного состава материнской породы.

Подобный анализ, которым мы и воспользуемся для наших выво­дов, произвел Лелонг (belong, 1967). Не следует скрывать край­нюю трудность этой работы, так как материнские породы часто бывают гетерогенны и, кроме того, подвергаются процессу поверх­ностного переотложения масс (Leneuf, 1965). При анализе следует использовать гомогенные профили, проверяя эту гомогенность гранулометрическим постоянством крупной фракции кварца. С другой стороны, из-за изменений в плотности и объеме, возни­кающих при выветривании, бывает необходимо выводить баланс по неизменяющемуся элементу, а именно кварцу. Однако в жарком климате его тонкие фракции отчасти подвергаются растворению. Рассчитав объемным методом потери кварца между верхним и ниж­ним горизонтами, которые составили приблизительно 15%, и сделав необходимые поправки, Лелонгу удалось составить достаточно точный баланс.

Исследования полученных результатов можно разделить на три этапа: исследование экологических и микроклиматических условий в разных зонах профиля; оценка общих результатов гео­химического баланса; интерпретация геохимического баланса при рассмотрении в целом эволюции ферраллитных глин.

Совершенно особая проблема образования латеритных кор будет рассмотрена в особом разделе.

Экологические и микроклиматические условия в разных зонах профиля. Эти условия очень различны. Мы познакомимся с ними, руководствуясь степенью усиления выветривания, то есть снизу вверх.

1. Глубокая зона. Представлена материнской породой, нахо­дящейся в процессе выветривания, для нее характерна малая глинистость, пористость, повышенная боковая проницаемость; зна­чение рН близко к нейтральному, так как в этой зоне воды содер­жат мало органического вещества и обогащены освобожденными при выветривании основаниями. Вода свободно циркулирует вдоль пород, глубокое проникновение ее осуществляется по трещинам.

2. Средняя зона. Однородна на глубину нескольких метров; Лелонг назвал ее «средой пластичности». Действительно, эта зона является областью интенсивного неосинтеза каолинита; в этих усло­виях некапиллярная порозность становится очень слабой (5—6%) (belong, 1966); среда сильнокислая вследствие удаления оснований. Гидроморфность почти постоянная, циркуляция воды незначи­тельна или отсутствует в силу плохой проницаемости.

3. Верхняя зона. Подразделяется на два горизонта: обедненный {элювиальный) горизонт А и обогащенный (иллювиальный) гори­зонт (В). По сравнению с вышеописанной отличается следующими двумя важными особенностями своей экологии: 1) она находится под влиянием аккумулированного на поверхности органического вещества, обычно очень кислого; сильная влажность климата благоприятствует обильному освобождению воднорастворимых про­дуктов, которые остаются в форме фульвокислот и очень медленно полимеризуются. Эти вещества могут оказывать комплексирующее влияние на некоторые катионы, что следует иметь в виду; 2) зона больше аэрируется и с самых нижних частей горизонта В характе­ризуется непостоянной гидроморфностью. Порозность возрастает кверху, уровень почвенных вод более подвижен, и воды могут в наиболее влажные периоды передвигаться в боковом направлении. В сухой период подвижная вода исчезает или опускается, чем объясняется, что горизонт В является водоупором для просачиваю­щихся сверху дождевых вод.

Микроклиматические различия приводят к формированию неод­нородных профилей в пределах этой зоны. Схематично можно раз­личить три случая: в постоянно влажной и достаточно аэрируемой среде, содержащей много органического вещества, железо, свя­занное с глинами, остается гидратированным; цвет горизонта В — охристый (охристые ферраллитные почвы — Delhumeau, 1965); в слабо влажной среде, подверженной более сильному пересыханию, часть железа в большей степени дегидратируется и кристаллизуется; в этих случаях цвет почвы красно-бурый или красный; в условиях с чередующимися иссушением и насыщением водой происходит сегрегация железа, которое локализуется в некоторых участках профиля почвы, образуя пятна. Таково происхождение горизонта типа плинтита (plinthit) по американской классификации. Этот рыхлый во влажные периоды горизонт подвержен затвердению при высыхании с быстрым образованием кристаллизующихся гидратов железа (Scharpenseel et al., 1963).

Геохимический баланс профилей (belong, 1967). Кривые на рис. 8 суммируют основные особенности геохимического баланса для восьми профилей однородных ферраллитных глин Гвианы. Подсчеты прбизведены Лелонгом.

Глубокая зона выветривания характеризуется массовой поте­рей связанного кремнезема (60% и более первичного кремнезема из материнской породы) и почти полной потерей оснований.

