Изменение поглотительной способности почв во времени
Завершив рассмотрение различных групп почв, классифицированных с помощью методов математической статистики, а также факторов, влияющих на реализацию почвообразующего потенциала исходных материнских пород и формирование почвенного поглощающего комплекса, попробуем проследить общую картину развития емкости катионного обмена почв от момента выхода породы на поверхность, начала процесса выветривания и почвообразования, до конечной стадии развития коры выветривания - формирования глубоковыветрелого элювия.
Материнская порода является состоянием почвенной системы в нулевой момент времени почвообразования (Иенни, 1948). С выходом породы на дневную поверхность в ней начинаются процессы разрушения и образования коры выветривания, т.е. рыхлых продуктов раздробления изверженных и метаморфических пород (Полынов, 1956в). Б.Б.Полынов различал ортоэлювий - элювий изверженных пород, параэлювий - осадочных пород и неоэлювий - элювий переотложенных пород. Изверженные породы проходят следующие фазы в своем развитии: обломочная, обызвесткованная, сиаллитная и аллитная (Полынов, 1956б). В ходе формирования коры выветривания со временем происходит изменение содержания в породе кальция и магния. Для первых двух стадий характерно исходное и повышенное по сравнению с первоначальным относительное содержание Са. В дальнейшем оно начинает падать и в древних каолинитовых корах выветривания составляет всего 0,2%.
Поскольку “кора выветривания совпадает с почвой, образование коры выветривания является частью почвообразовательного процесса” (Самойлова, 1983, с.37). Выветривание материнских пород сопровождается процессами, характеризующими образование почв и, в частности, формированием почвенного поглощающего комплекса. Изменение емкости катионного обмена является непременным условием почвообразования и эволюции почв. К.К.Гедройц писал об изменении емкости поглощения “с изменением самого характера почвы, с той медленной эволюцией почвы, которая имеет место для любого вида почвы” (Гедройц, 1955, с.288). Н.И.Соколов (1932) полагал, что при почвообразовании величина обменной способности породы меняется в зависимости от типа почвообразования. Очевидно, определяющим здесь будет степень выветрелости материала, служащего почвообразующей породой, т.е. точка отсчета. При почвообразовании на неоэлювии этот процесс происходит уже на продуктах выветривания, образуется почва на почве (Полынов, 1956г). Говоря об исходной или первичной материнской породе, мы имеем в виду магматические или метаморфические породы, вышедшие на дневную поверхность.
В самом общем виде изменение емкости катионного обмена верхней части коры выветривания, или почв с нуль-момента до стадии остаточного глубоковыветрелого элювия можно представить в виде кривой 1, изображенной на рис.2.
Рис. 2. Схема изменения поглотительной способности почв во времени
Высота пика кривой 1 определяется почвообразующим потенциалом исходной материнской породы, т.е. максимальной величиной емкости поглощения, которую могут иметь сформированные на данной породе почвы.
Ширина основания пика соответствует времени прохождения породой полного цикла почвенного развития. Достижение максимально возможной емкости поглощения в почвах, видимо, происходит быстрее, чем последующий процесс “старения” почв, т.е. образования глубоковыветрелого элювия с крайне низкой поглотительной способностью.
Возможность реализации почвообразующего потенциала породы, а также скорость изменения емкости катионного обмена почв зависят от ряда факторов, к которым, как отмечалось выше, относятся состав и плотность пород, рельеф, климат, растительность, а кроме того, подток минерализованных вод и поступление свежего материала, например, пеплов в зонах развития вулканических почв, делювиальных и пролювиальных отложений в предгорных районах, аллювиальных наносов в долинах рек и т.п.
Примеры относительно молодых почв, в которых емкость катионного обмена растет, можно найти в ряде статей. Процесс увеличения ЕКО характерен для почвообразования на элювии траппов Сибири (Белоусова и др., 1989), формирования лессовых пород на доломитах Средней Азии (Кудрин, Розанов, 1939), хронорядов от моренных наносов до горно-луговых и лесолуговых почв в Приэльбрусье (Геннадиев, 1978), ряда почв при зарастании песков до бурых пылевато-песчаных в Северном Прикаспии (Якубов, Беспалова, 1961). Эти почвы расположатся на левой ветви графика изменения ЕКО (см. кривую 1, рис.2).
