Бесплатный автореферат и диссертация по биологии на тему

Генезис, эволюция и диагностическая микроморфология почв водно-аккумулятивных равнин аридной зоны

ВАК РФ 03.00.27, Почвоведение

Автореферат диссертации по теме "Генезис, эволюция и диагностическая микроморфология почв водно-аккумулятивных равнин аридной зоны"

РГВ ий

Московский ордена Ленина, ордена Октябрьской революции и ордена Трудового Красного Знамени Государственный Университет им. М. В. Ломоносова

Факультет почвоведения

На правах рукописи

Федоров Ким Николаевич

ГЕНЕЗИС, ЭВОЛЮЦИЯ И ДИАГНОСТИЧЕСКАЯ МИКРОМОРФОЛОГИЯ ПОЧВ ВОДНО-АККУМУЛЯТИВНЫХ РАВНИН АРИДНОЙ

ЗОНЫ

Специальность 03.00.27 — почвоведение

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора биологических наук

Москва 1993

Работа выполнена на кафедре географии почв факультета почвоведения Московского Государственного университета имени М. В. Ломоносова

Оффициальные оппоненты:

доктор сельскохозяйственных наук профессор С. В. Зонн

доктор сельскохозяйственных наук профессор Н. Г. Минашина

доктор биологических наук профессор А. П. Травлеев

Ведущее учреждение:

Прикаспийский институт биологических ресурсов

Защита состоится « » 1993 г. в 15 час. 30 мин. на заседа-

нии специализированного совета Д. 053.05.31 при Московском государственном университете им. М. В. Ломоносова в аудитории М-2. Москва, Ленинские горы, МГУ, факультет почвоведения.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке факультета почвоведения МГУ.

Автореферат разослан « _ » _ 1993 г.

Отзывы на автореферат в двух экземплярах, заверенные печатью, просим присылать по адресу: 119899 Москва, ГСП, Ленинские горы, МГУ, факультет почвоведения, ученому секретарю совета

Ученый секретарь специализированного совета доктор биологических наук

профессор Л. А. Лебеде»»

ОВДАЯ ЯАРАКТЕРЙСТККА РАВОТИ

Аятуагакаста тхшзрръаякИ. Научную основу естествознания составляют концепции возникновения, развития и эволюции оргами-ческого и неорганического мира. Этсперкменталзь нал и научная обоснованность этих концепций является наиболее точным критерием оценки состояния и достижений естествознания в целом и его основных разделов в равные периоды истории развития науки.

Б полной мере это относится и к почвоведении как фундаментальному разделу естествознания. Концепции генезиса, развития и эволюции почв как самостоятельных Сиокосных тел природы составляют научную основу почвоведения.

Водно-аккумулятивные равнины являются чрезвычайно благоприятными территориями для изучения генетически сопряженного образования, развития и эволюции почв, рельефа и почгообразущих пород. Ка их береговых окраинах можно вивуально наблздать основные закономерности формирования суши, ее литолого-геоморфологического строения, почвенного и растительного покрова. Поэтому разработка эволюционно-генетических проблем всегда Виза характерна при изучении почв водно-аккумулятивных равнин (Герасимов Я.П., Ковда В.А., Зонн C.B., Егоров В.В., Минеиина Н.Г., Бороаский В.М., Геннадиев А.П., Демкин В.А., Иванов И.В., Панкова Е.И., Аханов Ж.М. я другие).

Обширные дельты юлных рек являются основными оазисами орошаемого еемледелия и производства значительного количества сельскохозяйственной продушу™ многих стран.

В связи с усилением антропогенного опустынивания многие водно- аккумулятивные равнины аридных областей превращены а регионы экологического бедствия - Приаралье, Поволжье, Прикаспийская низменность и другие.

В совокупности все это делает изучение географии, генезиса, эволюции и экологического состояния почв рассматриваемых территорий актуальным и знач!мым как в научном так и прикладном отношении.

Оскоплие цоля н сода*ni всслздааоний. Разработка методологии

изучения географии, генезиса и эволюции поча водно-аккумулятивных равнин семиаридной и аридной зон на основе их ландшафтного дитолого-геоморфологического и геохронологического районирования (на примере Западного Прккаспия).

- г -

Ивучениэ сингенееа и синхронной генетически сопряженной эво-лвции рельефа, пород водно-аккумулятивных равкин с момента образования наеемного почвенного покрова (побережья морских и аллювиальных равнин) до территорий равнин с возрастом около 10 тыс. лет. Определение места и роли почвообразования в система экзогенных процессов.

Равносторонне комплексное изучение почв на аволюционно последовательных стадиях, этапах и циклах формирования почвенного покрова аллввиалькых и морских равнин.

Разработка комплексной диагностики почв к процессов почвообразования на водно-аккумулятивных равнинах.

Использовалась целостная система катодов соЕреыекного почвоведения. Для реаеккя основных вадач работы наиболее информативными были методы дистанционного еондирования, крупномасштабного картогра£ирования почв на основе аэрофотокосыических материалов, ыорфо-мевомикроыорфологичвский анализ, определение биологической активности и гумусового состояния почв.

Реконструкция палеогеографических условий формирован»«! почвенного покрова водио-аккукулятивк^х равкиа проводилась путей сопоставления топографических и почвенных ■ карт разных периодов кагогоааеикя, изучения аарофатокосмических материалов, обобщения археологической, исторической, палеогеографической литература и изучения погребенных поча.

(К3ьг.яти ноояздоаовкв. Осковм&о! объектами исследований Оь^си почвы Западного Прикаспия б пределах киеизаного Дагестана, восточного Ставрополья и вдной Калшкии. На этой обширной территории около 30 лет автором лично и под его научным руководством разра-Оатывалиоь принципы И катоды научениа и диагноотика поча х,од-ко-аккуыуляхивкых раании, проведено почвеккоэ, дггаяагф-геаыэрфэ-логическоз н гвахрананагичосков районирование, крупнашсихабкгх} картографирование поча, Басолет« и огромалксратквного ооотояяка ороааемшс и целинных ыаосивов вемэдь; при развой кктеноязЕостк опустынивания п адтроиогэккой деградации, иоучэкд шшхрзвкы, гй~ ватвчвски сопряженная оовмеотная аволжщкя поча, рельефа и пород о момента образования наземного почмэшюго по.чроаа и ка ваек послз-дугаща стадиях его форыяроавшя а предала» голоцзка.

Устаковлешше ка втой территории вакоиомвриооти а особенности гвыевкса, эгоЕвцик и свойств почв водно-аккумулятщншх раакин УТОЧНЯЛИСЬ в дополнялись исследованиями почв других рагцоиов

аридных областей и сопредельных с ними территорий - Призэовья, долин Лона и Западного Маиычз (Ростовская область), дельты Кубани (Краснодарский край), Северного и ¡Одного Казахстана (Павлодарская н Чимкентская облаотл), дельт и долин Мургаба (Узбекистан), предгорных равняй Копзтдага (Туркмения), прНоверккх равнин Монголии, дельты Нила (Египет).

гашгяияа. Лдадпзфти водно-аккумулятивых равнин формируются а процессе тесного сингенеза и сопряженной эволюции почв, рельефа и пергд при ведущей роли почвообразования.

Почвенный попрев годно- аккумулятивных равнин является сложной дкнаадгаей го времени и пространство системой полигенних и

ПОЛИ!фОН!Ш,Ч 'T04U.

Эйслышш почл голоцчношх равнин семиаридных и аридных областей пвллэтея дискретной полицикялчной и многостадийной.

Гидроморфше почвы водно-аккумулятивных равнин тлеют отчет-ЛИЕНЭ .1,Л!8Н£КИ ГС'СГра^ИЧеСКОЙ ВОНаЛЬНОСТИ. Они, ÍC.EK и автеморфнке почий, географически зональные природные обравояания.

Предметом выиты татке являются принципы и методы почвенного, ллтолого-геоморфологического я геохронологлчэского районирования зод:го-&ккумул;1тивных разнил, кап научно-методическая основа изучения географии, генезиса, эволюции, рационального использования и охрани ночи аридных областей; комплексная диагностика почв и ЕеяуЕцк процессов почвообразования аридной боны.

Лаучнпя теорэтупес.чая и пргжетгчссися ккчккизта.

В практике почвенных исследований впервыз разработаны я иа примере Западного Прикаспия реализованы принципы и методы почвенного, лктодого- геоморфологического и геохронологического районирования , как научно-методической оснозы изучения географии, генезиса, эволюции, опустынивания, рационального использования и охрани почв водно- зккумулятианых равиин аридной зонн.

Изучена сопряленная эволяция и обравовашк почв, рельефа я пород с момента формирования наземного почвенного покрова (береговая линия Каспийского коря) и на всех последующих стад:их его развития я пределах голоцена.

По единой программа с использованием системы методов в сопряженной эволяционно-генетической последовательности изучены генезис, эволюция, отроение и вещественный состав почв на всех основных этапах формирования почвенного покрова водно-аккумулятив-

них равнин семиаридных и аридных областей на примере Западного Прикаспия.

Разработана и реализована микроморфологическая диагностика подводных, болотных, луговых, погребенных, светло-каштановых, бурых пустынно-степных почв, солончаков и солонцов водно-аккумулятивных равнин аридной воны и сопредельных территорий.

Впервые установлена дискретная полицшсличная многостадийная эволпция почвенного покрова, тесный сингенав и генетически сопряженная эволюция почв, рельефа, пород при ведущей роли почвообразования, коренное преобрааование почвенного покрова и литоло-го-геоморфодогического строения водно-аккумулятивных равнин на солончаковой стадии эволюции в результате интенсивного дефляционно-аккумулятивного солончакового литогеоаор#огенеза.

Методология и диагностика почв попользовались при производственном крупномасштабном картографировании почв, их засоления и агромелиоративного состояния, для создания земельного кадастра, при разработке мероприятий по рациональному исполъвоезнко а охране вемзльныч ресурсов, при проектировании новых и реконструкция старых дреналию-орооительпых систем Республики Дагестан.

- Материалы исследований попользовались Е учебном процессе факультета почвоведения МГУ им. М.В.Ломоносова п на факультете повышения квалификации сотрудников ГОШ и ВУЗов страны при МГУ.