В следующей зоне (среде пластичности) состав сохраняется постоянным на большую глубину (до нескольких метров). Коли­чество связанного кремнезема и алюминия здесь соответствует довольно строго формуле каолинита; отношение Si/Al доведено до значения, близкого 2, вследствие ранее произошедших потерь кремнезема. Наблюдается уменьшение в содержании железа по сравнению с зоной выноса. Что касается верхней части профилей почв, то она, как уже говорилось, разделяется на два главных под влиянием аккумулированного на поверхности органического вещества, обычно очень кислого; сильная влажность климата благоприятствует обильному освобождению воднорастворимых про­дуктов, которые остаются в форме фульвокислот и очень медленно полимеризуются. Эти вещества могут оказывать комплексирующее влияние на некоторые катионы, что следует иметь в виду; 2) зона больше аэрируется и с самых нижних частей горизонта В характе­ризуется непостоянной гидроморфностью. Порозность возрастает кверху, уровень почвенных вод более подвижен, и воды могут в наиболее влажные периоды передвигаться в боковом направлении. В сухой период подвижная вода исчезает или опускается, чем объясняется, что горизонт В является водоупором для просачиваю­щихся сверху дождевых вод. Микроклиматические различия приводят к формированию неод­нородных профилей в пределах этой зоны. Схематично можно раз­личить три случая: в постоянно влажной и достаточно аэрируемой среде, содержащей много органического вещества, железо, свя­занное с глинами, остается гидратированным; цвет горизонта В — охристый (охристые ферраллитные почвы — Delhumeau, 1965); в слабо влажной среде, подверженной более сильному пересыханию, часть железа в большей степени дегидратируется и кристаллизуется; в этих случаях цвет почвы красно-бурый или красный; в условиях с чередующимися иссушением и насыщением водой происходит сегрегация железа, которое локализуется в некоторых участках профиля почвы, образуя пятна. Таково происхождение горизонта типа плинтита (plinthit) по американской классификации. Этот рыхлый во влажные периоды горизонт подвержен затвердению при высыхании с быстрым образованием кристаллизующихся гидратов железа (Scharpenseel et al., 1963).

Геохимический баланс профилей (belong, 1967). Кривые на рис. 8 суммируют основные особенности геохимического баланса для восьми профилей однородных ферраллитных глин Гвианы. Подсчеты прбизведены Лелонгом.

Глубокая зона выветривания характеризуется массовой поте­рей связанного кремнезема (60% и более первичного кремнезема из материнской породы) и почти полной потерей оснований.

В следующей зоне (среде пластичности) состав сохраняется постоянным на большую глубину (до нескольких метров). Коли­чество связанного кремнезема и алюминия здесь соответствует довольно строго формуле каолинита; отношение Si/Al доведено до значения, близкого 2, вследствие ранее произошедших потерь кремнезема. Наблюдается уменьшение в содержании железа по сравнению с зоной выноса. Что касается верхней части профилей почв, то она, как уже говорилось, разделяется на два главных горизонта: горизонтА — лессивированный или, скорее, обедненный (Segalen, 1965) — и горизонт В, для которого всегда характернавесьма заметная аккумуляция железа и яркое окрашивание.

По содержанию кремнезема и алюминия почвы разделяются на две группы. В одних аккумуляция этих веществ в горизонте Вне обнаруживается; в других, напротив, на уровне горизонта В накривой заметен характерный выступ, указывающий на их накопле-ние. Очень хорошо заметна аккумуляция не только железа, нои алюминия, который несколько преобладает над кремнеземом, если взять за основу для сравнения формулу каолинита (суммарная аккумуляция). Поверхностный горизонт А очень обедненсвязанным кремнеземом, алюминием, железом, а в наиболее раз-витых почвах вверху профиля преобладает кварц.

Заключение: фазы эволюции. Существует возможность восстано-вить фазы развития ферраллитных глин, сравнивая, подобноЛелонгу, геохимические балансы всех зон с изучением их минера-логического состава.

В основании профиля выветривание протекает в нейтральной среде (местами слабощелочной) с потерей оснований и кремнезема_г освобожденных при боковом выносе или при инфильтрации по трещинам в еще проницаемых для воды условиях; железо и боль­шая часть алюминия остаются на месте.

В зоне пластичной среды, где кислотность заметно повышена и характерна насыщенность водой, условия становятся благоприят­ными для неосинтеза каолинита путем фиксации нерастворенным алюминием остающегося в растворенном состоянии кремнезема. Дефицит железа в нижней части профиля и, напротив, постоянный его избыток вверху позволяют предположить, что оно поднимается вверх, может быть диффузно, в растворенном состоянии, в форме закисных бикарбонатов, так как некоторое количество С0₂ попа­дает с дождевыми водами в эту зону.

Верхние горизонты являются областью с совершенно иной геохимической эволюцией, связанной с наличием локальных эко­логических условий. Эти условия близки к тем, которые царят в очень кислой среде в почвах умеренного климата. Сильное умень­шение количества каолинита, наблюдаемое вверху профиля почв, обычно не уравновешивается эквивалентной его аккумуляцией в горизонте В: аккумуляция или отсутствует, или осуществляется в меньших количествах по сравнению с потерей в верхнем гори­зонте. Кроме того, аккумулирующиеся вещества, мало заметные морфологически (отсутствуют глинистые пленки), имеют форму слабоокристаллизованной глины (Sys, 1959) и обычно содержат гиббсит (Lelong, 1967). В этих условиях, по-видимому, нельзя гово­рить о выносе глин в обычном смысле слова; это более грубый про­цесс, ведущий к деградации каолинита под влиянием очень кислого органического вещества подстилки (Duchaufour, Lelong, 1967). Этот процесс напоминает поверхностное оподзоливание, наблю­дающееся в подзолистых почвах с псевдоглеем. Разница заключается в том, что в него вовлекаются не глины типа иллита, а каолинит, ■считавшийся устойчивым.

