Лекция 1. Основы почвоведения (стр. 4 )

3. Органическое вещество и органические профили почв

Потенциальными источниками органического вещества почвы можно считать все компоненты биоценоза, которые попадают на поверхность почв или в толщу почвенного профиля и участвуют в процессах почвообразования. Органическое вещество (ОБ) — это совокупность живой биомассы и органических остатков растений, животных, микроорганизмов, продуктов их метаболизма и специфических новообразованных органических веществ почвы — гумуса (рис. 9).

В разных природных зонах запасы биомассы биоценозов неодинаковы. Наземный и корневой опад и продукты метаболизма высших растений дают основной материал, из которого формируется органическое вещество почв.

Гумусообразование (гумификация). Гумификация — сложный биологический и физико-химический процесс трансформации промежуточных высокомолекулярных продуктов разложения органических остатков в особый класс органических соединений — гумусовые кислоты: фульвокислоты, гуминовые кислоты и гумин.

Гуминовые кислоты (ГК) легко осаждаются водородом минеральных кислот и двух—трехвалентными катионами (Са2+, Mg2+, Fe3+, Al3+) из растворов. Гуминовые кислоты, выделенные из почвы в виде сухого препарата, имеют темно-коричневый или черный цвет, среднюю плотность 1,6 г/см3. Элементный состав гуминовых кислот в процентах по массе составляет: С — 50—62; Н — 2,8 — 6,6; О — 31—40; N — 2 — 6. Содержание углерода максимально в черноземах и уменьшается по мере продвижения в сторону гумидных и аридных почв. Молекула ГК имеет сложное строение.

Фульвокислоты (ФК) — группа гумусовых кислот, остающихся в растворе после осаждения гуминовых кислот. Это высокомолекулярные азотсодержащие органические кислоты. От ГК отличаются светлой окраской, более низким содержанием углерода, растворимостью в кислотах и способностью к кислотному гидролизу.

Негидролизуемый остаток — гумин — это совокупность ГК и ФК, прочно связанных с минеральной частью почвы, а также труд-норазлагаемых компонентов остатков растений: целлюлозы, лигнина, углистых частиц.

Распад органического вещества — сложный и длительный процесс частичного или полного превращения сложноорганизован-ных структур и молекул в более простые, в том числе в продукты полной минерализации (С02, NH3, H20 и др.).

Минерализация органического вещества — комплекс физико-химических и биохимических окислительно-восстановительных микропроцессов, приводящих к полному разложению органических остатков и собственно гумусовых веществ до конечных продуктов окисления — окислов и солей. Этот процесс — составная часть круговорота углерода, так как обусловливает освобождение и переход в доступную форму основных элементов минерального питания растений.

Комплексообразование и миграция продуктов гумификации включает процессы взаимодействия образующихся при гумификации органических кислот специфической (гумусовой) природы и неспецифических соединений с минеральной частью почвы, приводящие к ее частичной или полной мобилизации. Мобилизация минеральных соединений может происходить за счет образования истинных солевых растворов щелочных и щелочноземельных металлов, растворов комплексных соединений, или хелатов. При этом в качестве катиона, образующего комплексы, в основном выступают ионы железа и алюминия, а также коллоидные растворы — золи кремния и алюминия.

Часто мигрирующие органические и органо-минеральные вещества в пределах почвенного профиля закрепляются на различных биогеохимических барьерах процессами иммобилизации, например, надмерзлотное осаждение органических и органоминеральных соединений в почвах тундр и северной тайги.

Органические профили почв. В результате действия совместно протекающих биогенно-аккумулятивных процессов образуются однотипные (по запасам органического вещества, его распределению внутри и на поверхности почвы, степени разложения, типу гумуса и др.) сопряженные органогенные и/или органоминеральные зоны, которые принято называть органическими профилями почв.

Согласно данным и , все разнообразие этих профилей почв мира сводится к семи основным типам.

1. Аккумулятивно-детритовый — характеризует органогенные и органогенно-глеевые почвы в широком диапазоне биоклиматических условий: от тундр до тропиков (торфяные, торфяно-глеевые, лугово-болотные, маршевые, болотные и т. д.). Этот тип органического профиля характеризуется поверхностным накоплением слаборазложившегося ОВ, практически не связанного с минеральной массой почвы (торф), фульватного или гуматно-фульватного состава. Радиоуглеродный возраст ОВ — несколько тысяч лет. Запасы ОВ — более 30 кг/м2, но могут достигать и более 100 кг/м2.

