Pochvovedenie_Kovda_chast_2

ные недифференцированные почвы (ферральсоли по международ­ ной номенклатуре) или типичные ферраллитные почвы с горизон­ том Box; 2) ферраллитные дифференцированные почвы (нитосоли

по международной номенклатуре), не имеющие морфологически выраженного осветленного элювиального горизонта Е, но с четким горизонтом Bt, ox; 3) ферраллитные сильнодифференцированные

кварц-каолинитовые почвы (акрисоли или ферракрисоли по между­ народной номенклатуре) с резко выраженным осветленным элю­ виальным горизонтом Е.

12.2. Ферраллитные недифференцированные почвы

Характерным представителем ферраллитных недифференциро­ ванных почв является краснозем, распространенный в СССР лишь на относительно небольшой территории в Западной Грузии и покры­ вающий большие территории в Южной (Амазония), Центральной

иСеверной (Флорида) Америке, на западе экваториальной Африки,

вЮго-Восточной Азии, включая Южный Китай, на островах Океа­ нии, на северной оконечности Австралии, на севере Новой Зелан­ дии. Для этих районов характерен постоянно влажный или частич­ но муссонный жаркий субтропический или тропический климат с годовыми осадками более 2000 мм. В пределах столь большого ареа­ ла, охватывающего несколько континентов с разными геострук­ турными поверхностями и разнообразием конкретных климатов и растительных ассоциаций (в пределах формации влажного вечно­

зеленого леса), естественно, спектр почв довольно большой, но все они отвечают основным диагностическим критериям ферральсолей и в том числе краснозема.

Интересна эволюция представлений о красноземе как почвен­ ном типе. Первые исследователи грузинских красноземов (А. Н. Краснов, 1894; В. В. Докучаев, 1899) отождествляли их с «латеритными почвами», как тогда назывались ферраллитные обра­ зования. Затем К. Д. Глинка (1906) выделил и раздельно показал на своей первой мировой карте «краснозем» (terra-rossa), «лате­ рит», «желтозем» (Gehangelehm Рихтгофена) и «краснозем суб­ тропических и тропических полупустынь». Позднее, когда зональ­ но-географические концепции стали господствующими и предпо­ лагалось, что каждой природной зоне должен соответствовать свой «зональный» почвенный тип, красноземы-вместе с желтозе­ мами стали считать почвами влажных субтропиков, а «латеритные», или ферраллитные, почвы — почвами влажных тропиков. Наконец, в последние два десятилетия почвоведы, сначала в За­ падной Европе и США, а затем и в СССР (А. И. Ромашкевич, 1979) вернулись к исходной позиции В. В. Докучаева, полагая краснозем одним из типов ферраллитных почв.

Действительно, красноземы Западной Грузии отвечают всем диагностическим признакам ферраллитных недифференцирован-

218

Рис. 56. Профильная характеристика ферраллитной недифференцированной поч­ вы (А) и той же почвы с латеритом (Б)

ных почв (рис. 56), несколько различаясь между собой по степени ферраллитизованности минеральной массы, мощности профиля и характеру современного почвообразования.

Согласно современным представлениям (А. И. Ромашкевич, 1979) развитие собственно почвенной толщи ферраллитных почв, включая красноземы, происходит либо параллельно с формированием коры выветривания, либо путем наложения современных почвенных процессов на ранее сформированный профиль коры выветривания. При этом предполагается гетерохронность общего профиля. Современная почва отделяется от исходной горной породы мощной толщей коры выветривания, причем граница между почвой и корой выветривания как почвообразующей породой становится неясной. Это дало основание И. П. Герасимову (1964) ввести понятие «деятельной зоны почвообразования» для отделения собственно почвы от коры выветривания.