Кислый поверхностный гидролиз противоположен, следова­тельно, глубинному нейтральному гидролизу; он освобождает рас­творимый кремнезем и алюминий (возможно, в комплексированном, псевдорастворимом состоянии), которые, будучи очень подвижными, диффундируют на большую глубину в профиле почвы; их трудно определить слишком грубыми для этого аналитическими мето­дами.

Частичная аккумуляция веществ в верхней части горизонта В может происходить только в почвах, достаточно богатых железом и подверженных резкому сезонному иссушению (плинтит). Быстрая кристаллизация железа вызывает в этих случаях закрепление вынесенных элементов и вторичный неосинтез каолинита в гори­зонте В.

Образование ферраллитных почв на основных материнских породах. Выше подчеркивалась разница, существующая между характером почвообразования на повышенных участках и дрениро­ванных склонах, с одной стороны, и в депрессиях и нижних частях склонов — с другой. При довольно расчлененном рельефе, характерном для подобного типа денудации, появляется весьма своеобразный с точки зрения почвоведа почвенный ряд (катена).

Экологическое и морфологическое исследование почв выявляет их основные отличия от описанных в предыдущем параграфе. Почвы хорошо дренированы и отчетливо более оструктурены. Грунтовая вода, если она встречается, носит лишь временный характер и отличается довольно быстрой циркуляцией, тогда как в пределах пластичной среды она малоподвижна; почвы менее мощные и обнаруживают резкую, без переходов, отграниченность от материнской породы.

Минералогическое и геохимическое изучение вскрывает феррал- литное почвообразование в точном смысле этого термина; сво­бодные гидроокислы железа и алюминия содержатся в значи­тельно больших количествах по сравнению с каолинитом, что не наблюдается в ферраллитных глинах. Лелонг (belong, 1968) очень точно определил роль в изобилии освобождающегося при выветри­вании железа как ведущую в эволюции этих почв. Под влиянием сезонных микроклиматических контрастов, более заметных при расчлененном рельефе вследствие лучшей внутренней дренирован- ности, железо подвергается быстрым превращениям, в частности оно очень, быстро стабилизируется путем кристаллизации. Нерас­творимость железа обусловливает и нерастворимость значительной части алюминия; при экстрагировании алюминия из этих почв необ­ходимо предварительно растворить окислы железа (Duchaufour, Souchier, 1966). В результате создается агрегатная структура, которая поддерживает в почве значительную пористость (Greenland et al., 1968), и замедляется неосинтез каолинита, тормозящийся слишком быстрой кристаллизацией железа. Не удивительно, что в этих условиях большая часть кремнезема в растворенном состоя­нии удаляется водами, стекающими по склонам.

В исключительных случаях (бровка склонов, слабая защищен­ность лесной растительностью) неосинтез каолинита ничтожен или отсутствует (ферраллиты в собственном смысле слова). При ухуд­шении дренажа, например в средней части склонов, или смягчении микроклиматических контрастов лесной растительностью процесс кристаллизации гидроокислов замедляется, и может происходить значительный неосинтез каолинита (ферраллитные почвы). Этому синтезу благоприятствует дополнительное поступление кремнезема переносимого стекающими водами с более высоких участков склона (Delvigne, 1965).

Процесс образования панцирей. Образование панцирей проис­ходит в результате накопления гидроокислов железа и алюминия; это накопление бывает относительным или абсолютным. Об этом уже говорилось в основном тексте книги. Новейшие исследования показали главенствующую роль железа в этом процессе (Hamilton, 1964; Kaloga, 1966; Maignien, 1958—1964; Розанов, 1964; Schar- penseel et al., 1963; Martin et al., 1966).

При выветривании основных пород, содержащих много железа, очень часто происходит его относительная аккумуляция: железо при освобождении сразу же быстро закрепляется на месте других, вынесенных элементов. При выветривании кислых пород наблю­дается, скорее, абсолютная аккумуляция: железо мобилизуется на уровне пластичной среды в условиях гидроморфизма, способ­ствующих образованию закисных его форм, вследствие чего оно выносится на довольно большие расстояния, прежде чем выпадет и сконцентрируется в лучших условиях аэрации (верхний гори­зонт грунтовой воды, зона выхода). Подвижность, свойственная железу, крайне благоприятствует явлениям панциреобразования, поэтому, как это ни кажется парадоксальным, они часто бывают лучше выражены на кислых породах, сравнительно бедных железом, чем на основных, богатых железом.

Можно выделить два основных типа панциреобразования. Сплош­ное панциреобразование на древних сглаженных плато, проис­ходящее крайне медленно (Segalen, 1965) и появляющееся в резуль­тате постепенного становления горизонта В. Образование панцирей наблюдается каждый раз, когда иссушение горизонта В (возни­кающее при опускании грунтовых вод) сочетается с эрозией верх­ней части профиля. Железо в этих случаях остается почти на месте. Оно аккумулируется в тех трещинах, которые лучше аэрируются, и образует затвердевшую железистую основу (уток), создавая остов панциря (Maignien, 1964).