2. Аккумулятивно-детрито-гумусовый — представлен в почвах хвойных северотаежных лесов (глееподзолистые торфянистые, подзолы железисто-гумусовые, торфянистые и т. д.). Для этого типа характерно как поверхностное накопление слаборазложившегося ОВ, так и внутрипрофильное бимодальное распределение гумуса с возможным его накоплением в иллювиальных горизонтах. Образующиеся специфические гумусовые вещества непрочно связаны с минеральной массой почвы через полуторные окислы железа и алюминия (мор, мор-модер фульватного или гуматно-фульватного состава). Время разложения и минерализации подстилки замедлено (первые сотни лет). Радиоуглеродный возраст гумуса иллювиальных горизонтов — 2—3 тыс. лет и более. Запасы ОВ средние — 10-15 кг/м2.

3.Аккумулятивно-изогумусовый — распространен в почвах степей, саванн, переменно-влажных лесов и редколесий (черноземы, коричневые, темно-каштановые, красно-коричневые и т. д.). Он характеризуется внутрипрофильным инситным накоплением О В при высокой степени его гумификации. Скорость разложения и минерализации подстилки — от нескольких лет до первых десятков лет. Образующиеся специфические гумусовые вещества прочно связаны с минеральной массой почвы через ионы Са2+ (мюлль, гуматного или фульватно-гуматного состава). Радиоуглеродный возраст — до нескольких тысяч лет. Запасы ОВ — 15 — 30 кг/м2, его распределение внутри профиля равномерно убывающее.

4.  Элювиалъно-иллювиалъно-гумусовый — характерен для почв боре-альных, суббореальных и субтропических лесных областей (дерново-подзолистые, серые лесные, буроземы типичные, желтоземы и красноземы и т. д.). Этот тип органопрофиля отличает накопление ОВ с высокой и средней степенью гумификации в основном в верхней минеральной части профиля и относительно слабое накопление на поверхности с последующим перемещением на некоторую глубину в пределах почвенного профиля (модер или мюлль с гу-матно-фульватным или фульватно-гуматным составом). Скорость разложения подстилки и обновления гумуса высокая — максимум десятки лет (радиоуглеродный возраст — современный или первые сотни лет). Запасы ОВ — 10—15 кг/м2; сосредоточены в верхней части органопрофиля при убывающем его распределении.

5.  Элювиально-гумусовый — встречается в основном в субтропических и тропических грунтово-глеевых подзолах. Характеризуется быстрым разложением непрерывно поступающего опада (в течение одного года). Образующиеся в небольшом количестве гумусовые вещества выносятся за пределы почвенного профиля без заметного в нем накопления (модер фульватного или гуматно-фуль-ватного состава). Запасы ОВ низкие — 5—10 кг/м2, с резко убывающим его распределением внутри профиля.

6.  Минерализационно-изогумусовый — представлен в почвах полупустынь, сухих степей, сухих саванн (светло-каштановые, красно-бурые, бурые, серо-бурые и другие почвы). В этом профиле при довольно значительном поступлении опада отсутствует его накопление вследствие быстрой минерализации отмерших растительных остатков как на поверхности, так и внутри профиля. Наибольшее количество специфических гумусовых веществ, связанных с минеральной массой (мюлль фульватно-гуматного или гуматно-фульватного состава), обновляется с высокой скоростью (радиоуглеродный возраст современный). Запасы ОВ низкие — 5—10 кг/м2.

7.  Безгумусовый — характерен для почв, формирующихся при низких температурах, сильном выдувании ветром, на бедных поч-вообразующих породах под разреженной растительностью (глее-вые тундровые мерзлотные, такыры, арктические пустынные, песчаные и т. д.). В этом типе органического профиля в результате очень малого поступления в почву растительных остатков практически отсутствуют органосодержащие горизонты. Малое количество гумуса (меньше 1 %), прочно связанного с минеральной массой почвы (типа мюлль-модер фульватного или гуматно-фульватного состава) более или менее равномерно распределено внутри профиля и обновляется с незначительной скоростью (радиоуглеродный возраст может достигать первых тысяч лет). Запасы ОВ очень низкие — менее 5 кг/м2.