Апройгщуы работе. Материалы, еошодшиэ в диссертацию докладывались на X и XI Международных конгрессам почвоведов (Москва, 1974; Монреаль, 1970), на международных конференциях по методологии оцонка икологичоокого состоят!« пркрадии;; ресурсов Монголии (Пуцино, ÍQ90; Улан-Багор, 1990), «а IY.Y,YI,Y11,Y111 съобдш; Ваоссаопого с&щеотсз г.ачвоаедоз (Алма-Ата, 1971; Минск, 1977; Тбилиси( 1081¡ Т£-ш;энт 1С35; Новосибирск, 1383), на нсеоовзных ссаеирниях и конференциях по шлпорацни ««соленных вомоль (Кквлкр, 1932,1Q74; Махачкала, 1980, 1QSQ), комплексному освоении и охране акосистеи пустынь СССР (АтхаЗад, 1981, 1934), по эволюции г.оче а голоцане (Пугцшо, 1934), природному и сельскохозяйственному районировании СХЗСР (Москва, 1975, 1981, 1237), микроморфологии почв (Тарту, 1983), биологической диагностика к индикации почв (Москва, 1376)., использованию аэрофотоматеркаков для целей производственного картирования земель (Москва, 1SBQ), совершенствовании диэтаиционных методов (Москва, 1987), изуч&шш и охране почв реч-

i!íx< долин и дельт (Москва, 1934), а также на ваоедамиях Ученых-Осиетов факультета почвоведения МГУ, заседаниях микроморфологической ¡«эмиссии ВОП.

По теме диссертации опубликовано 110 работ. Автором совместно с другими специалистами создано 218 тематических крупномасштабных карт (почвенных, засоления, мелиоративных, агропроиэводс-твенных) с пояснительными текстами к ним ДСП. _

Структура и объем работы. Диссертация изложена на страницах машинописного текста,состоит из введения,2-х Частей,включающих 10 глав,заключения,имеет таблицы, 'рисунка, цветных фотографий Л списке литературы работы,в том числе - па иноотрь'тмх языках.

С глуоикии уважением автор благодарит академика РАН Глеба Всеволодовича Добровольского за помощь в выполнении работы.

СОДЕРЖАНИЕ РЛЕОТЫ.

1.1. Актуальный проблема кзучекяя поча всдно-аккумулятивных раяшга сридноЯ пони.

Общие закономерности географии, генезиса и эволюции почв водно-аккумулятивных равнин аридных областей и сопредельных о ними Территорий относительно подробно изучены. Они отражены во многих почвенных юртах, в большом числе статей и з ряде крупных обобщающих работ (Зонн, 1930-1940; Ковда, 1937, 1940, 1973; Плюс-нин, 1938; Летуной, 1942; Волобуев, 1953; Богданович, 1955; Вла-дыченский, 195Ь; Агсимцев, 1Ц57; Егоров, 19Б9; Лобова, i960; Ближний, 1971;'Еолышев, 1972; Глазовская, 1972, 1973; Минашина, 1974; Дешетн, Иванов, 1985; Аханов, 1987; Ивалоа, 1988; Панкова, 1988 и. другие).

Наряду с установленными закономерностями развития почвенного покрова водно-аккумулятивных равнин аридных областей существует и ряд дискусси' чных вопоросов географии, генезиса и эволюции почв этих территорий. Особенно дискуссионным является вопрос о связующем звенэ почв между гидроморфным и автоморфным почвообразованием при эволюции почвенного покрова. В пустынях к ним причисляется сразу несколько почв - сероземы (Розанов, 1951), серо-бурые (Егоров, 1559; Лобова, i960; Кимберг, 1969), такырные (Шувалов, 19С6) и пустынные песчаные (Минашина, 1963, 1974).

•Не менее спорным является установление эволюционной сопряженности и генетической приемственности в разных типах ландшафтов ■

гидроцорфного ряда эволюции поча: подводные —Оолопша —луго-ьыо—оолончаки(луго1Ш0, типичные, дитогенкш)—солонцц(лугошо, типичные, литогешшв).

В качеотве основного фактора поступательной висшэдад почв водко-еикумулятивкых равнин принято считать поижэкно уровня налегания грунтовых под по мере поштення базиса врозии. При этой рельеф и породы априори раосматривавгся как неподвижная стабильная матрица аволюциошшх процессов. Зта концепция, предложенная а ранних работах В.А.Ковды и И.П.Герасимова является общепринятой, шроко используемся в совремэнком почвоведения, никсгда as подвергалась сомнении и экспериментальному доказательству. Гладкой причиной атого яьдкется ка.му|цсяся очевидность рассыаткривазыого явления. Действительно по каре удаления от öeperosLix лмвкй поря пли овер (Оаоиса врозии) вьблидаэтся вокюевшга ураьик евдогшкк груктовцк вод, увалнчкиеатая пдопдця Бридпо-апгсшрфггл поч.ь, появляется почвы со слабой интексиакастыэ сазоденая и т.д. Таи но ыэаза рассматривания концепция находится а прсшаоречм: а рг,-вуллтатами гослодований в области геологии и гидрогеолога.

Согласно исслодопакиям Кнссина К,Г. C19ÖQ, 1GS23, Аккоил;ог,ги A.A. <19013, Курбапова U.K. (16(30), Jl\iss.\nzoha I1.Г. (1373), Гламет-кого Н.£. (1SÖ7) с првдзлак обслсдовапксш есасл территории йалед-ного Прикпспия из глубинных подземных сод в груитовьга Еоди едо-годно поступает 2 - 10 ки2 солсй и cicoeo e0qq - 1000э ü3 подачки*'. Гидрологические иооледоосши сгидвтадьогЕуит о веотойши tun олзйоогочиси характера вод подно-ааукуллтившх рашаа: едкд-кык облзогей [Еазкооискзя, 1963; АкдрЕзш, 1С7П. Постоцу камс.-цготкоа глубокое к öuoipoa паиятепно ypoass в&сзгшж ppyutocac ьод т pocousrpurastius тзррйторклс казвгэданко. Сйкяксскзз у&ахнодш глуйаш es «шагешя иоксг быть ruxtzna другкьк щ»хю-ectst. Что к биш уотгигасйзго шитья Е0оявдови45.иш.

Оогл&оио ксааздоадсш: Кркэзекага A.U. (186?, 1032), йздоро-сж-З.А. (1970), Poaaia E.W. (1072), Гсрсошопа IUI. к др. (1BÖ3), Орловой U.A.(1SS3), Глзеоасиого Н.©. (lc'v?) к других ц пределах ' аодно-еккуиуиигнйиьк pai.wai ¡жкьк обхастэь дофлкруотег» ох 4 до 80 шл ьорхккх горквоктап соча, ша сотки и тысячи s/sa-i ежегодно.При stae тсльш 1/3 двфлирси5атгого ш»«рсас& шхгаувеот в совкудам патоки делькзго к саврчдальксго порзедаа, ь остаик» 2/S чалтц вврваиагютоа в очагвк дафпяццм. Покато, что пра «вгай юиой-с;лш:аохн д£$лйцаокко-а<к>'иуля11шного гктогокага дашеа пракако-

ДИТ4 глубокая трансформация не только почвенного покрова, но и .литолого-геоморфологического строения рассматриваемых территорий, формирование на эоловых породах исходно автоморфных почв. В свяги о этим возникает необходимость изучения сингенеза и сопряженной эволюции почвообразования и литогеоморфогенеза водно-аккумулятивных равнин аридных областей,включая основные типы почв,пород и основные формы микро-,ыеэо- и макрорельефа в эволюционно-гоно-тичеокой последовательности их образования ( I Часть работы ).

По-прежнему остаются актуальными исследования в области диагностики почв. От теоретической и экспериментально-аналитической рапрвОотэдности ятой проблемы во многом эависит достоверность исследоЕчпттй и обоснованность обобщений в области географии, гене-?иса и эволюции почв. В настоящее время практически нет достоверной комплексной разграничительной диагностики наиболее расп-• ром .'Лнрнных почв водно-аккумулятивных равнин аридных областей -светло-.чаштановых и бурых пустынно-степных, солонцов (гидроморф-ных, автоморфных, типичных, литогенных), солончаков (гидроморф-ных, автоморфных, типичных, литогенных) и других. Общепринятая диагностика почв (Классификация и диагностика почв СССР, 1977) малопригодна для изучения географии , геневиса и эволюции рассматриваемых почв иа-ва их широкой полиморфности и гетерогенности. Отсутствует так де ранняя (упреждающая) диагностика негативных почвенных процессов в условиях опустынивания и интенсивногс антропогенного воедействия. Равработка проблемы диагностики почв посвящена 2 часть диссертации.

В настоящее время в свяви со строительством многочисленных сооружений, многократного увеличения орошаемых массивов вемель, мелиоративными мероприятиями, чрезмерными пастбищными нагрузками естественное развитие почвенного покрова существенно нарушено. Поэтому все исследования, в том числе и наши, последних десятилетий в основном отражают г-ографив, геневис и эволюцию почв водно-аккумулятивных равнин в условиях интенсивного антропогенного воздействия, а также в условиях усилившихся в последние годы ари-дивации и опустынивания.

I ЧАСТЬ

СИНГЕНЕЗ Н СОПРЯЯЕ1П1АЯ ЭЮЙОЦИЯ ПОЧЗ, ПОГОД и РЕЛЬЕвА (Роль почвообразования в системе процессов литогеоморфогенеэа) Изучению почвообраэующих пород и рельефа как факторов поч-

вообрзэопанпя а налей науке всегда придавалось особо важное ена-чение, посвящено чрезвычайно большое количество исследований,, среди которых особое положение занимают работы Докучаева В.П., Сибирцева Н.М., Высоцкого V.Н., Неуструева С.С., Захарова С.А., Вильямса В.Р., Полыновз В.Б. , Герасимова И. "I., КовдиВ.А., Зонна C.B., Боровского D.M. и др.

Несмотря на шшгочпслошше исслодовапля ьлиянкл геологических факторов на географию,гонезко,эволюция и свойства почв,многий проблемы этого раздела почвоведения остаются дискуссионными. Особенно слаборазработашшии являются вопросы влияния на форсированно профиля почв процессов диагенеза,чрезвычайно интенсивного в продолах водно-акку).цлятивнцх равнин аридных: областей.