Фундаментальные исследования соотношения выветривания и почвообразования при ферраллитизации были проведены академи­ ком Б. Б. Полыновым (1933, 1936, 1956), который на примере Западной Грузии показал, что краснозем и красноземная кора выветривания — это разные образования и что в большинстве слу­ чаев современные почвы по возрасту не синхронны коре выветри­ вания, а моложе ее. Он установил, что на красноземной коре выветривания развиваются специфические формы кислого лесного почвообразования, а различным формам коры выветривания соот-

219

ветствуют различные варианты современных почв. Впоследствии на этой основе было сформировано представление о том, что не­ дифференцированный краснозем — это бурая лесная почва на красноземной коре выветривания, а профильно-дифференцирован­ ный краснозем — это подзолистая почва на той же коре выветри­ вания, но в условиях большего увлажнения и меньшей дренированности. Эти принципиальные соображения сохранили полностью свое значение до сегодняшнего дня, хотя конкретные представ­ ления о тех или иных почвенных процессах существенно измени­ лись. Особенно важны эти представления для многих тропических районов, где современная относительно маломощная почва подсти­ лается мощной многометровой толщей каолинитовой коры выветри­ вания и где процессы почвообразования и выветривания полностью разделены в вертикальном пространстве. В частности, в современном профиле почв, сформированных на древней ферраллитной коре выветривания, процессы миграции тех или иных элементов и их соединений могут быть не такими, какие характерны для ферраллитизации вообще как специфического процесса выветривания. Верх­ ние горизонты некоторых ферраллитных почв (ферраллитные эутрофные) могут быть обогащены кальцием, магнием, калием; в профиле может иметь место перераспределение кремнезема и полуторных оксидов, в частности по элювиально-иллювиальному типу; иногда отмечается поверхностная аккумуляция подвижных соединений железа, как в буроземах; наконец, происходит суще­ ственное ожелезнение ферраллитной коры выветривания с образо­ ванием латеритных прослоев в той или иной части.

Термин «краснозем» к ферраллитным почвам субтропиков и тропиков применяется довольно условно. Например, все красно­ земы Западной Грузии либо желтые, либо красновато-желтые и лишь очень редко красные. Наоборот, красноземы Юньнаня в Китае, Эфиопского нагорья в Африке или Шанского нагорья Бир­ мы интенсивно красные. Особенно темно-красные почвы образуют­ ся на богатых ферромагнезиальными минералами породах. В це­ лом же нужно говорить о гамме почвенных окрасок от темнокрасной до ярко-желтой. Верхний гумусовый горизонт всегда име­ ет коричневую, бурую, серую окраску вследствие присутствия гумуса. Таким образом, часто используемый в отношении феррал­ литных почв термин «красно-желтые» представляется весьма оп­ равданным, оправдан он и в отношении красноземов.

В естественном состоянии под лесом ферраллитные почвы со­ держат много гумуса -- до 10% в слое 0—10 см. Гумусовый гори­ зонт колеблется по мощности от 30 до 60 см. Содержание гумуса сначала резко, а затем весьма постепенно падает с глубиной. Гу­ мус резко фульватный (Сг к : Сфк < 1), причем в составе гумуса преобладают свободные или связанные с полуторными оксидами гуминовые и фульвокислоты; очень мало гуминовых кислот, за­ крепленных кальцием. В составе гумуса существенную роль играет негидролизуемый остаток (до 60%). Характерно широкое отноше­ ние С: N в составе гумуса (14—19), свидетельствующее об его

220

12.3. Ферраллитные дифференцированные почвы

Ферраллитные дифференцированные почвы (нитосоли, «оподзоленные красноземы», «красно-желтые подзолистые почвы») отличаются от описанных недифференцированных почв наличием глинисто-аккумулятивного горизонта Bt, ox в средней части про­ филя, причем важно подчеркнуть отсутствие морфологически вы­ раженного осветленного горизонта Е над ним (рис. 57). Горизонт Bt, ox в профиле четко выделяется морфологически по большей глинистости по сравнению с выше и ниже лежащими горизонтами, по укрупнению структуры, становящейся призмовидной или глыби­ стой, по большей уплотненности (плотность 1,4—1,6 г/см3) и твердости, по наличию глинистых натечных пленок на гранях структурных отдельностей. Микроморфологический анализ пока­ зывает наличие натечных глин.

Рис. 57. Профильная характеристика ферраллитной дифференцированной почвы

Отсутствие элювиального горизонта в профиле лишь кажущее­ ся, морфологическое. Гранулометрический и химический анализы показывают его присутствие в поверхностной части профиля над горизонтом Bt, ox. Он прокрашен гумусом и тонкодисперс­ ными оксидами железа и потому не выделяется как осветленный в профиле. Кроме того, как показали многочисленные исследования, здесь нет ни разрушения минеральной части, как при подзолооб­ разовании, ни отбеливания, как при псевдооглеении. Главный

из верхней части профиля в среднюю, где они и аккумулируются, образуя горизонт Bt, ox. Состав глины по профилю не меняется, меняется лишь ее количество.