4. Минералогический состав почв

Основную долю вещественного состава рыхлых почвообразующих пород, характерных для Северного полушария, таких, как моренные отложения, лессы, покровные и лессовидные суглинки, флювио-гляциальные пески и супеси, за исключением торфяных, образуют минеральные частицы. В зависимости от происхождения и размеров их подразделяют на две основные группы. Одну из них составляют зерна первичных минералов, перешедших в мелкозем из разрушенных плотных изверженных, метаморфических или осадочных пород, другую — тонкодисперсные частицы главным образом глинистых минералов, которые представляют собой продукт трансформации первичных минералов или новообразование в ходе выветривания и почвообразования.

Унаследованные минералы неслоистой структуры (первичные минералы) почти полностью сосредоточены в крупных фракциях, что обусловлено максимальными пределами их дробления при механических и температурных воздействиях. В рыхлых отложениях в составе первичных минералов доминирует кварц. По сравнению с плотными магматическими породами они содержат меньше полевых шпатов, пироксенов, амфиболов. Обусловлено это тем, что рыхлые почвообразующие породы представляют собой продукт многократного переотложения и длительного изменения материала плотных пород, протекающего под действием химических и биохимических агентов, что и приводит к относительному накоплению кварца.

Первичные минералы составляют 90 — 98 % массы мелкозема песков (50—80 % суглинков и 10—12 % глин). Не обладая поглотительной способностью, первичные минералы существенно влияют на формирование ряда свойств почв и даже на их генезис.

Унаследованные (первичные глинистые) и новообразованные (вторичные) слоистые алюмосиликатные минералы, в том числе глинистые, целиком сосредоточены в тонкодисперсных гранулометрических фракциях меньше 0,001 мм и представлены минералами групп каолинита, гидрослюд, смектита, монтмориллонита, смешаннослойных минералов, хлорита, а также минералами оксидов железа и алюминия, аллофанами, минералами-солями.

Несмотря на общие для всех глинистых минералов свойства (слоистое кристаллическое строение, высокая дисперсность и поглотительная способность) отдельные их группы могут существенно влиять на свойства почв.

Минералы группы каолинита — слоистые алюмосиликаты (рис. 10) с жесткой кристаллической решеткой. ЕКО не превышает 25 мг-экв/100 г почвы. Они не набухают. Содержание каолинита в почве обычно незначительно за исключением почв субтропической и тропической зон, а также почв на древних корах вьшетривания. К группе каолинита относится минерал галлуазит, отличающийся значительным содержанием межслоевой воды а также большей ЕКО (40-60 мг-экв/100 г).

Минералы группы гидрослюд — минералы группы иллита. Они представляют собой трехслойные алюмосиликаты с нерасширяющейся решеткой. ЕКО — 45 — 50 мг-экв/100 г почвы. Содержат значительное количество калия (6—8 % К20), частично усвояемого растениями. Гидрослюды широко распространены в осадочных породах и в разных количествах присутствуют почти во всех почвах, особенно в подзолистых и сероземах. К гидрослюдам близок минерал вермикулит с расширяющейся кристаллической решеткой и большей ЕКО (до 100 мг-экв/100 г почвы).

Минералы группы смектита— минералы, характеризующиеся трехслойным строением с сильно расширяющейся при увлажнении кристаллической решеткой. Поэтому они способны поглощать воду и сильно набухать. Смектиты сильно дисперсны (содержание фракций менее 0,2— 0,3 мкм достигает 40—50% от общего количества частиц менее 0,001 мм). ЕКО 80-120 мг-экв/ 100 г почвы. Минералы этой группы чаще свойственны почвам, имеющим нейтральную и слабощелочную реакцию — черноземного и каштанового типов, солонцам. Смектита много в слитых почвах и некоторых почвах ферраллитного состава.

Группа смешаннослойных минералов — минералы, наиболее распространенные в почвах умеренного и холодного гумидного климата, а также в почвах арктического пояса, где они на 30 — 80% представлены этой группой. К ним относятся: гидрослюда — монтмориллонит, хлорит — вермикулит, глинистые минералы группы хлорита.