Существенный затруднения изучения соотношения почвообразования и диагенеза визъшш.тоц.что в этих принципиально различных процессах учаотвуют одни к те ие компоненты ва^оствекиого еоотава - карбонаты,подвижные соединения FI ,М *^Î0. и т.п. В связи о этил традиционные метода для решения поставленных задач малопригодны.Наин установлено,что указанные и другие вещества при почвообразовании и диагенезе играют существенно разную роль,имеют различную форму обособлений,отличны по характеру распределения в почво-грунтовой топцо.Поэтшу в исследованиях этого раздела работы основным методом била шщромор^ояогиц почв.

U почвоведении исследования диагенеза проводились при изучении древних погребенных почв преимущественно плакорних ландшафтов ( Веклич М.Ф.,Ьешчки A.A.»иатвтшина ÏÏ.H.,Морозова Т.Д., Ииренко H.A. и д]). )

Х.й^исгегаи. и сйярахахкаа р^гав^яю пзчх. и пнул;-;. рщ^ кач-и-аСрааиххч:;^ к крец^ааа ^«гогохсзй.

Иаучеикз литература по рассматриваемому вопросу покавываат, что литогенез в почвовздакии исследовался преимущественно на се-доиентацкешиой стадия своего развития, выражающейся-в образований литогенной гетерогенности профиля почв (Добрвольскш, 1237; Кашинский, 1974; Мнказашз, 1974; Мииааша и др.,1980; Матиаян к др.,1979; Ко1нацев,1901; Соколов, 1033; Апарин, 1084, 1937;, Гурсина, 1988).

Понятие "литогенез" вклачаог не одну, а четыре стадии своего развития: 1. Мобилизация вещества в пнтаицж пров1гациях. 2.1рано-

портировка вещества содой или ветром. 3. Отложение (седиментация) ■горригоняого материала в аккумулятивных провинциях. 4.Преобразование осадка в породу - диагенез (Страхов, 1960,1961; Левин-сон- Лессинг, Струве, 19ВЗ).

В работе предпринята, попытка изучения сингенеза почвообраоо-вкки и литогенеза по возможности в полном объеме-этого понятия, уделяя особое внимание стадии диагенеза. Главными причинами в пользу проведения этих исследований были - отсутствие подобных работ по названной проблеме и то, что в результате усиления опустынивания и антропогенного воздействия многие почвы аридных областей теряют спой пздоморфный облик и приобретают черты горных осадоч-ны;: пород. Понятно, что главными факторами этого являются процессы геологячеотей природы ( Федоров,1991 ). '

Научную основу наших исследований составляла базовая концепция '"Нетиччокого почвоведения,согласно которой ведущими процес-ссми ix- шооОразозания являются процессы биологической природы. Без активного проявления этих процессов почв не образуется и не существует. В морфологическом особенно микроморфологическом выражении процессы указанной природы наиболее полно реализуются з биофизико-химическом метаморфизме как преобразовании почвосбраэуто-цей породы в результате воздействия биоценоза почвы, продуктов его жизнедеятельности и метаболизма." Зто основной собственно почвенный процесс педоморфогенеза, присущ только почвам и в других непочвенных природных образованиях не встречается (Федоров, 1979, 1983, 1989; Федоров и Др. 1090).

Диагностическая мнирскорЗаяогкя поч2осбразоаа:шя н литогенеза (йяагшшаа).

В оптимальном выражении почвообразованию (. 6 и о-химическому метаморфизму) характерно высокопористое, агрегациснноэ рыхлое губчатое сложение, полная агрегация почвенной массы, агрегаты изометрической фо! я* сложного строения, неупорядоченная текстура, опожная полиморфная и полигенная система гумуса с участием высс-кодисперсных ы/ллевых видов, значительное количество инситных ор-гаио-мияеральчых новообразований, биолиты опалового и карбонатного состава ьутигениого типа залегания. В пределах водно-1 аккумулятивных равнин аридных областей такое микроскопическое строение наиболее характерно луговым почвам, длительное время формирующимся в благоприятных экологических условиях, не испытывающих засоления, слитизации и антропогенной деградации.

При существенном преобладании процессов диагенева над процессами биофизико-химического метаморфизма аридные почвы приобретают принципиально другое микрос1«опическое строение весьма сходное о таютвым: осадочных горных пород водно-аккумулятивного происхождения.

В максимальном микроморфологическом выражении литогенеза (диагенева) как в профиле почв так и ва его пределами характерно слабопористое плотное фрагментарное, массивное, компактное сложение. Агрегаты ивометричной формы отсутствуют, структура представлена крупными блоками простого отроения аниаометричеокой формы, текстура преимущественно упорядоченная слоиогая в различной степени деформированная, глинистая плаама в связи о карбонатностыо почв и пород водно-аккумулятивных равнин аридных областей изотропна, гумуо аллохтонный изоморфный различной степени дисперсноо-ти, фитодетрит без мулля. Распределение гумуса равномерное, подчиненное текстуре литогенева. Иноитные органо-минеральные новообразования отсутутотвуют. В морских породах преоблаг, тют еоолиты карбонатного состава, в аллювиальных - опаловые фитолиты. Распрз-деление тех и других подчинено текстуре литогенеза.

■Почвы водно-аккумулятивных равнин формируются при активном и постоянном сингенезе биохимического ыетаморфиама (биопедоморфоге-неаа) и литогенеза (диагенеза). На ато укавывает присутствие в средних частях профиля почв чередующихся друг о другой в гори-аонтальном простирании генетических горизонтов участков с микроскопическим строением характерным для активного проявления бкопе-доморфогенеза с щетками типичными по мивдоотроэкию для активного диагенеза. Исходя их втсго можно утверждать, что профиль кавдой почвы представляет собой равновесную сбахзцсировакную систему между биохшачэокш иатшорфивмом и литогенезом (Диагенезом). Разная природа и разная иапрааленность этих процессов является главным фактором долговременной устойчивости почвы как саморегулирующейся природной системы. В атом смысле равные почвы - ато определенные уровни равновесия мевду процессами собственна поч- ' ввшшой (биохимической) и геологической природы.

В зонально-геологическом аспекте интенсивность биохимического ЯЭТакорфцгка :'. наиболее полно коррелирует о глубиной гумификации гумуса (общее количество и соотошакие СГк f Сфк) и продолжительность«) периода биологической активности почв (ПЕА) по Бирюковой 0»Н. (Орлов, 1985). Интенсивность диагенеза о периодом абиотичес-

кого состояния почв (ПАСП). В почвах с длительным ПВА и соответственно коротким ПАСП признаки диагенеза минимальны или отсутствуют - степнач зона (Андреев, Федоров и др.,1976; Федоров и др. 1981). В почвах с очень коротким ПБА и соответственно очень продолжительным ПАСП резко преобладают признаки литогенеза (диагенеза) - зона типичных и крайнезридных пустынь (Турсунов, Федоров, 1970; Федоров и др., 1989, 1990). В этой же последовательности уменьшается содержание гумуса и глубина гумификации о 4.97. гумуса и Сгк /Сфк -2.40 - степная зона до 0.44 % гумуса и Сгк /СФК -0.44 - пустыни(Орлов,1985). В почвах крайнеаридных пустынь содержание гут/са моп'.ше 0.3 %, гуминовые кислоты практически отсутствует (Гзсте5е<зв, 1984).

Значительное проявление диагенеза отмечается в почвах рисов-нюгв (Обухова, Федоров, 1970,1978), при загрязнении почв тяжелыми у галлами (Федоров и др.,1980, 1981) и при активном слитогене-зе (Прл-лл), Федоров, 1988; Федоров, и др. 1991).

Наиболее диагностически информативными в плане разграничения биопедоморфогенеэа и диагенеза является структура почв. На основе наших морфологически:! и микроморфологических исследований о использованием общепринятой классификации (Захаров, 1931; Розанов, 1975) можно выделить три генетические группы почвенной структуры - 1. Педогенную. 2. Литогенно-педогенную. 3. Литогенную.

К первой группе относятся агрегаты изометрической формы -комковатая, ореховатая, зернистая, порошистая структура, образующая рыхлое или слабоуплотнецное сложение почв о неупорядоченной текстурой.

Ко второй - тумбовидная, глыбистая, столбчатая, призмсвид-ная, призматическая, способная расслаиваться по горизонтальным плоскостям, образующая плотное сложение почв.

К третьей - плитчатая, пластинчатая, листовая со слоистой текстурой.

Изменение типа структуры может служить одним из критериев ранней (упрел/,агощей) диагностики опустынивания и антропогенной деградации пгчв. Особенно быстрая трансформация педогенной структуры отмечайся при использовании тяжелых почв в орошаемом земледелии б~э фитомелиорации о применением повышенных доз гербецидов ь условиях интенсивных технологий.

Из всех рек Каспийского бассейна твердый сток рек Западного Прикаспия наиболее тяжелый, особенно Терека (до 70 фракций ые-

нее 0.01 мм). Распределение его в пределах аллювиальных равнин подчиняется общим закономерностям: в вершинах дельт преобладают груОослоистыэ отложения легкого гранулометрического состава, в низовьях - тонкослоистые тяжелые отложения. В свежих наилках характерно повышенное содержание гумуса (до 2.6 X). Соотношение СГк/ СУс.к-1,1 - 2.8, преобладает 2-ая фракция гумусовых кислот, содержание нерастворимого остатка достигает 60 X. Среди микроскопических форм гумуса преобладает углефицированний фитодетрит. По мере старения наилков происходит интенсивная минерализация гумуса, содержание его уменьшается до 1.0 % и менее.(Добровольский, Федоров и др.,1975, Стзсюк, 1966; Федоров и др.,196$).

В формировании почаообразующей толщи равнин . Вападного Прк-каспия принимают участие продукты выветривания и почвообразования пород существенно равного минералогического состава. Твердый сток рек центральной части С.Кавказа (Терек и его притоки) формируется продуктами разрушения гранитов, андезитов, гнейсов, кристаллических сланцев. Твердый сток рек Дагестана (Судак, Актаа и др.) в основном состоит из обломочного материала известняков (Добровольский, Федоров и др.,1975; Федоров и др. 1333, 1972, 1981).

"Характерной особенностью ьодно-аккумулятивных равнин аридных областей является большое разнообразна минералогического состава (МО) мэл|«озема поверхностных отлат.ешш и почв. " МО легкой фракции почв и пород З.Прикаспия [сварцесо-полевошатовый. Содерглакие по-леЕЫХ сяатоа достигает 35 7-, МО тяжелой фралуш амфцболово-пи-рокоеноЕый. Содержание аифиболов в этой фра-арш колеблется от 20 до 70 X. Особенно оОогацанз ат:аи минералами гранулометрическая фракция 0.1 - 0.05 мм. Содзржаша пироксокоа всегда ценьш (2 -ЕО 7.).