Среди красноземов Западной Грузии дифференцированные красноземы встречаются, как указывает А. И. Ромашкевич (1979), чрезвычайно редко, будучи связанными с условиями более выров­ ненного рельефа и наименьшей нарушенности естественного ра­ стительного покрова. С другой стороны, они широко освещались в

222

более ранних работах Б. Б. Полынова (1936), М. Н. Сабашвили (1936, 1948) и других исследователей. Можно предположить их постепенную трансформацию в результате эрозионных процессов при сносе верхней элювиальной части профиля и не очень вни­ мательное различение почвоведами горизонтов Box и Bt, ox, харак­ теризующих разные почвы с остаточно-недифференцированным профилем.

Очень широко ферраллитные дифференцированные почвы рас­ пространены в Африке, в частности на Эфиопском нагорье, в Ке­ нии, в обширной депрессии бассейна Конго (Заир). География этих почв в сопоставлении с географией недифференцированных ферральсолей остается пока неясной.

По своим свойствам эти почвы близки к недифференцирован­ ным, но отличаются от последних менее благоприятными физиче­ скими свойствами вследствие наличия глинисто-иллювиального горизонта в средней части профиля. В отдельные периоды в них возможно переувлажнение поверхностного горизонта, отсюда по­ явление конкреционности.

12.4. Ферраллитные сильно дифференцированные почвы

Ферраллитные сильнодифференцированные кварц-каолинито- вые почвы отличаются от описанных выше почв, во-первых, почти полным отсутствием железа в профиле и отсюда светлой, иногда белой, окраской; во-вторых, исключительно высокой кислотностью и ненасыщенностью основаниями (степень насыщенности менее 25%). Они также сильно глинистые и имеют резко дифференци­ рованный профиль, но в отличие от нитосолеи с ясно выраженным элювиальным горизонтом Е. Интересно отметить, что такие силь­ но аллитизированные почвы образуются на больших высотах в го­ рах тропического пояса в условиях постоянно высокой влажности почвы и воздуха (пояс туманных лесов), что было отмечено С. В. Зонном (1964) и В. М. Фридландом (1964) для Юго-Восточ­ ной Азии, а В. В. Добровольским (1973) для Африки.

Приведенная характеристика ферраллитных почв должна рас­ сматриваться лишь как очень обобщенная схема. Естественно, в пределах обширного трансконтинентального ареала почв влажных тропиков и субтропиков имеет место исключительное разнообра­ зие локальных факторов почвообразования, прежде всего исход­ ных горных пород, рельефа и растительности, что не может не сказаться на разнообразии типов формирующихся в разных усло­ виях почв. Однако это разнообразие является больше предметом географии почв и регионального почвоведения и поэтому не рас­ сматривается в данном контексте. Надо отметить в заключение и относительно малую систематичность изучения ферраллитных почв разных регионов мира, что затрудняет сопоставление мате­ риалов исследований, проведенных в разных странах. Дальнейшие

223

глубокие и систематические исследования могут существенно изменить современные представления о группе ферраллитных почв и привести к ее разделению на ряд самостоятельных групп.

Глава тринадцатая

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОЧВЫ (АНДОСОЛИ)

13.1. Общая характеристика вулканических почв

Вулканические почвы, т. е. почвы, сформировавшиеся из све­ жих продуктов извержения вулканов, широко распространены на земном шаре, хотя и не занимают значительной площади. Ареал их распространения в основном приурочен к горным тер­ риториям кайнозойского (альпийского) орогенического пояса. Районами их наиболее широкого распространения являются остро­ ва и восточное и западное обрамления Тихого океана (Тихооке­ анское вулканические кольцо), Средиземноморье, а также Восточ­ но-Африканский грабен (Великая Африканская рифтовая долина). В СССР они распространены на Кавказе, Камчатке, Сахалине, Курильских островах. В международной номенклатуре они полу­ чили название андосолей (от японского андо — темная почва). Это название было принято на специальной международной конферен­ ции в Токио в 1964 г. в качестве официального международного термина.