Минералы гидроксидов железа и алюминия представлены гематитом и гетитом из минералов группы железа и гиббситом, бёмитом из минералов группы алюминия. Доминируют в иллювиальных горизонтах желтоземов, красноземов, ферраллитных, железистых и подзолистых почв экваториального гумидного пояса.

Аллофаны — самостоятельная группа минералов. Образуются они при взаимодействии кремнекислоты и гидрооксидов алюминия, высвободившихся при разрушении первичных минералов, а также из золы растительных остатков. Типичны для вулканических почв, особенно зон тропического пояса (андосолей).

Минералы-соли характерны для почв аридных и семиаридных зон. Представлены карбонатами — кальцитом, доломитом, содой, гипсом, ангидритом, мирабилитом.

5. Химические свойства почв

Почва наследует химический состав коры выветривания. Однако при влиянии на кору выветривания живого вещества химический состав ее существенно изменяется. Если представить себе почву в общем виде как систему атомов химических элементов, то эта система будет практически полностью состоять из атомов кислорода и кремния.

Поскольку основная масса почвы, за исключением гумуса и органических остатков, представлена минеральными частицами, валовой химический состав почвы в основном определяется составом и количественным соотношением формирующих ее минералов.

Химические элементы в почва. Кремний — определяется содержанием в почве кварца и в меньшей степени первичных и вторичных силикатов и алюмосиликатов. В ряде случаев присутствует и в больших количествах аморфный кремнезем в виде опала или халцедона, генезис и накопление которых в почве связаны с биогенными (опаловые фитолита-рии, панцири диатомовых водорослей) или гидрогенными (окрем-нение) процессами. Валовое содержание Si02 колеблется от 40 до 70 % в глинистых почвах и до 90 — 98 % в песчаных.

Алюминий — обусловлен присутствием полевых шпатов, глинистых минералов и других богатых алюминием первичных минералов, например слюд, эпидотов, граната, корунда. В почве может содержаться и свободный глинозем в виде бёмита, гидраргилита в аморфной или кристаллической форме. Валовое содержание А1203 в почвах обычно колеблется от 1 —2 до 15 —20 %, а в ферраллитных почвах тропиков и бокситах может превышать 40 %.

Железо — присутствует в почвах в составе первичных и вторичных минералов как компонент магнетита, гематита, глауконита, роговых обманок, биотита, хлоритов, глинистых минералов, минералов группы оксидов железа. Много в почвах и аморфных соединений железа (гетит, гидрогетит и др.). Валовое содержание Fe203 колеблется в очень широких пределах — от 0,5— 1 % в кварцево-песчаных почвах и 3 — 5 % в почвах на лессах до 8—10 % на элювии плотных ферромагнезиальных пород и 20—50% в ферраллитных почвах и латеритах тропиков. Наблюдаются и железистые конкреции и слои.

Соединения железа в почве представлены в следующих формах:

1)  силикатное железо, входящее в состав кристаллических решеток первичных минералов и вторичных (глинистых) минералов;

2)  несиликатное {свободное) железо: окристаллизованное (слабо или сильно) оксидов и гидрооксидов; аморфных соединений (железистых и гумусово-железистых); подвижных соединений (обменных и водно-растворимых).

Кальций — содержание СаО в бескарбонатных суглинистых почвах составляет 1 — 3 % и определяется присутствием глинистых минералов тонкодисперсных фракций, а также гумусом и органическими остатками, в связи с чем наблюдается тенденция к биогенному обогащению кальцием верхней части профиля. Кальций содержится также в обломках карбонатных пород.

В почвах сухостепной и аридной зон в процессе почвообразования идет накопление вторичного кальцита или гипса. Много кальция аккумулируется в почвах гидрогенным путем вплоть до образования известковых или гипсовых кор.

Магний — по содержанию близок к СаО, что обусловлено присутствием монтмориллонита, вермикулита, хлорита. В крупных фракциях магний сосредоточен в обломках доломитов, роговых обманок, пироксенах. В почвах аридной зоны много магния аккумулируется при засолении почв в виде хлоридов и сульфатов.

Калий — содержание К20 в почвах составляет 2—3 %. Он присутствует в тонкодисперсных фракциях, особенно в гидрослюдах, а также в составе первичных минералов — биотита, мусковита, калиевых полевых шпатов. Калий — чрезвычайно необходимый для растений элемент (рис. 11).