Содерй1ашш биотита и мусковита и почвах и породах З.Прикао-пия разнообразно. Они присутствуют в легкой и ткиэлой фргкцилх. (¿зкаимааыгае количество их отмечается в почвах и породах наиболее молодых (восточных) участков разнил 3. Прнкаспия (до 202), в древних (западных) содержание слюд мимшал?»иоз (2 X и менее). Отмечается отчетл1шое уыекьЕзшш содержания слюд в верхних горизонтах почв по сравнен® о глубокими слоями материнских пород.

Твлоиорфкым минераюм водно-аккумулятивного литогенеза и гидроморфиого почвообразования является лимонит в виде пленок, примазок, конкреций и т.п. Содержание его в почках 3. Прикаспия достигает 50Х тяжелой фракции. Отчетливых закономерностей в

пространственной дифференциации содержания этого минерала в пределах равнин 3. Прикаспия не обнаружено.

Характерной особенностью МО почв 3. Прикаспия является значительные количества полиминералъных обломков пород (до 50 % легкой фракции). В почвообразующей толще в небольших количествах в порядке уменьшения содержания присутствуют апатит, гранат, тремолит, рутил, циркон, эпидот, турмалин, сфен, анатзз в непостоянных соотношениях (Добровольский, Оедоров, и др., 1975; Федоров и др. ,1969, 1972 ;■ Хабаров, 1969).

Значительная часть породообразующих минералов имеет признаки глубокой трансформации - полевые пшаты политизированы и серицити-вированк, биотит хлоритивирован и обесцвечен, емфиболы хлоритиви-рованы, на лпзерхнооти верен кварца наблюдаются каверны биохимического травления. Сравнительное ивучение указанных минералов в поре и почвах питающих провинций С. Кавказа и в почвообразующей толце аккумулятивных равнин 3. Прикаспия не обнаружило существенного усиления рассматриваемых процессов в результате воздействия аридного почвообразования. Главным направлением изменения породообразующих' минералов в аридных условиях является физическое выветривание, вызывающее увеличение дисперсности мелкозема.

Типоморфным процессом вторичного минералообразования при почвообразовании и диагенезе в пределах водно-аккумулятивных равнин аридных областей является накопление ксеноморфного кальцита преимущественно микрозернистых генераций и его полиморфных новообразований. ч

МС почв и песков 3. Прикаспия имеет большое сходство с таковым С. Прикаспия (Труииизский,1966), ведно-аккумулятивных равнин Средней Аэии (Зырин, Турсунов, Федоров, 1970, 1972; Островский и др., 1978; Хабаров, 1976,1977; Хабаров и др. 1978). В отличе от названых регионов почвы и пески 3. Прикаспия имеют повышенную Си-огенность МС. Их грубодисперсные фракции обогащены детритом наземных я водных моллюсков, фитолитариями (до 50 % легкой фракции) .

В минералогическом составе ила почв 3. Прикаспия господствующее положен.гэ занимают гидрослюды и хлорит (Градусов, Федоров и ДР., 1972).

Исследования показали, что на основных стадиях своего развития - мобилизации продуктов педогипергенеза в питающих провинциях, седемент&ци их в приемных водоемах (паводковых, оверньк,

плавневых) и диагенезе - литогенез, происходит при постоянном воздействии почвообразования. От его интенсивности и характера всецело зависят основные свойства пород водно-аккумулятивного происхождения, оно детерминирует интенсивность диагенеза в верхних слоях почво-грунтов. Наряду о приведенная выше информацией об этом свидетельствует присутствие в осадочных породах компонентов строения и вещественного состава педогенного происхождения - гумуса, подвижных соединений Ре, А1, Мп, 3:1, их .новообразований, биолитов карбонатного и кремневого состава (Доброврольский В.В., 1966¡Добровольский г.В., Федоров и др., 1976, 1986; Зырин, Турсу-иов, Федоров, 1972; Македонов, 1966; Стасюк, Федоров, 1376, 1978;, Турсунов, Федоров, 1970; Федоров и др., 1967-1972, 1974-1976, 1978, 1981).

1.3. Генетически сопряженное образован»» н эволюция почв н рельефа (Роль почвообразования в системе процессов геа-морфогеисаа)

Подробные и многочисленные исследования аволюц.юнногенети-ческого сопряжения почвообразование и геоморфогенеза аридных се-миаридных ландшафтов водно-аккумулятивны;« равнин в основном проводились на примере изучения почв и малых (западинных) форм рельефа относительно древних в геологическом отношении территорий. Комплексных исследований сингенеза почв и основных форм тзо* и иикрорельефа о момента образования почвенного покрова водно-аккумулятивных равнин до территорий со значительным геологическим возрастом до настоящего времени не проводилось.

Основными методами яаоих исследований сингенеза почвобраао-ьания и геоморфогенеза были крупномасштабное без пропусков от момента образования почвенного покрова (поОероюе Каспийского моря) до территорий раннего голоцена картографирование почв и рельефа в системе почвенно-дандшафтного и гаохронологического районирования 3. Црикаспия (Добровольский, Федоров и др. 1976, 1931) о исполь-аованием алрофотоматериалов, инструментальное нивелирование ключевых участков, сопоставление почвенных, топографических, геологических и эрозионных карт.

Установлено, что при относительно постоянном климате и относительно стабильном залегании грунтовых иод почвообразование и геоморфогенез проходят ТРИ последовательиых генетически сопряженных цикла эволюции:1. Болотное и луговое почвообразование - водно- аккумулятивный геоморфогенез. 2. Гидроморфное солончаковое

почвообразование - солончаковый дефляционно-аг-кумулятипный reo-морфогенез. 3. Аридное авгоморфное почвообразование - субаэраль-ими эрозионно-аккумулятивный гзоморфогенез.

3 nepao« цгсс.э гидроморфкые яандпафты водно-аккумулятивных равнин последовательно проходят три основные стадии сингенеза в сопряженной эволюции почв и рельефа.

1-ая стадия. СЗормирование почвенного покрова и рельефа водно-аккумулятивных равнин начинается с образования морских и речных плавпей. В связи о интенсивной аридизацией, строительством многочисленных гидротехнических сооружений в большинстве дельт и в приморских разницах эта стадия очень слабо выражена, а в 3. Прикзспии в 0ВП8И с поднятием в последние годы уровня моря ликвидирована. Но общая картина ее главных особенностей легко восстанавливается путем изучения старых топографических и почвенных карг, исторической информации и дистанционными методами.

В прибрежных областях 3. Прикаспия обширные морские и речные плавни отмечены на топографических картах Ссймова H.A. (1797) и КолодкинаЦ..И. (1868). На почвенной карте Зонна C.B. 1934 года на меотэ бывших плавней noitaeaHu обширные массивы болотных почв. К началу наших исследований (1963 г.) заболоченные почвы эволюционировали в луговые разной степени засоления почвы, а суммарная площадь болотных и лугово-болотных почв сократилась до Б - 10 %.

Инструментальное нивелирование-:; типичных участков недавно обсохших плавней показало очень малые перепады относительных высот (-+10 - 15 см. максимально). В геоморфологическом отношении это широкие (5 - 10 км) Еытянутые вдоль берега плоские слабонак-лоненные в сторону моря первичные морские и аллювиальные поверхности выравнивания о микрозападинными формами рельефа. Образование западин обусловлено на морских равнинах неровностями морского дна, на аллювиальных - неравномерным отложением речных наносов а паводковых водоемах. На последующих стадиях эволюции ландшафтов водно-аккумулятивных равнин западинный рельеф трансформируется под воздействием почвообразования, засоления, дефляции, суффозии, слу.тлт основг^м фактором образования солонцовых комплексов, но всегда его первоначальное плавнево-болотное происхождение надежно диагностируется дистанционными методами картографирования.

По результатам палеогеографической реконструкции, аэрофото-деиифрирования и изучения обсохших участков почвенный покров (ПП) рассматриваемой стадии представлен маломощными, слабосформиро-

ванными подводными (морскими и пресноводными), болотными (преобладают), лугово-болотными и луговыми почвами. Типоморфными особенностями структур почвенного покрова (СПП) являются моногенность почв, большие плосади их контуров (до 600 га) , минимальные значения контрастности, сложности, неоднородности (Добровольский, Федоров и, др.,1975,1991; Макарова, Федоров, 1984, 1988, 1990; Строганова, 1969; Федоров и др., 1984, 1988, 1991)

2-ая стадия, характерна только для аллювиальных равнин. Ее продолжительность определяется моментом образования главного русла дельтовой гидросистемы и ее полным отмиранием, обусловленным резким изменением направления, водного стока и формированием, новой гидросистемы. В разных дельтах время существования этой стадии существенно различно. В пределах 3. Прикаспия оно составляй! около 100 - 150 дет (Беляев, 1963; Добровольский,Федоров, и, др., 1976).

Характерные особенности стадии - на фоне первичных поверхностей выравнивания, о ваболоченкыми почвами предшествующей отадии образование русел, peí:, прирусловых к полойных почвенно-геоморфологических областей, повсеместный поемно-аллювиальный, реакм почвообразования и геоморфэгенеза. Максимальное превышение положительных фори рельефа над средним уровнем первичных поверхностей выравнивания соотааляет 1.0 - 1.Б к.

Так на, рассматриваемой, стадии наследуются почвы предшествующего этапа эволюции, гкдрогеологкчаокиэ условия прирусловых, полойных и плавневых областей существенно различии, образование кх происходит е разкнэ промежутки времени, то ПП пркобротазт отчет-ягаше черты полкхронкости, к, полигоннооти.

Ткломорфныы составом ПП. ивляатся лугсша ожаЗо-средкегьос-лаккыэ почва сульфатного и сульфатно-хлородкого ткпое засоления (до 90 X), с участием заболоченных почв к гугових оалончаков.

СПП характеризуется малым;! вкачаниями сладаэоти, контрастности к неоднородкоот^Добровошьоккй, • Федоров'к др.,197Б, 1991; Crporaaosa, 1DEJ3).