Локальное панциреобразование в условиях расчлененного рельефа. Это быстрое явление, связанное с особыми топографическими усло­виями — перегибом склона, краем депрессии. Железо, перемещаю­щееся часто на большие расстояния, концентрируется на тех участ­ках, где оно закрепляется при постепенном окислении и кристал­лизации.

Наблюдается аналогия в образовании этих типов панцирей, назы­ваемых панцирями грунтовой воды (гидроморфные панцири), и пан­цирей склонов, характеризующихся наличием железистых рудя­ков в некоторых гидроморфных подзолах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Образование почв в жарком климате, видимо, связано с тремя существенными факторами: количеством железа в материнской породе и быстротой его преобразований; количеством оснований в среде, которая в свою очередь зависит от общеклиматических условий увлажнения; аэрацией и водопроницаемостью почв, что является важным микроклиматическим фактором, обусловленным по большей части рельефом местности.

Схематично три основные типа почвообразования различаются следующим образом: два первых определяются почти оптималь­ными условиями аэрации и дренированности; третий в большей степени обусловлен сильным гидроморфизмом, причиной которого является плохой дренаж всего профиля.

При хорошей аэрации и в относительно сухом климате (суб­тропическом) почвы мало подкисляются; поглощающий комплекс остается насыщенным щелочноземельными катионами; это благо­приятствует неосинтезу или сохранению глин, содержащих много кремнезема. Кроме того, железо быстро переходит в нерастворимое состояние, что сопровождается более или менее полной его дегидра­тацией. Это — явление рубефикации.

Второй тип почвообразования в хорошо дренированной среде связан с основными породами и происходит в экваториальном очень влажном климате; поскольку основания выщелачиваются, среда быстро становится кислой; преобразование железа происходит относительно замедленным темпом, оно концентрируется в форме агрегатов, которые частично захватывают алюминий, тогда как значительные количества растворимого кремнезема оказываются вынесенными.

Неосинтез глин, в силу существующих условий всегда обеднен­ных кремнеземом, сокращается до минимума, так как аэрация среды, сильная кислотность, дефицит растворимого кремнезема в водах неблагоприятны для глинообразования. Но, однажды сформировав­шись, продукты выветривания сохраняют устойчивость.

Неосинтез глин более интенсивно происходит на кислых, плохо дренированных породах. Железа здесь содержится немного, но оно долго сохраняется в закисной, более или менее подвижной форме; в этих условиях потеря кремнезема сокращается из-за плохой дренированности, и почти весь освобожденный при вывет­ривании алюминий фиксирует растворенный кремнезем, что и при­водит к образованию каолинита. Но этот каолинит подвержен дегра­дации в верхней части профиля почвы.

эволюция почв В ПРИСУТСТВИИ НАТРИЯ

ВВЕДЕНИЕ

В классификациях Западной Европы почвы, содержащие натрий, ужедавно отнесены к особому классу. Новейшие исследова­ния показали, что эти почвы фактически принадлежат к двум очень отличным генетическим семействам и что переходы из одного семейства в другое путем развития и трансформации почв осуще­ствляются очень постепенно; эти два семейства были отчетливо разделены в недавнем варианте французской классификации почв, где выделено два подкласса в пределах класса почв с ионом натрия.

Первый подкласс включает засоленные почвы в собственном смысле, в которых натрий находится в форме растворимой соли (хлористый натрий, часто также сульфат натрия). Поглощающий комплекс остается обычно насыщенным щелочноземельными ионами, именно кальцием. Эти почвы имеют слабо дифференцированный профиль, структурны и устойчивы, так как в подавляющем боль­шинстве случаев содержат большие резервы кальция. Фазы эволю­ции этих почв не отличаются какими-либо особенностями, пред­ставляющими интерес для нас.

Второй подкласс включает почвы, в которых ион натрия нахо­дится в обменной форме. Структура этих почв плохая, они плохо аэрируются. С другой стороны, они часто бывают неустойчивы и заметно реагируют на микроклиматические условия и воздействие дождевых вод. Они способны быстро видоизменяться, порождая профили с различными свойствами. Изучая их происхождение, мы сумеем выяснить фазы и£ эволюции.

ЗАСОЛЕННЫЕ ПОЧВЫ, НАСЫЩЕННЫЕ КАЛЬЦИЕМ (СОЛОНЧАКИ)

Это типично интразональные почвы. Они распространены не­большими островками разного размера в сухих зонах со степным климатом. Ион натрия присутствует в почвах в форме хлоридов. Чаще всего засоленная грунтовая вода является источником засо­ления почв путем капиллярного подъема, чему в сильной степени способствует эвапотранспирация. Но грунтовые воды сухих районов, кроме натриевых солей, содержат значительное количество солей кальция (сульфатов, нитратов, бикарбонатов и т. п.). Напомним, что при одинаковой концентрации энергия поглощения кальция поглощающим комплексом более высокая, чем натрия. В этих условиях ион кальция преобладает в поглощающем комплексе, и слабая пропорция адсорбированного натрия не может значи­тельно влиять на химические и физические свойства почв. Эти свойства начинают изменяться лишь в случае, когда содержание обменного Na превышает 10—15% емкости.