Натрий — содержание Na20 в почвах составляет около 1 — 3 %, преимущественно в натриисодержащих полевых шпатах. В аридных почвах натрий присутствует в основном в виде хлоридов. Дефицита натрия в почвах, как правило, не наблюдается, но его избыток обусловливает неблагоприятные физические свойства почв.

Титан, марганец и сера — присутствуют в почвах в ограниченном количестве.

Углерод, азот, фосфор — важнейшие органогены. Углерод сосредоточен главным образом в гумусе, а также в органических остатках и карбонатах. Азот также связан с гумусом и наряду с фосфором играет очень важную роль в плодородии почв. В почвах, как правило, наблюдается дефицит фосфора, его валовое количество незначительно и в основном его содержат гумус и органические остатки.

Микроэлементы — никель, кобальт, цинк, медь, свинец, литий и др. — присутствуют в почвах в небольших количествах. Однако дефицит или избыток любого из них негативно отражается на выращиваемых сельскохозяйственных культурах.

Кислотность и щелочность почв

Попадая в почву, атмосферная влага начинает растворять минеральные и органические вещества, взаимодействовать с почвенными коллоидами, с живыми организмами почвы, почвенным воздухом и превращаться в раствор.

Почвенные растворы представляют собой подвижную систему; состав их изменяется по мере того, как они перемещаются из одного почвенного горизонта в другой. Концентрация и состав растворенных веществ обусловливают ту или иную реакцию почвенного раствора, которая определяется соотношением свободных ионов Н+ и ОН" в почвенном растворе.

Концентрация свободных ионов Н+ выражается рН — отрицательным логарифмом концентрации {активности) водородных ионов. рН чистой воды равен 7, что свидетельствует о нейтральной реакции. При увеличении концентрации водородных ионов значения рН понижаются, а при уменьшении концентрации — повышаются. Значения рН ниже 7 указывают на кислую реакцию почвенного раствора, а выше 7 — на его щелочную реакцию.

Величина рН характеризует так называемую актуальную кислотность, или щелочность, почвы. Актуальной кислотностью называется кислотность почвенного раствора. Выделяют также потенциальную кислотность, характерную для твердой фазы почвы. Она имеет сложную природу. Ее носители — обменные катионы Н+ и А13+ почвенных коллоидов. В зависимости от характера вытеснения различают две формы потенциальной кислотности — обменную и гидролитическую.

Обменная кислотность проявляется при обработке почвы раствором нейтральной соли. В результате реакции обмена часть катионов нейтральной соли поглощается твердой фазой почвы, а взамен ее в растворе появляется эквивалентное количество ионов водорода и алюминия, находившихся в адсорбированном состоянии.

При обработке почвы раствором нейтральной соли вытесняются не все поглощенные ионы водорода. Более полное вытеснение ионов водорода возможно при обработке почвы раствором щелочной соли сильного основания и слабой кислоты. При этом кислотность называется гидролитической и она выше обменной.

Степень насыщенности почв основаниями — это количество обменных оснований (обычно Са и Mg), выраженное в процентах отЕКО: V = S • 100/Е = S • 100/(S + Н), где V - степень насыщенности основаниями (%); S — сумма обменных оснований, Е — емкость катионного обмена; Н — гидролитическая кислотность 1(ммоль(+)/100 г). I

Таким образом, ненасыщенность почв основаниями есть разница между ЕКО при избранном значении рН и содержанием в 3почве обменных оснований. J

Для сельскохозяйственных растений наиболее благоприятна 1 слабокислая или слабощелочная реакция почвенного раствора; I отрицательно сказываются на развитии растений сильнокислая и особенно сильнощелочная реакция. С реакцией почвенного раствора связаны процессы превращения компонентов минеральной и органической частей почв: растворение веществ, образование осадков, возникновение и устойчивость комплексных соединений, а следовательно, миграция и аккумуляция веществ в почвенном профиле.

В многолетней практике лабораторных исследований почв приняты следующие значения рН для определения степени кислотности или щелочности почвы: 3,0 — 4,5 — сильнокислые; 4,6—5,0 — кислые; 5,1 — 5,5 — слабокислые; 5,6—6,0 — близкие к нейтральным; 6,1 — 7,0 — нейтральные; 7,1 — 7,5 — слабощелочные; 7,6— 8,5 — щелочные; 8,6 и выше — сильнощелочные.