Третья последняя отедкя первого цнкса сингенеза к сопряженной вволюют почв к рельефа ка аллювиальных равнинах начинается с ыоианта отмирания дельтовой гидросистемы, ка морских - с момента прекращения нагонного затопления поберехий до образования на этих равнинах солончакового ПП. Продолжительность этого периода ка морских равнинах в связи с исходной интенсивной засоленностью

Таблица I

СХЕМА

МНОГОСТАДИЙНОЙ ЭВОЛЮЦИЯ ПОЧВ АЛЛЕЕИАЛЬНЫХ РАВШШ АРЭДНСЙ ЗОНЫ

III СТАДИЯ Литогенез прирусловых областей, 3 литоряд

I СТАДИЯ Литогенез плазневых областей, 1 литоряд Пподв.— Б CT, Литог« об лас Лв —Л — СКд Шподв.+ Е) Лв— Л --- СКд (Йподв.+ S) <дкя ;нез полойных ■ей, 2 литоряд — дефляция — — дефляция — ■Я К1селюсг. луговиа СКп СХлит. (Л + СХд) СКП---CK-ит. ( Л + СКд)

Тилоыорфяое почвообразование Пиавнево-болотное Лугсзое Солончаковое

Максимальная продоикггельн. стадий 0 - ICO лет 100-300 лет Солее 300 лет

УСЛ02пЫ5 ОиОЗНачеККл, ПОЧВЫ; "пола." ПичБй ПОДВОДтле; Б - CuüuTSbic; Л^ - муТС2СУ~СиЛйТгПцЭ; Kiмликт.луговые - светло-каштановые реликтово-луговые; СКд, СКп , СК-1ГТ.- солончаки лугошз,

типичные, литогешшз; (..... ) - небольшое количество псчз, сохранившихся от предыдущее стадий

ЭВОЛЮЦИИ.

И')чв и пород кратковременна (на Солее 100 лет), в дельтах в связи с: постоянной миграцией русел рек может продолжаться многие -сотки и тысячи лет.(Беляев, 1963, Добровольский,Федоров и др. 1975).

Определяющими факторами стадии являются прекращение водно- аккумулятивного геоморфогенева и поемно-аллввиального почвообразования я как следствие этого господство процессов аридиаации и опустынивания. В результате луговые почеы повышенных элементов рельефа эволюционируют в автоморфно-аридныо реликтоэо-гидроморф-ные почвы, ранее незасоленные, олайовасолешше почвы полойних областей и высохших плавней - в о:!льнозасаленные луговые, почвы я луговые солончаки. Так как эти процессы разноврвменны и в реауль-тате их образуются генетически различные пачаы, то почвенный покров приобретает еще большую полихроннооть и полигенкэсть, чем на предццушдх стадиях своего развития ( схема 1).

Типичными и обязательными компонентами состава ПП стадии яв-лнотсн в равном процентном соотнозении луговые срздне-сильнозасо-ланные почвы и луговые солончаки, а та^еке в малых количествах (5 - 10 1 ) а' томорфние релш?тош-ги,,,ро!.'.орф1ше почвы. Навасоленные почни практически отсутстауют. Характерно сыеаанное »сак по простирании, так и ь разрезах васолекиа поча - сульфатное, хлорид-»«-сульфатное, сульфатно-хлоридкое, хлоридное.

СШ1 характеризуется ыелкхжантурноотьа, средними значениями сложности, контрастности и неоднородности (Добровольский, йедорос и др. , 1974, 1991; К!о)*арова, «едоров, аВ84, 1938,; Строганова, 1У6Э; йедороЕ и др., 13713)

II и,i:\ji сааагенсм гг ссп^ккяжа:* ывиарв! кочаообрьеованиа к геоморфогенева продалдаатсп от момента образования обкирних приморских солончалопых роькин до их ликаидацка. Это ьрамя с предала;'. водно-аккуму ля тиакьэ: равнин О. Пртмспш: оценнгаетсг. немк г. 4000 - 6000 лет. Осиоькымя факторами расжг.триаае-мого цикла является солончаковое ноч80эбраеоаовк& и дс-^игацнонио-вккумулятиЕшй геоморфогенеп.

Сопоставление почмшш:: карт и карг дефляции показало, что ареалы максимального (юличества пыльных бурь в предела;; 3. При-(*аопия (Кер!шханов, 1977) совпадают о ареалами максимального количества солончаков(Дсйровольский, Седоров и др.,1930, 1991). В Калмыкии и низменной Дагестане на ойиирньх контура?: солонтакоа происходит более £0 пыльных бурь а год, а б особо ветренные и «.•а.:-?;.!-.; годи- количества их достигает 40 в год. При атом подули

дефляции достгают 10 мм/год и более. Что составляет болне сООО т/км2 год дефлированного материала. Причем около 2000. t/kmz i од его переотлагается в очагах дефляции и лишь около 900 т/ю<|а юл поступает в воздушные потоки дальнего и сверхдальнего переноса. Понятно, что при такой интенсивности дефляционно-аккумулятишюги геоморфогенева сохранение ПП предшествующего гидроморфного цикле эволюции практически невозможно. Об этом свидетельствуют пров« денные нами исследования.

На 1 гидроморфном цикле эволюции ПП ориентация контуров почв З.Прикаспия субмеридианальная, вдоль береговых линий моря. В кон це солокчаковсга цикла они приобретают субшироткую ориентации.

■ В начале гидроморфного цикла эволюции перепады относительных 1'ысот составляют в среднем +- 10 см., на солончаковом цикле вначале 2 - 3 м., затем максимально 20 - 30 м. Таким образом перепады сг.'ТОс.ителъных высот водно-аккумулятивных равнин в результате дефляционно-акку*<улятивного геоморфогенеза увеличились вначале в 20-30 раз, затем до 200 раз и более.

В гидроморфном цикле эволюции доминируют почвы тяжелого гра нулометрического состаза (до 90%). На конечном этапе солончакового эолового педогеоморфогенеэа суммарная площадь этих почв редко превышает 10 X.

В связи с аккумуляцией огромных масс эолового материала про исходит увеличение глубины залегания грунтовых вод. Влияние их н;< ход почвообразования в большинстве олучаев прекращается. На эоловых формах рельефа образуемся исходно автоморфные аридные почвы, не проходившие в своей эволюции гидроморфных стадий.развития, на водно-аккумулятивных поверхностях первичные луговые и приморски« солончаки дефлируются. На их месте образуются типичные, литоген-ные, соровые солончаки и литогенные солонцы. Эти почвы формируют новый тип СПП. Они характеризуются максимальной полягенностью ч полихронностьп пс .в, имеют максимальные значения сложности, контрастности и неоднородности (Добровольский, Федоров и др., 1990,1991; Моиарова, Федоров, 1984,1988,1990; Федоров и др., 1978).

В конечном итоге аепрерывный генетически сопряженный ряд эволюции гидроморфного почвообразования и водно-аккумуляттзного х'еоморфолятогенеэа на солончаковой стадии разрывается в процесса дефляционно-аккумулятивного педогеоморфогенеэа и формируется новое литолого-геоморфологическое строение и новый ПП водно-аккуму-

_ 20 .

iiHTiiaaux равнин аридных областей (табл.1.2).

III цикл сингенеза и сопряженной ввалюцин почвообразования и геоморфогенеза определяется по ревкому уменьшению интенсивности дефляционно-аккумулятивных процессов в связи с уменьшением суммарной площади солончаков как основных очагов пыльных бурь. В пределах водно-аккумулятивных равнин легко устанавливается дистанционными методами и по картам дефляции почв. Продолжительность его составляет многие десятки тысяч лет и прекрзадатоя только при глобальных изменениях климата или при крупных геологических событиях, а также при чрезвычайно отрицательном антропогенном воздействии.

Основным фактором трансформации сформированного на предшествующем цикле эволюции рельефа является водный субазральный ароаионно-аккумулятивный геоморфогенэв, главкш обрьвш обусловленный выпадением ливневых дождей.

Ткпомарфным составом Ш является преобладание ар'вдных аато-мо[)фных почв при относительно малой суммарной площади солончаков. Для цикла характерны солонцовые комплекоы'пачв и крупные формы наочаного рельефа - барханы, гряды, бэровские бугры и т.п.

На начальных стадиях цикла СПП характеризуются малыми значенными контрастности, сложости . и неоднородности [Добровольский, гедоров и др.,1990,1091; Комарова, ©здоров, 1634, 19S8, 19SQ; Федоров и др., 19783.

При изучении сингенеза и сопряженной эволюции почвообразовании и гйоморфогенева использовалась разработанная нами диагностика иочвообразуюших пород водно-аккумулятивиых равнин аридных областей (Табл. 3).

На разных этапах эволюции ландшафтов водко-а!скумудятивкых рашпш почвообразование играет существенно разную роль z система процессов геоиорфогенеаа.

В первом цикле эволюции гидроморфнкй почвеннши покров выполняет функции велциы водно-аккумулятивнах'о рельефа от разрушения в' результате дефляции и водной эрозии.

Во втором цикле солончаковое почвообразование разрыхляет выделениями солей верхние горизонты, нпчв и уменьшает до минимума проективное покрытие растительного покрала. Это предопределяет интенсивное развитие дэфляционно-акк^'мулятивного геоморфогенеза.

В третьем цикле ПП вновь приобретает.функции защитного акра-

Таблица

Дискретная. лолвдикличкая генетически сопряпзш1ая.даслк;цкя_ позз ^едьеф-х. пород морских равнин

_Западного Пршсаспия -_

Типоморфа'. Рельеф Преобдада- Преобладал)- Количссг- Иодрлл Ориента- Значения почвы относитель- впие до-¡во- щий грануло- во пыльных дефляции ция кон- контраст-

ные высоты, образующие метрический бурь,гол- а'год туров ности.сло-м. порода. состав почв. им." почв. жности.не-

одноро^но-_оти.

I цикл.Гидроморфное почвообразование - морской дитогенаррфогевеэ ( 0 - 300 лет )

кевыеЫпоиж£ ^ Ниншаль-

скиа солончак 0,10-0,20 Морские т/суглинок ные •

ские солоича- с/суглияоз 0 0 Субмери-

диональ-

^___ная.__

ц цикл, солончаковое почвообразование -преооразующии дефляционно-аккумулятивный |

литогеомор^огенез ( 300 - 6000 дет )_

Солончаки - , , м

типичные,ли- Морские Супесь,пе-

хогенные;со- 2,0-4,0 эоловые сок,л/суг- >20 >10 ■ Неупоря- ,

лонцы лию- ливок,с/су- доченная Максималь-

генные. глинок. субиирот- ные.