По Келли (Kelley, 1962, 1963) и Котину (1962), поглощенный Na может содержаться в больших, чем указано, количествах в тех случаях, когда концентрация Са в почвенном растворе становится ниже 25—30% валовой ионной концентрации. В степных районах это наблюдается редко, так как там запасы кальция и особенно содержание активных карбонатов обычно большое. Авторы, изучав­шие эти почвы (Котин, 1962; Kelley, 1962), считают их устойчи­выми, так как трансформация их в другие почвы может происходить лишь в исключительных, условиях, когда карбонатов кальция оказывается недостаточно для насыщения профиля.

ПОЧВЫ, НАСЫЩЕННЫЕ НАТРИЕМ

В отличие от нейтральных солей натрия, слабо влияющих на физико-химические и морфологические свойства почв, ион обмен­ного натрия при достаточно большом содержании значительно меняет свойства почв. Это зависит от того, что натриевая глина в присутствии пресной воды гидролизуется, освобождая ионы ОН"*, и значение рН может даже превысить 9.

Глина Na + Н₂0 —> Глина H + Na⁺ + OH~

(ион Na⁺ образует с растворенной С0₂ карбоната натрия среду с высоким рН). Из этого вытекают некоторые следствия, которые сильно влияют на почвообразование. Органическое вещество рас­творяется (по крайней мере частично) в виде щелочных гуматов; натриевые глины диспергируются и разбухают во влажный сезон, при этом агрегаты разрушаются, образуя распыленную структуру, в которой создаются восстановительные условия. Поверхность как глин, так и органических веществ заметно увеличивается, и начинаются процессы миграции.

Кроме того, микрокристаллическая структура некоторых натрие­вых глин становится неустойчивой, и кристаллическая решетка более или менее быстро разрушается. Тогда в профиле появляются аморфные минералы (Gerei, 1965—1966; Paquet et al., 1966). Ниже последовательно рассматриваются вначале условия развития про­филей с поглощенным натрием, а затем фазы их вероятной эво­люции.

Происхождение почв с поглощенным натрием. Относительное изобилие иона натрия в поглощающем комплексе может происходить либо при освобождении натрия в процессе выветривания щелочных минералов, либо при постепенном насыщении поглощающего комп­лекса под воздействием щелочных растворов.

Освобождение натрия при выветривании щглочных минералов. По-видимому, этот процесс наблюдается чаще всего. Ранее под­черкивалось, что подобный процесс невозможен в условиях умерен­ного влажного климата, так как там ион натрия быстро выщелачи­вается и не удерживается в поглощающем комплексе. Иначе обстоит дело в жарком и достаточно сухом климате: при более быстром вывет­ривании освобождаются значительные количества натрия, но его вынос во влажный сезон ограничен, так как отсутствует глубокое промывание почв; в сухой сезон натрий поднимается вверх и вновь входит в состав поглощающего комплекса. Разные случаи указан­ного типа выветривания, приводящие к насыщению натрием погло­щающего комплекса, изучались многими авторами. Укажем на первичные солонцы, отличающиеся от вторичных солонцов, которые, согласно Францу, образуются под влиянием солевых растворов (Franz, 1964); почвы с поглощенным натрием в Иллинойсе, форми­рующиеся при выветривании лёссов с натриевыми полевыми шпа­тами (Wildling et al., 1963); солонцы в Монголии, создающиеся, при выветривании плагиоклазовых гранитов (Гусенков, 1966), и, наконец, осолоделые солонцы на юге Нового Южного Уэльса, имеющие сходное происхождение (Hallsworth et al., 1964).

Насыщение поглощающего комплекса при обменных реакциях с NaCl. Это, по-видимому, наименее распространенный случай. Было отмечено, что поглощающий комплекс может задерживать натрий из солевых растворов только в особых условиях, а именно когда в растворах содержится меньше Са по сравнению с Na. Засо­ленные грунтовые воды подобного типа редко наблюдаются в арид­ных районах, но довольно часто встречаются на некоторых при­морских равнинах. Содержание Са в таких водах значительно ниже, чем Na, и тогда насыщение натрием становится возможным, хотя и остается ограниченным; сверх того, большое содержание солей в растворах тормозит гидролиз натриевых глин, рН возрастает менее значительно (до 8—9), и структура полностью не разрушается (засоленные щелочные почвы).

Источником NaCl часто являются более или менее древние геологические формации лагунного типа. Эта соль приводится в движение дождевыми водами и постепенно насыщает поглощающий

комплекс путем обменных реакций. Франц (Franz, 1964) установил, что солонец в районе озера Нейзидель, Австрия, образовался именно таким способом.