5. Гумус, карбонаты и водно-растворимые соли

Гумус определяют по содержанию в нем углерода С. Для этого почву сжигают или окисляют какой-либо сильной кислотой. Углерод при этом сгорает и по разнице между исходной и прокаленной массой почвы узнают количество углерода.

При определении содержания гумуса в почве можно руководствоваться следующими цифрами: очень высокое — больше 10 %; высокое — 6—10%; среднее — 4—6%; низкое — 2—4%; очень низкое — меньше 2 %.

Карбонаты. Содержание в почве углекислых солей кальция и магния (карбонатов) узнают путем определения в ней С02. Общеизвестно, что соли обладают разной степенью растворимости. Наиболее труднорастворимы углекислые соли, или карбонаты, среднерастворимы сернокислые соли, легкорастворимы хлоридные соединения.

Исходя из этого, можно сделать вывод, что если в почве нет карбонатов, то, несомненно, отсутствуют сульфаты и хлориды как наиболее подвижные.

Водно-растворимые соли определяют в водной вытяжке, которая характеризует качественный и количественный состав почвенного раствора. Сама водная вытяжка представляет собой как бы искусственно приготовленный почвенный раствор. Данные анализа водной вытяжки выражают в процентах или миллиграмм-эквивалентах (ммоль(+)/100 г) данного элемента. В засоленных почвах количество и состав солей варьируют в широких пределах. Критерии для отнесения засоленных почв к той или иной группе по степени и типу засоления приведены в табл. 14. По величине плотного остатка и распределению его в профиле почвы судят также о солончаковатости почвы. За критерий принято содержание солей в количестве не менее 1 %. Если в пределах 0 — 30 см солей не менее 1 %, то почва солончаковая; на глубине 30—80 см — солончаковатая; в пределах 80—120 см — глубоко солончаковая; глубже 120 см — незасоленная.

Группы почв по степени и типам засоления (содер. солей, % от массы абсолютно сухой почвы): Слабозасоленные, Среднезасоленные, Сильнозасоленные, Очень сильнозасоленные

6. Физические свойства почв

Физические свойства почв чрезвычайно важны и во многом определяют самое основное их свойство — плодородие. Почва — гетерогенная система, в которой соотношение и взаимодействие твердой, жидкой и газовой фаз обусловливают состояние почвенного раствора, аэрацию, теплоемкость, теплопроводность, прочность, пластичность, вязкость и липкость почвы и в конечном счете — характер питания растений и уровень плодородия.

Твердая фаза служит матрицей почв. Наряду с жидкой фазой она наиболее подробно изучается для анализа ведущих показателей — гранулометрического состава, структуры, плотности и порозности. Плотность почв — функция многих факторов, из которых наиболее существенны ее гранулометрический и минералогический состав, характер структуры и степень агрегированности почвы в целом. Показатель плотности дает представление о соотношении твердой фазы почвы и пустот в ней. Различают два вида плотности почвы: D — плотность твердой фазы, или удельная масса, почвы и Dv — объемная масса почвы.

Плотность твердой фазы представляет собой интегрированную плотность всех компонентов твердой фазы — обломочных, глинистых, новообразованных минералов и органических соединений. Плотность обломочных минералов (кварц, полевые шпаты) равна 2,5 — 2,7 г/см3; плотность глинистых минералов — 2,6 г/см3. Так как плотность перегноя значительно меньше (1,4—1,8 г/см3), чем плотность минеральной массы, то и плотность горизонта А1 почв ниже, чем горизонтов В и С. Плотность твердой фазы определяется как отношение массы сухого вещества почвы М к единице ее истинного объема — Vs (D = M/Vs).

Объемная масса характеризует массу сухого вещества почвы М, находящуюся в единице ненарушенного естественного сложения ее объема V (Dv = M/V). Так как почва рыхлое тело, то ее объемная масса значительно отличается от плотности твердой фазы. В верхней части профилей почв она равна 0,8—1,2 г/см3, а в нижних увеличивается до 1,3—1,6 г/см3.