Вулканические почвы формируются на вулканических лавах,

Земли выбрасываются вулканические продукты трех типов: жид­ кие, твердые и газообразные. К жидким продуктам относятся лавы разнообразного состава, которым и определяются их свойст­ ва как почвообразующих пород. Лавы основного состава маловяз­ ки и легкоподвижны. Лавовые поверхностные потоки достигают нескольких километров в длину и нескольких сотен метров в ширину.

Одновременно с лавой выбрасывается огромное количество твердых продуктов, которые при выпадении на земную поверх­ ность образуют разнообразные обломочные пирокластические породы, включая пеплы, туфы и туффиты. Количество твердых продуктов извержения в сотни, тысячи раз превышает количество лавы. С учетом их распространения воздушными потоками на огромные площади за сотни километров от источника извержения это означает, что как почвообразующая порода пирокластические отложения несравненно более широко распространены, нежели застывшие лавовые потоки, и формирующиеся на пирокласти­ ческих породах почвы являются господствующими среди вулка­ нических почв. Эти почвы отличаются также наибольшим своеоб-

224

разием, определяемым как периодичностью пеплопадов, обуслов­ ливающей полицикличность почвенного профиля, так и спецификой физических, минералогических и химических свойств пирокластических отложений. Поэтому, говоря о вулканических почвах как специфическом типе почв, имеют в виду именно эти образования.

13.2. Особенности формирования пирокластических пород

Пирокластические отложения представляют собой фрагменты магмы, которые в результате извержения были подняты в воздух, охлаждены, перенесены воздушными потоками на то или иное расстояние от источника выброса и отложены на земную поверх­ ность. Эти фрагменты подразделяют по крупности частиц на: 1) вулканический пепел (размеры частиц до 1 мм); 2) вулкани­ ческий песок (от 1 мм до размеров горошины); 3) вулканические камешки (лаппили); 4) вулканические бомбы; 5) вулканические глыбы.

По мере удаления от источника извержения мощность пепловой толщи обычно уменьшается. Так, по данным И. А. Соколова (1973), мощность послеледниковых пирокластических отложений Камчатки меняется от нескольких метров вблизи вулканов до нескольких сантиметров в наиболее удаленных от источников извержений северных и северо-восточных частях полуострова. Поступление вулканического пепла определяется не только рас­ стоянием от вулкана, но и направлением господствующих ветров. Примером этого могут служить пирокластические отложения на Японских островах или на равнинах Южной Америки, где основ­ ные массы пепла отложены к востоку от соответствующих источ­ ников извержения.

При воздушном переносе твердых продуктов извержения вул­ канов происходит их сортировка по крупности частиц, плотности и соответственно по химическому составу. Тяжелые минералы выпадают ближе к центру извержения, поэтому по мере удаления от него содержание тяжелых минералов в отложениях пепла уменьшается; соответственно уменьшается содержание полутор­ ных оксидов, а доля кремния возрастает.

В соответствии с описанной дифференциацией пирокласти­ ческих отложений выделяют несколько зон, отличающихся по степени влияния пеплопадов на почвообразование. И. А. Соколов (1973) выделил три зоны формирования современных пирокласти­ ческих отложений: 1) зона интенсивных пеплопадов; 2) зона умеренных пеплопадов; 3) зона слабых пеплопадов.

Интенсивность пеплопадов определяет генетические особенно­ сти почв и состав почвенного покрова. В зоне интенсивных пепло­ падов, где поступление пирокластического материала преобладает над процессами его переработки выветриванием и почвообразова-

нием, присутствуют исключительно специфические вулканические почвы; влияние вулканизма на почвообразование здесь выражено в максимальной степени. Для зоны умеренных пеплопадов, где накопление пирокластических отложений и процессы выветрива­ ния и почвообразования эквивалентны по своей интенсивности, характерно присутствие наряду со специфическими вулканически­ ми почвами и невулканических почв; закономерности зонального почвообразования здесь тесно переплетены с влиянием вулкани­ ческой деятельности и осложнены ею. В зоне слабых пеплопадов зональные особенности почвообразования преобладают, почвенный покров состоит из невулканических зональных почв, которые имеют лишь некоторые черты, обусловленные влиянием вулка­ низма.