Значительное число работ посвящено эволюции почв на карбонатных породах. Известно, что по мере выщелачивания рендзины или дерново-карбонатные почвы переходят в дерново-подзолистые или бурые лесные и далее, в зависимости от климатических условий, в подзолистые почвы (Лебедев, 1906; Тихеева, 1932; Герасимов, 1949; Шершнева, 1963; Рейнтам, 1971; Гагарина, 1971; Каск, 1976; Самойлова, 1983; Самойлова, Толчельников, 1991). Для этих рядов почв характерно уменьшение величины ЕКО (см. табл.1). Аналогично меняется емкость обмена при переходе бурых почв Сибири через стадию кислых бурых к буро-подзолистым (Авдалович, Иович, 1975).
Приведенные ряды почв на графике развития ЕКО займут место после перегиба на правой ветви кривой 1 (см. рис.2). В них начался процесс разрушения почвенного поглощающего комплекса, необходимым условием которого является достаточно влажный климат.
Механизм действия воды на почвенный поглощающий комплекс рассмотрел К.К.Гедройц (1955). Он писал, что ион водорода вод, действующих на породы и почвы, является главным агентом химического выветривания. Под действием воды, ион водорода которой не только замещает обменные катионы, но и разрушает сам поглощающий комплекс, ППК постепенно уменьшается, а остающаяся его часть оказывается в той или иной степени ненасыщенной основаниями. Наименее способствует разрушающему воздействию воды, придает наибольшую устойчивость почвенному комплексу поглощенный кальций и, следовательно, ненасыщенный ППК разрушается сильнее (Гедройц, 1955). По мнению С.Н.Алешина (1970), “обменную” кислотность можно считать мерой выветренности минеральной части ППК.
При определенных условиях (промывной водный режим, кислый опад, а также кислые дожди антропогенного происхождения) разрушение ППК может начаться еще до того, как его емкость поглощения достигнет максимально возможной величины. В таком случае почвообразующий потенциал породы, очевидно, останется нереализованным, а поглотительная способность почв начнет уменьшаться, не достигнув потенциально возможной величины (кривая 2, рис.2).
Иной вариант изменения поглотительной способности почв наблюдается при поступлении в почвы дополнительных количеств кальция и магния. Так, например, в описанных выше случаях (пойменные почвы бассейна Дона, луговые почвы Сахалина), когда с минерализованными водами или ежегодным растительным опадом в почвы привносится значительное количество кальция, эти почвы имеют гораздо большую емкость катионного обмена по сравнению с почвами близкого возраста, не имеющими дополнительного источника этого элемента. Очевидно, здесь наблюдается ускорение процесса развития поглотительной способности почв (кривая 3, рис.2). Аналогичное влияние оказывает, по-видимому, хозяйственная деятельность человека, сопровождающаяся внесением в почвы Ca и Mg (например, известкование почв).
Таким образом, кривая развития емкости катионного обмена почв может иметь различный вид (см. рис.2). Он зависит от почвообразующего потенциала первичной материнской породы, определяемого содержанием в ней кальция и магния, а также наличия условий, позволяющих этому потенциалу реализоваться.
Скорости прохождения почвообразующими породами стадий выветривания, сопровождающихся изменением величины емкости обмена, также различны и связаны со всеми факторами и условиями почвообразования. Например, андосоли на вулканических породах достигают полной зрелости по емкости катионного обмена за 4-6 тысяч лет. Их ЕКО имеет величину 50-70 мг-экв на 100 г почвы. Абсолютный возраст известковой коры выветривания плато Серенгети, определенный В.В.Добровольским, составляет около 27 тысяч лет (Самойлова, 1983). На этой породе развиты черные слитые почвы, имеющие емкость катионного обмена также около 60 мг-экв/100 г. Таким образом, в сходных климатических условиях почвы на плотных породах основного состава достигают пика своего развития в 5-6 раз медленнее, чем на сходных по составу рыхлых, пористых пирокластических материалах. Согласно В.О.Таргульяну (1979; 1982), это “молодые” динамически-зрелые почвы. Их возраст составляет тысячи - десятки тысяч лет. Таков же возраст современных полноразвитых почв внетропических областей (Герасимов, 1969; Дюшофур, 1970).
Достижение почвами состояния конечной зрелости возможно только на древних не эродированных участках суши в тропических и субтропических зонах. Возраст (суммарный, не конкретный) этих ферраллитных, аллитных, ферритных почв измеряется сотнями тысяч и миллионами лет (Таргульян, 1979; 1982). По мнению В.А.Ковды (1985), возраст аллитных бокситовых почв и латеритов достигает нескольких десятков миллионов лет. Очевидно, возраст этих наиболее древних кор выветривания и почв и будет тем временем, за которое емкость катионного обмена прошла весь путь развития в почвах, сменявших друг друга по мере выветривания исходных материнских пород.