■_;_ная_

В цикл. Аридно-автонорфное почвообразование - субазральный эрозинно-аккумулятивнкй

литогеоморфогенез ( > 6000 лет )

Исходно авто- тп Чплпний ПРЛП*

аорфные арид- >1и головые .. песок Субиирот- Минимальные

ные почвы,пес- Жглинок кая

на заросвие. л/суглинок

ЗИАПЮСХШ ПОЧВООБРАЗУЮЩК ПОРОД ВОДНО-АЮСУИУЛЯТИВНКХ РАВНИН ДРИДН02 зоны

Таблица 3

Хкдичные фор, аш рельефе,

Типичный по- Погребенные таенный пон- почвы оов,почвы •

Текстура Гукус

Новообразования, тиломорф-ные минералы

Биолиты

Морские

хый фитодет-ркт водных растений.

Террасы,косы, Гидроморф- Подводные ио- Линейная упо- Муллеподоб-зааадины боль- ный,палео- рскне,аарЕе- рвдоченная, ный саяис-=оа плоаади. гидроыорф- вые болотные, больиой про-ный.Солон- тягенности.

• • • • чаки типичные,соровые, литогеввые. Солонцы ля~ гогенныд.

Аллювиальные

Оксидов желе- Морской фау-

за,карботов, вы карбонат-

гипса.Глауко- кого состава, нит,пирит.

Русла рек,при- Гидооморфный, Пресновод-русловые валы, иалеогидроыо- аые подвод-западккы малой рфный Луговые вые.болот-злощади. почвы,ссдон- ные. __чаки луговые_

Линейная,ела- Углефициро-боуцорядочен-цированцыя ная малой про- фитодетрит тяженности. разной дис-_персности.

■■ ■ ■ гс

Оксидов келе- Диатомовые, „ за.кавбонятоя. йитолиты тшя-

за.карбонатов лимонит.

, фитолиты влаголюбивых растений кремневого состава.

Эоловые __

Неупорядочен- Грубый дет- Рыхлце пятнис- Зоолиты назе-ная,насыпная- риг ксерофи- стые карбона- мной фауны катов. тов.Кальцит. рбонатного состава.

дугры,гривы, асе почвы

барханы,гряды. Исходно авао- гкдроморф-иопфяыг,зоваль-вых ланд-ные. кафтов.

на рельефа против ветровой и водной эрозии.

Ивучение сингенева и сопряленной эволюции почв ■ и рельефк внооит определенные коррективы в теорию эполюционно-генетического почвоведения.

В нашей науке единодушно признается обязательность прохсжда ния ПП водно-аккумулятивных равнин аридных и семиаридных террито рий солончаковой стадии эволюции [Зонн, 1934; Ковда, 1937, 1950'; Герасимов, 1939,1961; Егоров, 19Б9; Славный и др., 1970; Болы шев,1972; Демкин и др.,1985; Иванов, 1988 и многие другие]. Сле довательно, исходя И8 нмшх исследований коренное - преобраяование литологс геоморбачогического строения и почвенного покрова на со лончатовой стадии эволюции ландшафтов водно-аккумулятивных равнин аридных и семияридных территорий является обязательной.

Установление'нами этого процесса создает принципиально новую картину образования и эволюции ПП водно-аккумулятивных равнин аридных и семиаридкых ландшафтов, открывает новые закономерности сингенеза и сопряженной эволюции почв, осадочных пород и рельефа обширных регионов суши.

При относительно постоянном климате и относительно стабиль ном залегании грунтовых вод эволюция ПП покрова является дискретной, полицикличной и многостадийной. На всех циклах и стадиях эволюция почвенного покрова тесно связана о эволюцией рельефа и пород.■

Увеличение суммарной площади воналъных автсморфных слабоэя-соленных почв по мере увеличения возраста теории в основном выя зано не рассолением палеогидроморфных почв предшествующих стадий эволюции, а страхованием изначально автоморфных слабовасоленнык почв на эоловых формах рельефа.

Фактическое понижение уровня валегания грунтовых вод по м°г" удаления от моря глазным образом обусловлено их погребением мот пым плащем эоловьс: отложений. На это указывает совпадение ареал"^ максимальных глубин залегания грунтовых вод [Вознесенская,19361 ■ ареалами распространения эоловых песков [Добровольский, Федоров и др., 1990, 19Л; Керимханов, 1980].

II ЧАСТЬ

ГЕнЮЙС, СТРОЕНИЕ, ВЕЩГОТВИЯИЯ СОСТАВ Я ДИАИЮСТ!!ХЛ ПОЧЯ вдзю-шапшггтшшх РАИшн АРйдгшх н СЕКилпурпл ог.ш:п Я

Научение геневиса, строения и вещественного состава ночи проводилось в системе ландшафтного дитолаго-геомарфадагичесюэго и геохронологического районирования 3. Прикаспия [Добровольский, Федоров и др. 1975, 1990, 1991] в эволюдионно-генетической последовательности: болотные и дугово-болотные - - луговые — луго-но-светлокаштаковые — светло-каштановые, бурые почвы. В этой системе изучались также солончаки (луговые, типичные, литогенвыэ, сороЕие) и солонцы (типичные и литогешше).

В диагностику указанных и других почв включена информация о выполненных нами микроморфологических исследованиях почв гидро-иорфных и палеогидроморфнык ландшафтов Приазовья, долин Э. Мааычв и НиАлего Дона, дельт Кубани, Мургаба, Нила, Ировади и Монголии.

11.1.Еш1атнш и лугоЕО-банотш^э и.пец - обяьателыщэ ком-ноненты ландшафтов водно-аккумулятивных разнин, явл;штоя начальны!.! этапом эволюции наземного почвенного покрова, отчетлива дешифрируются по контрастному темно- серому тону аэрокзсшмеского фотоизображения и приуроченности к плавнево-лиманным типаи рельефа.

• - Занааьным типоморфкш признаком заболоченных почв являются к&рйана-пшсть, гиясаноскость, засоление, отсутствие или слабак шраяенность ваторфованности, нечеткая генетическая дифференциация профиля. Для них характерен однородный тяжелый гранулометрический состав и меньшзя, чем у луговых почв мощность. Содеркани« гумуса е заболоченных псчвах Прикасшш 4 - 7 Ж, состав его фуль-вьтно-гуматиьш (Сг/ Сф - 1.4 - 1.6), ,|1 фракция гушщовых и фуль-вскнсдот является преобладающай (саотаатотвешш 12.04-11.67 -4.82-6.е5).содержание нерастворимого остатка составляет около 60* от общего содержания^ органического углерод [До^азсшщщак ^Гадог! ров и др.,1975 ),Эгй с« особенности гуцуср. заболоченных аридных , почв отмечались и в др,утш£ работах { &Ш50з,1287 ).

В сил ей с тааедш.1 нэхакическюл составом и оглаениеы оаболо-' ченные почвы Прикаспия имеют высокую гвдрсфилькость (максимальна^ гидроскопическая влага 11-14 X при средних величинах общей влаго-емкости 27 - 32 X), малый диапазон активной влаги (9-14%), низкую общую порознооть (47-50 X), слабуп водопроницаемость - 0.10 -О.33 ми/мин СКоренево1ая, Федоров,.19713.

Почвы имьыт низкую биологическую активность, преобладание спороаых (неактивных) форм микробиоты [Гельцер, ©едорой, 15763.

Эволюция заболоченных почв в луговые может проиокйдпи н • jjOoft стадии развития почвенного покрова зависит от динамики гид-алогических и гидрогеологических факторов. Большинство заболоченных почв на I цикле эволюции почвенного покрова в связи с вод но-аккумулятивным геоморфогенезом покрываются мощным плащем аллювиальных отложений, а во II цикле в процесса солончакового дефляционно-аккумулятивного геоморфогенеза покрываются эоловыми осадками. Наряду с общей аридивацией эти процессы приводят к резкому сокращению площадей заболоченных почв.

Диагностика заболоченных почв основана на изучении глеевого процесса м оогутогвутацих ему явлений. Значительное количество ра-Сог микроморфологической характеристике оглеения [Гера-

симова, li/j, imùI,1982,1983,1985; Ромашкевич, 1982; Ярилова, 1US.Таргульян и др. 1987; Турсина, 1988; Шоба, 1988 и др. 3 в Сол-".:-1!ств9 случаев на примерз изучения почв водораздельных тер-риторК), гумидных областей. Исследований морфологии оглеения пойманных и дельтовых почв значительно меньше [Федоров, 1965; Федоров и др. ,1967, 1970, 1976, 1981; Обухова, Федоров, 1974, 1976; Добровольский, фэдоров,а -др., 1Э75,1986;Балабко,1975,19.76,.1391 ; i8^ouBeioBa,I99Q ).

Диагностическая миироморфология болотного (глеевого) почво--обрзвованкл. Слабое проявление Оиофиэико-химпческого педометамор-физма. Окраска - различные оттенки сизого, голубого, оливкового цвета. Сложение плотное, фрагментарное; структура блокового типа; массовое образование ивометричных агрегатов не характерно. Пороз-нооть - треиины усыхания и овальные поры газового происхождения; маоссхиэ количества грубых улефицироваиных и ожелезненных корн»' вых оотатков болотных растений с сохранившимися воздухоноеными клетками, снятие покровных пленок о поверхности первичных минералов, бесцветные о сильным стеклянным блеском коллоидальные пленки на поверхности структурны,! отдельностей (определяются в отраженном свете),обЭСЦВ0ЧИкааИ9 ? глинистой плазмы и цветных минерален (глауконита, б;\ тита и хлорита) о потерей плеохроизма; еыоокря пластичность г сини, оптически ориентированные глины (00Г) низки:: цветов интер,' -фенции. В аридных почвах в связи о карбонатностм» отсутствует флхнвдашьные формы оог, включая натечные. Деструкция органо-jr лпезистых и карбонатных новообразований, преобладания диффузных выделений оксидов делеэа и карбонатов с образованием их конкреционных форм на периферии оглеенных участков. Фитолитн р-.п

Iилюбивых растений и диатомовые.

Указанные привнаки оглеения, кроме одоления, структуры-и ш-роинисти устойчивы во времени, длительное время сохраняются в не-ьаболоченных почвах, служат надежными индикаторами падеогидромор-физма автоморфных почв.

II.2.Луговые почвы. Составляют основной земельный фонд орошаемого земледелия, обладают наибольшей биологической активностью и биологической продуктивностью, являются наиболее педо- и био-мо[)фными образованиями водно-аккумулятивных равнин аридных областей.