Важно подчеркнуть, что почвообразование и выветривание на вулканических пеплах протекают параллельно в единой толще породы.

13.3. Особенности почвообразования на пирокластических породах

Преобладающим в составе пирокластических отложений мине­ ралом является вулканическое стекло, весьма податливое к вы­ ветриванию. Наряду с высокой дисперсностью отложений это обусловливает высокую интенсивность процессов выветривания.

При отложении пепел имеет кислую и сильнокислую реакцию, определяемую кислотными компонентами в его составе, в частности окисляющимися соединениями серы. Эти компоненты в условиях гумидного климата быстро выщелачиваются и на начальных ста­ диях выветривания освобождается большое количество оснований, что приводит к развитию нейтральной или щелочной реакции выветривающегося материала. На последующих стадиях выветри­ вания основания выносятся, что снова приводит к установлению кислой реакции. Процесс выветривания сопровождается потерей кремния и остаточным накоплением железа и особенно алюминия. Это приводит к тому, что отношение SiО2 /R2 О3 в вулканических почвах намного ниже, чем в невулканических. Освобожденные при выветривании первичных минералов породы гидроксиды алюминия

икремния взаимодействуют в растворе, образуя аллофан —

аморфный минерал (изоморфная смесь с общей формулой nА12О3 • mSiО2 • рН2О), господствующий среди вторичных минера­ лов в вулканических почвах. В результате кристаллизации аллофана образуются галлуазит и гиббсит, присутствующие в относитель­ но древних пирокластических отложениях. Молодые вулканиче­ ские пеплы и сформированные на них почвы содержат почти исключительно аллофан. Поскольку верхние горизонты вулкани­

226

Таким образом, для пирокластических отложений в гумидном климате характерен аллитный тип выветривания, в результате которого формируется кислая ненасыщенная аллитная кора вы­ ветривания, у которой наиболее выветрелыми являются нижние, самые древние слои. Иная обстановка складывается в вулкани­ ческих почвах, формирующихся в условиях аридного климата, где процессы выветривания идут по пути образования нейтральной или щелочной насыщенной (или карбонатной) коры выветривания с иным минералогическим составом.

Вулканизм оказывает существенное влияние на почвообразо­ вание, сообщая вулканическим почвам целый ряд специфических черт, обусловленных периодическим выпадением пирокластического материала, его своеобразными физическими и химически­ ми свойствами. Важнейшей из таких черт является полигенетичность вулканических почв. В их профиле присутствуют реликтовые признаки, погребенные горизонты, иногда погребенные профили. Это определяет полициклический характер почвенного профиля, который по образному выражению В. О. Таргульяна и И. А. Соколо­ ва (1964), состоит из нескольких вложенных элементарных профи­ лей. Периодические пеплопады обусловливают еще одну характер­ ную черту вулканических почв. В их профиле самые древние и наиболее измененные процессами почвообразования и выветрива­ ния горизонты расположены внизу, а самые молодые, наименее выветрелые и постоянно «омолаживающиеся» при пеплопадах — вверху.

13.4. Особенности вулканических почв

Профиль вулканических почв имеет сложное строение, их облик формируется при различном сочетании процессов выветри­ вания, с одной стороны, и отложения пирокластического материа­ ла, с другой. В зависимости от возраста профиль вулканических почв имеет строение А-С, А-АС-С либо А-Вm-С.

МОЩНОСТЬ профиля вулканических почв часто превышает 1 м, но, естественно, зависит от возраста отложения и его мощности, связанной с расстоянием от источника извержения. Гумусовый горизонт А вследствие высокого содержания гумуса имеет серый, темно-серый, иногда почти черный цвет. Граница между ним и метаморфическим горизонтом Вт, если он присутствует, очень четкая. Горизонт Вт имеет яркую окраску красноватого, желтого, оранжевого цветов. Характерно наличие переходных горизонтов и подгоризонтов в профиле. Строение профиля может осложнять­ ся процессами оподзоливания, оглеения и другими, приводящими к появлению соответствующих генетических горизонтов.

Плотность вулканических почв очень мала (0,6—0,8 г/см3 ), что имеет диагностическое значение при выделении вулканических почв. Вулканические почвы обычно слабо оструктурены, структур­ ные отдельности непрочны, однако хорошо выражена микрострук-