Совсем недавно Славный и др. (1967) обнаружили такой тип эволюции солонцов на Нижней Волге. Были произведены сравне­ния засоленности почв по горизонтам на разных глубинах; в глубоких горизонтах преобладает NaCl (концентрация Na в пять раз больше концентрации Са) поскольку наблюдаемое соотношение двух ионов сходно с их соотношением в морских отложениях, то авторы сделали вывод о реликтовости почв, образование которых связано с древними границами распространения Каспийского моря. В этих условиях поглощенный Na составляет от 30 до 40% общей емкости поглощающего комплекса. На поверхности под влиянием С0₂ (появляющегося в результате биологической деятельности) в составе растворов преобладают бикарбонаты Na; под влиянием атмосферных осадков, которые тоже более или менее обогащены С0₂, натриевые глины гидролизуются, что приводит к образованию веществ, характерных для щелочных почв.

Образование почв с натрием в поглощающем комплексе. Вслед­ствие большой подвижности натрий подвержен значительным верти­кальным и боковым миграциям в почвах. Боковые (латеральные) миграции, по-видимому, играют особую роль в образовании тех почв с поглощенным Na, которые возникают при непосредственном выветривании щелочных минералов. Выходы засоленных пород, освободившихся при выветривании, часто образуют повышения, питающие натрием более низко расположенные периферические области путем склонового выщелачивания; Пакэ с сотрудниками (Paquet et al., 1966) наблюдали этот процесс на отложениях в районе озера Чад. Такие склоновые миграции наблюдаются также и в тех случаях, когда источником натрия являются засоленные отложения, как это показали Обрежану и др. (1967) на примере солонцов Ду­найской равнины. Развитие почв в этом случае обусловлено относи­тельным значением бокового привноса натрия и его выщелачива­нием при дождях.

Если привнос уравновешивается потерями, то почва остается насыщенной, при обратном соотношении она постепенно теряет Na, особенно в поверхностных горизонтах; при этом большое влияние оказывает степень влажности климата.

Мы рассмотрим последовательные этапы эволюции, отмеченной двойным процессом: выщелачиванием, а затем постепенным раз­рушением поглощающего комплекса в горизонте А с одновре­менным окислением этого горизонта при замещении обменного натрия на А1⁺⁺⁺ и Н⁺.

Первичная фаза (щелочная почва) характеризуется одинаковой степенью насыщенности натрием всех почвенных горизонтов, кото­рые отличаются незначительной дифференциацией. В противопо­ложность солончакам ион Na на этот раз содержится в достаточных количествах, чтобы во влажный сезон обеспечивать диспергирова­ние глин и повышение рН; среда становится бескислородной. В су­хой период органическое вещество, растворенное содой, подни­мается к поверхности почвы и при испарении образует черные выцветы (черные солончаки).

Промежуточная фаза характеризуется частичным уменьшением насыщенности натрием при рН, близком к нейтральному. Эта фаза обычно наблюдается в условиях очень контрастного климата с резкими чередованиями сухих и влажных периодов; в сухой сезон в результате уплотнения горизонта (В), содержащего натрие­вые глины, образуется призматическая структура с хорошо выра­женными вертикальными трещинами. Во влажный сезон глины и гуматы натрия выщелачиваются из верхних горизонтов и осе­дают затем в трещинах горизонта В в форме черных пленок с опти­чески неориентированной глиной (Турсина, 1966).

Натриевые глины, слагающие периферические участки призм, постепенно выветриваются и корродируются, в результате чего горизонт В (называемый натрик) приобретает характерную округ­лую столбчатую структуру (солонцовую).

Конечная фаза, наблюдаемая в наиболее влажных климатах, характеризуется полной потерей в верхних горизонтах натрия из состава поглощенных катионов. Значение рН в этих горизонтах низкое (от 4 до 5), ионы Na замещены ионами Н⁺ и А1⁺⁺⁺. С глу­биной содержание натрия постепенно увеличивается, так что в нижней части горизонта В рН достигает 9—10.

Начало деградации натриевых глин, как указывалось, происхо­дит в солонцах. Деградация усиливается и нарастает под влиянием поверхностного переувлажнения и окисления среды, идущих рука об руку (Paquet et al., 1966; Gerei, 1965; Gerei et al., 1966).

В этих случаях в горизонте А остаются очень тонкие фракции кварца с аморфным кремнеземом, образующие непроницаемую плохо аэрируемую массу, в которой освобожденное железо выпа­дает в форме мелких конкреций или ржавых пятен; это фаза солоди; нижняя часть этой почвы состоит из щелочной натриевой глины, тогда как верхняя развивается во вторично-осолоделую псевдо- глеевую почву (Турсина, 1966). Когда натриевый комплекс подпи- тывается засоленной грунтовой водой (щелочная, засоленная почва)> то эта вода, содержащая резервы иона натрия, поддерживает ионное равновесие в профиле почвы до тех пор, пока концентрация воды и ее уровень остаются неизменными; всякое изменение засоленности (разбавление пресной водой) или понижение уровня воды (дре- . наж) нарушает это равновесие и дает начало иному развитию почв; уменьшение содержания хлористого натрия в растворах благо­приятствует гидролизу глин, повышению рН, разрушению струк­туры; иначе говоря, начинается образование щелочной незаселен­ной почвы, которая еще менее пригодна для растительности, чем примитивная засоленная почва. Подобная, явно вредная эволю­ция возникает в тех случаях, когда вблизи морского побережья неосторожно применяют рассоление при ирригации земель прес­ными водами. Внесение сульфата кальция, который частично насыщает поглощающий комплекс кальцием, восстанавливает ион­ное равновесие в почве и ее структуру.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ КЛАССИФИКАЦИИ ПОЧВ