Надежно дешифрируются по различной интенсивности серых тонов аэрофотокосмического изображения и приуроченности к .участках! о 1 устой сетью речных систем и к обсыхающим плавням, образуют комплексы о луговыми солончаками.

Характерной мощности луговые почвы достигают в первые 100 нет своего развития ( таблЛ ). В дальнейшем увеличения мощности почв не происходит, развитие их в основном осуществляется путем био-химического педометаморфизма в пределах ранее образованного профиля [Федоров и др., 19723.

• Луговые почвы, не проходившие болотной стадии эволюции имеют елшьлый профиль. По гранулометрическому составу верхних горизонтом в пределах Прикаспия преобладают луговые тяжелосуглинистые и глинистые почвы (до 70 X), среднеоугликистые составляют около 5:0 X, на долю легких поча приходится.менее 10 £ площади равнин.

Соотношение гранулометрических фракций аллювиальных луговых почв равнообраано и зависит от гранулометрического состава твердого стока рак [Лопатин, 1952; Страхов, 1954; Беллеа, 1963; Бай-цин и др. 1971; Добровольский, «здоров и др.,10751. Опесчикиваниэ верхних горивоктов почв вызвано отложением еолового материала, обусловленного усилением аридиэзции и опустынивания аридных областей [Федорович, 1983; Гунин, 1991], утяжеление отмечается только на пашне, орошаемой мутными водами Шинашина, 19743. Изменение гранулометрического состава почв в процессе гидроморфного" почвообразования не наблюдается.

Характерное содержание гумуоа в луговых почвах достигается в нервно 100 лет развития и при дальнейшем увеличении возраста существенно не изменяется и составляет 3 - 5$'«

Для гумуса луговых аллювиальных почв Западного Прикаспия характерно преобладание двух групп веществ:гуминов (46-60 X) и гу-

Таблица ^

Матемзтическая характеристика морфологии луговых почв дельты ■ Терека

...... 1 • -'I" •• 1 •• 1 1 1 Горизонт | п|М |5 IV | ш |Р 1 ....... 1 1 Ро. 951 Доверите ль нк.й

| | см | см | 7. | см | X 1 |интервал для М

11111 1 1 |при Р - 0.95

Южный район (лопраот 100 лег)

А 11111 1 |296 |18.5|б.1 |33 |0.4 | 2 I 1 4 1 | 17.8-19.3

|63.2| 17.3|¡Г? 11.0 | 2 1 4 | 61.2-66.2

А + ¿В |81.4|20.2|2б |1.2 | 2 1 з 1 79.0-83.4

Центральный район (вовраст 200-400 лет)

А 1 I 1 1 1 1 I662 |18.7|Б.О ¡£7 |0.2 | 1 1 1 2 1 | 18.3-19.1

ЕВ |Б4.3|19.8|36 |0.8 | 2 1 з | Б2.7-!)5.9

А + 1'В |73.0|19.7|27 |0.8 | 1 I 2 . | 71.4-74.6

Западный район (ювралт Солее 1000 лег)

А I 1 1 1 1 1 (337 |22.б|6.5 |2Э |0.4 | 2 1 1 4 1 1

£0 I-"- |31.1|22.7|37 |1.2 | 2 1 4 1

А + ХВ I-"- |§3.7|£2.в|;Э7 11.2 | 1 1 2 1

Головные обозначения: п -чиоло поаторносгей, м - среднее арифметическое, В - среднва квадратичное отклонение, V - коэффициент зяриации, п - опиОкз среднего, Р - точноогь определения, Р,>. ед-зткосителмая погрешность

ьуаошх кислот (20-34 Т.) от общего органического углерода почвы. Ведущее положение эанимают гуминовые кислоты (Сг/Сф - 1.4 - 2.0), а среди них фракция прочносвязанная с Са (60 - 90 Ж от суммы гуминовых кислот). Увеличение ее содержания в основном происходит ва счет уменьшения количества III фракции, содержание которой составляет 14-25 % от суммы гуминовых кислот. По сравнению с луго-во-болотными почвами рассматриваемые почвы имеют несколько большее содержание свободных гуминовых кислот (1 - 2% ).

Гумус пахотных гориаонтов орошаемых и залежных луговых почв более подвижный (Сг/Сф - 0.0-0.9), чем гумус целинных почв. Содержание I н III фракций в них. варьирует в более широких пределах. Качественный состав гумуса нижних горизонтов этих почв не имеет отличий от гумуса целинных луговых почв. При аридиеации содержание гумиков несколько уменьшается до 40% о преобладанием гуминовых кислот прочно связанных с Са (17 %) [Добровольский, Федоров и др.,19751.

Гумус аллювиальных почв З.Прикаспия имеет сходство о гумусом аналогичных почв Северного Прикаспия и Средне-Азиатского региона. По данным ряда исследователей [Логунов, 1958; Солодникова, 1958; Егоров, 1959; Вишневская, 1959; Аханов, 1987] эти почвы, имея в общем меньшее содержание гумуса, характеризуются также высоким содержанием гуминов и преобладанием в целом гуминовых кислот Сг/Сф до 2,4

При увеличении интенсивности засоления происходит ваметное уменьшение содержания гумуса, в составе его микроскопических форм значительно уменылзется содержание мулля, резко увеличивается количество углефицирэванного фитодетрита.

Среди почв аридной зоны луговые почвы водно-аккумулятивных равнин обладают наиболее высокой биологически: активностью.

Наибольшая напряженность микробиологических процессов отмечается в негасоленных и слабоэосоленных почвах. Они содержат вна-чителлные количества разнообразных форм микроорганизмов, глубоко проникающих вниз по почвенному профилю. Эти почвы имеют наибольшее количества почвообитающих беспозвоночных (до 62.0 экз/м2 о биомассой около 40,7 г/м2). Обильно представлены дождевые черви до 32,8 экз/мЕ с общей массой 12,4 г/мг). Энтофауна почв насчитывает 12 семейств, относящихся к 7 отрядам, повсеместно в значительных количествах распространены моллюски, что указывает иа общность их генезиса.

- НО -

Наименьшей биологической активностью хйракгери;>уки-см ,.;iuaк., засоленные почвы и луговые солончаки. В них дпшшируют акпшоми деты, менее требовательные у условиям среды организмы. Насекомыи ]редставлены 5 семействами из 4-х отрядов в количестве не Сол«« .4.0 экз/м2 с биомассой 5,8 г/мй. При увеличении засоления значительно уменьшается разнообразие почвенной биоты и количество ее 1ктикных форм, достигая минимума в солонча!сах СГельцер, Федоров

др.,1976 ). . . .

Бодно-фиаические свойства луговых почв оцениваются различно зависимости ог механического состава, степени и характера засо-ения. Наиболее благоприятные Ьвойства имеют среднесуглднистые лабозасоленные и незасолшшые почвы, способные обеспечить опти-зльный водно-воздушный режим для растений. Общая породность их 5ычно превышает 50 Z, около 1/3 ее составляв:: порозность аэра-5И. При невысоких величинах общей влагоемкости (20-30 7. ) дгana-Mi активной (продуктивной) влаги достаточно высокий (15-ЕОХ). 1иэю1 по своим водно-физическим свойствам к рассматриваемым дутые кезасоленныз легкосуглинистые почвы. Они также имеют нысо ю обшув порозность и порозность зарации, о&ледают высокой во-проницаемостьв. Но величины влагоемкости у них низкие, коли-ство продуктивней влаги при насыщении до влагоемкости неблагоп-ятно низкие (8 •• ИХ).

Водно-физические спойотва глилистых пзчя особенно неблагеп-атиыо. Оки обладают очекь высокой гидрофияьнос^ьа, что обуслав-вазт узкий диапазон продуктивной влаги при увлажнении и выеына-ревкое уменьшение•водопроницаемости во времени. Луговые тяде-зуглинистыэ почвы до вокко-фиаичееккм овойствам занимай? -полота мевду Ср|)Д!М0уГЛИЗ!Ш)ТЬЗШ и глинжтат почвами.

Структуру даче л учти почв водно-аго^^уляткгных раяккн врид» : областей иэ являетои агрономичэоки ценной. Ока при высотой озности отдельных агрегатов характериоуетая отзутотвкэм водоп-ностИ как макро-, так, и кикроагрегатоа. Поэтому, при оро-ленш азуегся г.шбкптач структура и плотноа сложение почв. При ин~ зивном васолеюга водно- физические свойства всех гидроморфных з резка ухудшаются, особенно при эволюции их в дуговые солон-i ПСоредевокая, Федоров, 1971; Лобройольокшг, Федоров я др., U.

"Kai мкгтчасная ипираиарфалагмя .пуганого ппчкообрпяшшнки.

По сравнении оо г-.геми другими пичвами Аридных об.лн^ей дуги-

кии почвы, не испытавшие интенсивного васоления, слитивгщии, осо-лонцеваншы и антропогенной деградации, имеют наиболее педоморф-ное и бисморфное микростроение. Главные его особенности: рыхлое губчатое сложение, полная агрегация почвенной массы, высокая по-ровность со значительным участием пор биологического происхождения; агрегаты изометрической формы сложного строения; сложная система полиморфного гумуса с обязательным участием значительных количеств темного и серого мулля, образующего микроскопически трудно разделяемые комплексы с соединениями делеза,большие количества углефицированного и ожелезкенного фитодетрита разной степени диспе сности; полиморфные новообразования карбонатного и кремниево-алюминиево-железистого состава (по результатам электронно- вондового микроанализа)ССтасюк, Федоров и др.,19763, слабая анизотропия глины (за исключением оглеенных участков), опаловые фитолитарпи влаголюбивых злаков, панцири диатомовых. Сверху вниз постепенное увеличение суммарной площади оглеенных участков о • преобладанием' в нижних частях профиля и материнских породах.

II.а.Солончаки.Засоление наиболее характерное свойство почв водно-аккумулятивных равнин аридной зоны, является главным лими-тирующш фактором освоения и использования земель. Отмечается во всех случалх при залегании минерализованных грунтовых вод не ниже 4 метров, наиболее интенсивно при еалегани их в пределах критической глубины. Засолению подвержены не только гидроморфные и па-леогидроморфные, но и аридго-автоморфные почвы на эоловых породах в тех случаях, когда они расположены о подветренной стороны от дефлирующихся солончаков.