Зная плотность твердой фазы почвы и объемную массу почвы, можно определить суммарный объем всех пор и пустот между частицами твердой фазы почвы в единице объема. Эта величина называется порозностью (скважностью) почвы и вычисляется в процентах от объема почвы по формуле: Р = (D - Dv/D)100 % или Р = = (V - Vs/V)100 %. Порозность в верхних горизонтах почвы обычно составляет 55 — 70%, в нижних — 35 — 50%.Переуплотнение почв при величине объемной массы свыше 1,2— 1,3 г/см3 негативно сказывается на сельскохозяйственных культурах.

ЛЕКЦИЯ 3 ПРОЦЕССЫ И РЕЖИМЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ

1. Выветривание и почвообразование

2. Формирование коры выветривания и почв.

3. Процессы почвообразования

4. Свойства и формы почвенной влаги

5. Тепловой режим почв

6. Номенклатура, таксономия и диагностика почв

1. Выветривание и почвообразование

Почвообразование — сложный природный процесс образования почв, их развития, функционирования и эволюции под воздействием комплекса факторов почвообразования. На первых стадиях процесса с поселением живых организмов на поверхности горных пород или продуктах их выветривания и переотложением первичный почвообразовательный процесс по существу совпадает с выветриванием, и формирующаяся почва физически совмещена с корой выветривания. Затем выветривание и почвообразование разделяются в пространстве и времени, а почва формируется лишь в самой верхней зоне коры выветривания горных пород, часто после ее образования и переотложения.

Необходимо иметь в виду, что в далекий абиотический период развития Земли выветривание происходило без почвообразования, т. е. на земной поверхности существовали коры выветривания, но не было почв. Отсутствовал один из важнейших факторов почвообразования — биогенный. Для разделения понятий «кора выветривания» и «почва» определим суть различий и сходства между ними.

Кора выветривания — часть поверхностного покрова суши, в котором ее скелетом являются топографически не смещенные продукты гипергенного изменения вещества материнских пород. В предложенном определении кора выветривания противопоставляется всему комплексу осадочных отложений как образований, возникающих за счет материала, топографически смещенного относительно источников сноса (по ). Характерные признаки коры выветривания — наследование структурно-текстурных признаков материнской породы, а также ее профильное строение. Горные породы, слагающие геологическое тело коры Основанием для этого служат качественные различия процессов, обусловливающих их развитие.

Таких главных качественных различий три.

1. Любой почве свойственны химические реакции взаимодействия органических кислот с минеральной составляющей литосферы, нередко приобретающие характер полного растворения.

2.Лишь часть химических элементов, которая перешла в раствор, не подвергается влиянию корневой системы растений, причем большая часть из них захватывается корнями растений и входит в зольный состав их тканей. Затем они снова поступают в почву. Почва, таким образом, та часть коры выветривания, которая активно вовлечена в биогеохимический круговорот вещества и энергии.

3. Биологический и биохимический характер процессов, свойственных почве, ограничен глубиной проникновения продуцирующихся в верхней части почвенного профиля гумусовых веществ. Гумусообразование и биохимические реакции органических кислот с минералами материнских субстратов обладают качественным своеобразием лишь в пределах первых десятков сантиметров. Ниже границы полной минерализации продуктов органического распада и синтеза — на глубине 2—5 м от дневной поверхности выветривание не зависит от воздействия продуктов жизнедеятельности и контролируется главным образом гидротермическим режимом ландшафта.

Таким образом, почва и подстилающие ее горизонты коры выветривания — взаимосвязанные образования. В то же время содержание процессов формирования почвенных и подпочвенных горизонтов различается, что позволяет рассматривать их как две основные генетические зоны (, 1934; , 1964; , 1973; , 1966; , 1991, 1994). В дальнейшем будем называть их почвенной (или собственно почвой) и сапролитовой зонами, а основные горизонты сапролитовой зоны сверху вниз — литомаржем и сапролитом.

Образование почв и коры выветривания составляют суть следующих основных процессов выветривания: морозного, температурного, гидратационного и биохимического.

1. Морозное выветривание — это дезинтеграция горных пород под воздействием расклинивающего действия замерзающей воды и других физических и физико-механических процессов, связанных с промерзанием и льдообразованием. Этот тип выветривания характерен для ландшафтов тундр и лесотундр, отличающихся суровыми климатическими условиями, многолетней мерзлотой и обусловленным ею избыточным поверхностным увлажнением. Частые переходы температур через точку замерзания воды приводят к образованию глыбового элювиального материала с небольшой примесью мелкозема. Размер глыб колеблется от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров в диаметре. Возможная мощность коры выветривания, образованной морозным выветриванием, определяется глубиной сезонного промерзания-оттаивания и может достигать 10—15 м от поверхности.