введение

Все современные классификации, по крайней мере при выделе­нии высших таксономических единиц, основываются на генезисе почв, то есть прежде всего учитывают эволюционный процесс и сте­пень эволюции. Именно эти процессы мы и пытались определить с помощью наиболее характерных примеров.

Однако в целом классификации почв с момента появления почвоведения опдверглись определенной модификации. Первые классификации базировались на экологии почв и условиях среды, которые определяют их эволюцию; обращалось особое внимание на климат — фактор, который считался самым главным для зональ­ных почв,— или же на материнскую породу и местоположение (для интразональных). По мере того как уточнялись знания в обла­сти биохимических и физико-химических процессов эволюции почв, появлялась тенденция учитывать их в первую очередь при опре­делении классов и подклассов. Было установлено, что различные морфологические, физические, химические и биологические свой­ства почв, несмотря на их очевидную сложность, составляют нераз­рывное целое и тесно связаны между собой. Эти связи с точностью передают воздействие экологических факторов на эволюционный процесс. В большинстве современных классификаций почвы мира сгруппированы в десять-пятнадцать классов, или порядков, которые характеризуют генетические свойства. Несмотря на расхождения в деталях, главные направления эволюционных процессов в семей­ствах бывают сходны.

Наряду с этой общей тенденцией в главных классификациях еще находят отражение разные точки зрения. Особые разногласия возникают при более или менее точном выявлении основных эко­логических процессов, а также в вопросе о соподчиненности (иерар­хии) свойств почв, которые следует принять во внимание для лучшего отражения эволюционного процесса.

Вначале мы кратко сопоставим три весьма различные класси­фикации. Затем попробуем сформулировать некоторые тенденции будущего развития классификаций в связи с прогрессом наших знаний в области эволюции почв.

сравнение главных генетических классификаций

Среди почвенных классификаций мира мы выберем типичные классификации, которые отличаются противоположными подхо­дами.

Французская классификация. Близка к другим западноевропей­ским классификациям. Эти классификации, по нашему мнению, лучше отвечают поставленной задаче — связать все свойства почв с эволюционным процессом, который сам по себе объясняется экологией.

Американская классификация. Более далека от чисто генети­ческого подхода и еще в большей степени от экологического, однако путем определения диагностических горизонтов она пытается установить коррелятивные связи между различными свойствами почв. Эти свойства могут быть объяснены только генетическими причинами.

Русская классификация остается сравнительно близкой к пер­вым классификациям, основанным главным образом на экологии.

Французская классификация (1967 г.). Правила, изложенные во введении к этой классификации, очень ясно определяют пре­следуемую цель и в основном сводятся к следующему:

Классы определяются 1) по степени развития профиля, 2) харак­теру выветривания, которое связано с образованием и особыми свойствами органо-минеральных комплексов; 3) типу гумуса и его влиянию на образование указанных комплексов; 4) по особым и локальным условиям эволюции почв (гидроморфизм, присутст­вие иона Na).

Подклассы определяются главным образом по почвенному климату, передающему особенности физико-химической среды.

Группы выделяются по общим свойствам профиля, который отражает определенный генетический процесс.

Определения классов и групп не вызывают больших возраже­ний. Что касается подклассов, то следует признать, что их выде­ление носит несколько условный характер. Вполне ясно, что внут­ренний микроклимат, или почвенный климат (педоклимат), является очень важным критерием как при рассмотрении эволюции самой почвы, так и с точки зрения почвоведения (об этом будет сказано ниже).

Однако почвенный климат часто бывает трудно определить, так как это требует многочисленных измерений, поэтому нередко ограничиваются изучением общего климата — внешнего по отно­шению к почве фактора. Такой подход в известной степени есть возвращение назад, что несколько огорчительно. Представления о брюнифицированных почвах тропического или же бореального климата еще очень расплывчаты и должны быть в дальнейшем уточнены. В то же время возражения, которые часто высказывались по- поводу французской и западноевропейских классификаций, нам кажутся необоснованными. В упрек ставилось то, что евро­пейские классификации рассматривают профиль в целом, включая и поверхностные гумусовые горизонты, тогда как часто эти гори­зонты бывают настолько изменены при освоении, что первичный гумус исчезает.

Действительно, указанное осложнение не следует недооценивать; так, например, поверхностный грубый гумус, кото­рый первоначально оказывал влияние на формирование подзола, часто оказывается видоизмененным или удаленным при освоении. Однако в большинстве случаев внимательное изучение других горизонтов, а также местных экологических и географических условий позволяет опытному почвоведу восстановить первичное состояние профиля почвы и фазы ее эволюции. Образование про­филя в целом можно объяснить только путем сравнения между собой всех горизонтов в их первоначальном состоянии; следова­тельно, реконструкция «первичного профиля» должна служить основой для составления истинной генетической классификации.