2. Температурное выветривание — механическая дезинтеграция горных пород под действием теплового расширения и сжатия ее минеральных компонентов. Этот тип выветривания проявляется в ландшафтах пустынь умеренных и тропических термических поясов, а также в ландшафтах нивального пояса высоких гор, холодных пустынь, полупустынь и сухих саванн в условиях непромывного и аридного режима увлажнения.

Температурные колебания в консолидированных горных породах приводят к возникновению элювия с частицами разной размерности: а) щебенчатого в пределах одного или нескольких сантиметров (кристаллические сланцы, мраморы, кварциты, порфириты); б) пылеватого и глинистого в пределах десятых и сотых долей миллиметра. Возможная максимальная мощность коры выветривания, образованной температурным выветриванием, ограничивается глубиной суточных температурных амплитуд, т. е. одним метром.

Однако все перечисленные процессы не вызывают механические напряжения, способные привести к дезинтеграции рыхлых субстратов. Согласно данным , механические свойства этих субстратов изменяются благодаря гидратации-дегидратации и «солевого» температурного выветривания в результате расклинивающего действия кристаллизующихся солей.

3. Гидратационное выветривание — это дезинтеграция горных пород расклинивающим действием адсорбированных пленок воды. Адсорбция водных пленок препятствует смыканию трещин и примногократном повторении деформаций приводит к полному разрушению породы. Этот тип выветривания может происходить в любой климатической зоне, но самостоятельное значение приобретает в ландшафтах степей, лесостепей, аридных редколесий, сухих кустарников, типичных саванн. Он осуществляется в условиях непромывного режима увлажнения или дефицита влаги. Элювий отличается тонким механическим составом с преобладанием дресвы и фракций песка и глины. Возможная мощность коры выветривания, образованная гидратационным выветриванием, определяется сезонными температурой и влажностью.

4. Биохимическое выветривание происходит по законам растворения. Этот тип выветривания — основной процесс в гумидных ландшафтах всех термических поясов Земли, т. е. в зонах, где удаляются продукты разрушения. Элювий отличается дресвяно-глинистым и глинистым составом. Механизм и продукты химического выветривания определяются свойствами воды (диэлектрическими, диссоциационными, окислительно-восстановительными и др.), гумусовых веществ и структурой взаимодействующих с ними минералов.

2. Формирование коры выветривания и почв.

Трансформация горной породы в кору выветривания происходит под действием зональных биоклиматических и азональных геолого-тектонических факторов. Зональные факторы через основные процессы выветривания обусловливают характер и интенсивность воздействия непосредственных агентов преобразования горной породы в ее элювий. Они направляют процесс возникновения современных кор выветривания определенного типа.

Уже в процессе выветривания горные породы приобретают ряд свойств, существенных для формирующихся из них почв. В процессе почвообразования эти свойства получают дальнейшее развитие. Рухляк выветривания (элювий горной породы) служит благоприятным субстратом для поселения низших и высших растений и связанной с ними фауны и, соответственно, для интенсивного развития почвообразования.

В процессе почвообразования каждая почва проходит ряд последовательных стадий, направление, длительность и интенсивность которых определяются конкретным комплексом факторов почвообразования и их эволюцией в каждой точке земной поверхности.

Стадия начального почвообразования носит название первичного почвообразования, обычно длительна по времени и охватывает почвообразованием небольшую по мощности зону субстрата. При этом процесс роста плодородия замедлен, а профиль в слабой степени дифференцирован на генетические горизонты.

Стадия развития почвы протекает с нарастающей интенсивностью, охватывая все большую толщу почвообразующей породы вплоть до формирования зрелой почвы с характерным для нее профилем и комплексом свойств. К концу этой стадии процесс постепенно замедляется, вернее, приходит к некоторому равновесному состоянию, определяемому комплексом и стабильностью во времени факторов почвообразования. Наступает стадия равновесия — климаксное состояние), длящееся неопределенно долго. В этом состоянии поддерживается более или менее постоянное динамическое равновесие со средой, т. е. с существующим комплексом факторов почвообразования.