Классификация США (1960—1967 гг.). Как уже было отмечено, американская классификация вначале не была подлинно генети­ческой; она базируется на определении диагностических горизон­тов, которые тщательно подразделяются, соподчиняются и опре­деляются по сумме физических, морфологических и химических свойств, описываемых и измеряемых с большой точностью. Эти диагностические горизонты послужили основанием для создания новой синтетической номенклатуры, о которой уже говорилось во второй части книги. Американские классификаторы попробовали, кроме того, сгладить затруднения, которые возникают при опре­делении типа гумуса, так часто видоизменяемого деятельностью человека. Все разнообразие горизонтов А (эпипедон) сведено к харак­теристике четырех типов верхних горизонтов, которые, как пред­полагается, сохраняют свои свойства и после освоения. Но наи­более важными для классификации все-таки являются более глубокие диагностические горизонты. Некоторые из них рассматри­ваются как главные, служащие основанием для выделения поряд­ков (эквиваленты классов); другие— как вторичные и характери­зуют группы. Наконец, важное место в этой классификации (как и во французской) занимает изучение педоклимата, что служит обычно для выявления подпорядков. При этом «большие группы» определяются следующим образом: 1) по главному диагностиче­скому поверхностному или более глубокому горизонту, а чаще потому и другому вместе, 2) по характеру педоклимата, 3) по вторич­ному диагностическому горизонту (дополнительно).

Преимуществом этой классификации является квазиматемати­ческая точность: измерение определенных критериев позволяет во многих случаях автоматически найти название почвы и опре­делить ее место в классификации. Но это не всегда возможно, в особенности при слишком педантичном учете почвенно-климати- ческих критериев, когда достаточная информация о них отсутст­вует; при этом впадают в ту же ошибку, которая характерна для французской классификации.

Педантичность, свойственная американской классификации, часто идет в ущерб изучению генетических особенностей, которые в этом случае отходят на второй план; однако, с логической точки зрения, если диагностические горизонты определяются с учетом их взаимосвязанности, то они должны иметь генетическое значе­ние, так как особенности определяемых порядков связаны между собой одним эволюционным процессом. Это было выявлено новей­шими исследованиями американских классификаторов (1967), кото­рые определили генетическое происхождение главнейших диагно­стических горизонтов.

Весьма удовлетворительные результаты были получены при изучении таких горизонтов, как аргиллик (<argillic), сподик (spodic), натрик (natric), оксик (oxic). Исследования других горизонтов оказались сравнительно бесплодными; укажем на горизонт камбик (cambic) — горизонт выветривания (В), который определяется глав­ным образом по негативным признакам, и горизонт моллик (mollic) — мощный гумусовый горизонт, более или менее насыщенный, опре­деляемый слишком широко, в общей форме. Некоторые горизонты моллик имеют лесной генезис, другие образуются под злаковыми степями; их химизм, степень полимеризации очень отличны. По- видимому, было бы полезно выделить два типа горизонтов мол­лик — степной и лесной. Этот пробел в американской классифика­ции не ускользнул от Эвальда (Ehwald, 1965).

Классификация СССР. Позиция русских классификаторов про­тивоположна американским. Основанием ее является среда, эколо­гические условия, которым придается большее значение, чем соб­ственно эволюционным процессам [последние были учтены при определении главных типов (Розов, Иванова, 1968)].

Классы, в сущности, климатические, и имеют двойное подразде­ление. Например, выделены три класса «бореального почвообра­зования»: 1) класс IV — океаническая область; 2) класс V — кон­тинентальная область; 3) класс VI — резкоконтинентальная область. Подклассы, в количестве трех для каждого класса, близки к первичному разделению на зональные (климатический климакс) и внутризональные (местный климакс) почвы. Их обозначение произведено следующим образом: это биогенные подклассы (кли­матические), биолитогенные (внутризональные, связанные типом материнских пород) и биогидрогенные (внутризональные, свя­занные с фактором гидроморфизма).

Группы соответствуют трем основным подразделениям, пред­ложенным Кубиеной (1953), но на более низком классификацион­ном уровне: это автоморфные, полугидроморфные и гидроморфные почвы. Таким образом, русская классификация осталась верна глав­ным принципам, которые были определены Докучаевым, и в то же время учитывает современные успехи почвоведения, явно умножая разнообразные классы, подклассы и группы, по мере того как описываются новые типы почв.

Из всех критериев для определения высших единиц только один критерий, а именно педоклимат, может рассматриваться как присущий собственно профилю почв и подлежащий точному изме­рению, а в этой классификации он связан главным образом с харак­теристикой гидрологического режима и введен на довольно низком классификационном уровне.

Введение этого критерия — единственный аспект русской клас­сификации, приближающий ее к двум другим. Можно заметить в заключение, что общим для трех рассмотренных классификаций является возросшее внимание, которое придается почвенному климату.