Изучение географии, происхождения, гесхи; .¡и, временной и пространственной динамики, разработка классификации, диагностики и мелиорации засоленных почв является наиос крупным разделом аридного почвоведения. Его проблемам посвящено чрезвычайно

большое количество исследований. В разные периоды истории почвоведения в их разработку большой вклад внесли многие ученые (Димо H.A., Глинка К.Д., Неуструев С.С., Гедройц К.К., Полынов Б.Б., Герасимов И.П., Ковда В.А., Бонн C.B., Качинский H.A., Ви-ленскийД.Г., Розов Л.П., Антипов-Каратаеь И.Н. ; Иванова Е.И., Розанов А.Н., Волобуев В.Р.; Лобова Е.В., Егоров В.В., ¡.¡инашина Н.Г., Владыченский С.А., Рабочей И.С., Базилевич II.И., Палов H.H., IlaiKOBa Е.И. и др.). Исследования многих ученых ооптавляит научную основу теории и практики мелиоративного почвоведения.

Из множества проблем наиболее дискуссионной является проблема эволюции, пространственной и временной динамики засоления почв в условиях усиливающегося антропогенного воздействия.

При полевых исследованиях наиболее диагностически информативными для определения засоления являются фитоиндикация, морфо-геьетические исследования, на аэрокосмическкх Материалах дешифрируется по увеличению интенсивности осветленных токов фотоизображения по мере увеличения засоления СПанкова, 1972, 1973, 197Б, 197В, 1978, 1984, 1980, 1988; Федоров и др., 1967, 1971, 1976, 1978].

Засоление почв водно-аккумулятивных равнин аридной зоны характеризуется чрезвычайной песторотой и разнообразием как в пространственной, так и во временной динамике. Поэтому основные закономерности его эволюции устанавливаются только путем изучения крупномасштабных карт васоления с использованием математической обработки массовых аналитических материалов.

Прогрессирующее засоление гидроморфных почв отмечается на первж этапах эволюции наземного почвенного покрова водно-аккумулятивных равнин аридной зоны, особенно в условиях интансквнсго хозяйственного использования. Нз этих этапах процессы засоления характеризуются слабой ггроогракотвенной и временной ди|}феринциа-цией химивма и интенсивности. Присутствуют все градации почв от незасаленных до поверхноотнозасоленных. Преобладающая интенсивность васолёния слабая и средняя хлоридно-сульфатного и сульфатного химизма. Характерна очень высокая вариабельность еаооления горизонтов почв (У-ЕОО %). Запасы солей в верхнем метровом слое колеблются в широких пределах (40 кг - 180 т/га).

Нз следующей стадии эволюции засоления посла прекращения паводкового затопления происходит резкое увеличение интенсивности соленгкопления а почвах как по площади, так и го запасал солей. Химизм засоления омешаншй - хлорццно-оульфатный и сульфатно-хло-ридный без существенного преобладания того и дру!'0г0 . Преобладающее распространение получаэг средне- и сильковасоленкые почвы преимущественно поверхксюткоэаооленные, вначителмгыэ площади занимают луговые солончак!!. Вариабельность концентрации солей в генетических горизонтах значительна уменьшается, хотя и остается достаточно высокой ( V - 90 - 100?). Средние запасы солей в верхней метровой толще колеблются в пределах 180-240 т/га, а солончаках достигают 3)0 т'га.

На последующем этапе интенсивное васоление охватывает все почвы ва исключением почв прирусловых областей высохших водотоков. Доминирующий химизм засоления - сульфатно-хлоридный и хло-ридный, преобладающие площади (до 1007.) выравненных территории заняты солончаками. Вариабельность концентрации содей 6 генетических горизонтах становится минимальной (У-30-50 X). Запасы солей в верхней метровой толще луговых почв превышают 260 т/га, в солончаках достигают 400 т/га и более.

Рассмотренная поэтапная эво'люция васоления почв наиболее отчетливо прослеживается в нижних районах аллювиальных равнин. В привершинн"х районах поэтапная эволюция засоления от гидрокарбонатной (незаселенные почвы) через сульфатную к хлоридной стадиям выражена хуже. Она часто нарушается многочисленными фуркациями русел рек. После отмирания в целом всех гидросистем дельт хлорид-ная стадия засоления проибретает отчетливое выражение.

В связи с широким развитием в последние десятилетия орошаемого земледелия, строительством гидротехнических сооружений естественная эволюция васоления повсеместно нарушена.

Для орошаемых массивов земель характерно смешанное васоление - сульфатно-хлоридное, хлоридно-сульфатное, сульфатное и реже хлоридное.

В рисовых севооборотах в первые годы эксплуатации дренаж-но-оросительных систем инженерного типа отмечается повсеместное рассоление почв. При этом полного рассоления верхней двухметровой толщи, как правило,не происходит [Туликова, 1976; Стасюк, Федоров и др., 1986,1987,1988,1989,1990,19913. При длительной эксплуатации инженерных дренажно-оросительных систем без реконструкции и обновления отмечается повсеместная интенсивная реставрация васоления пс;в вплоть до образования хлоридно-с ульфатных и сульфат-но-хлоридных солончаков.

На орошаемых массивах при отсутствии густой дренажной системы почти всегда происходит повсеместное васоление почв вплоть до выхода иг строя обширных массивов земель. При этом преобладает сульфатно-хлоридный и хлоридный химизм засоления. Небольшое исключение составляют привершинные области дельтовых равнин, почвы которых имеют мощные дренирующие песчаные линаы, имеющие благоприятные условия для сухого дренажа. В этих областях возможно длительное орошаемое земледелие.

По результатам математической обработки массовых материалов

- 33 1 -

Табл. 5

(атемзтическая характеристика морфологии луговых и приморских оолончаков дельты Терека

| ) ■ ■■ | I 1 1 1

оризонт 1 n I М |5 | V 1 m Р 1 Po.cs(Доверительный |

I |см |см | X | см г | | интервал для М|

I 1 I I 1 | | при Р - 0.95 |

Южый район (возраст 100 лет) |

к 1 1 II |79 |16.5|5.8 | 35 1 |0.7 4 1 '1 ..... 1 1 а | |

3 165.0)18.2} £5 |1.3 3 1 5 | |

+ ЕВ I-"- 161.7|16 9| 21 11.9 2 1 4 | 1

Центральный район (возраст 200-400 лет)

-1-1-1--1-1-1-1-1---

к 1256 |15.4|5.4 |35 |0.3 | 2 | 4 | 14.7-16.1

I. ¡-"- |52.5|23.6|43 11.5' | 3 | е | 49.6-55.4

+ ЕВ 163.0|23.3|3!5 11.5 | 2 | 4 | 65.1-70.9

Западный район (воараст более 1000 лет)

1 1 1 1 ......1--------Г - -| I ISO 119.6|б. 8 |3i5 |0.Б 1 3 1 ..... 1 б 1 18.6-20.6 |

154.3|£1.113!) |1.6 | 3 | Ö 1 51.2-57.4 |

+ ЕВ 173.9|21.8|i30 |1.0 | 2 | 4 1 70.7-73.9 |

Приморский район (аовраст 100 лет)

солончаки приморские

1 1 1 1 1 1 ! |300 110.914.G |Ь9 |0.3 | 3 | i 6 1 ........1 10.4-11.4 |

|45.3|16.5|ffl |1.0 | 2 | 4 1 . 43.4-47.4 |

ЕВ |58.2|13.7|ГЮ |1.0 | 2 | 4 1 54.3-58.1 |

......-. .-.. 1 . .,, i 1 1 ... 1 . 1 .. 1 1

гозные обозначения: п --тело повторностей, М - среднее арифме-[ескае, б.- среднее квадратичное отклонение, V - коэффифиеиг мации, № - ошибка среднего, Р - точность определения, Ро.аз" юоительная погрешность

мощность луговых солончаков всегда меньше мощности их эволюционных предшественников (луговых почв). Содержание, качественный и Фракционный состав гумуса этих почв имеют большое сходство [Федоров, и др.,1971; Добровольский, Федоров и др.,1975; Аханов, 19873. Отличается некоторым увеличением в верхних горизонтах подвижности гумуса в солончаках при сохранении больших количеств нерастворимого остатка.( Табл. 5 ).

По основным показателям водно-физических свойств луговые солончаки представляют собой существенно деградированные варианты луговых почв СКореневская, Федоров, 1971; Добровольский, Федоров и др.,1975..

Диагностическая микроморфологмя луговшг солончаков основывается на установлении признаков прохождения ими луговой гидроморф-ной стадии эволюции. Ими являются органо-железистые новообразования, углефицированный грубый фитодетрит и фитолитарии влаголюбивых злаков и панцири диатомовых водорослей. Текстурно-структурная организация луговых почв при эволюции в солончаки длительное время не сохраняется.

II. 4. Солонцы. Их комплексы с солонцеватыми и засоленными автоморфными и гидроморфными почвами являются наиболее характерной особенностью аридных территорий, .исключая настоящие и край-неариднае пустыни. Несмотря на многочисленные подробные исследования солонцов и солонцеватых почв (Гедройц К.К., Ковда В.А., Ан-типов-Каратаев И.Н., Иванова Е.И., Зонн C.B., Базилевич Н.И., Мо-жейко A.M., Пак К.П., Панов Н.П. и многие другие) география, генезис и эволюция этих почв остается дискуссионной. Особенно дискуссионна региональная география солонцов водно-аккумулятивных равнин аридной зоны и генетичеокое сопряжение солонцового процесса о разными типами почвообравукицих пород. Изучение почвенных картографических материалов показывает малую сопоставимость контуров солонцовых почв вплоть до полной несопоставимости распространения этих почв. Главными причинами этого являются слабая разработанность диагностики солонцового процесса и многообразие пород, участвующих в почвообразовании.

Многие породы тяжелого механического состава водно-аккумулятивного происхождения в процессе субаэрального диагенеза приобретают признаки и свойства, характерные для типичных солонцов (столбчатость, сильное уплотнение, полигональную трещиноватость, глянцевитость трааей структурных отдельностей и т.д.). К тому же

2 процессе вторичного субаэрального гс-оморфолнтогенеза они очень lacTo перекрываются тонким плащем эоловых отложении легкого voxa-¡ического состава, Многие породи морского происхождения содерлат ¡ольпше количества поглощенного Na (до 60 % от емгаэстн поглоще-1ия). В совокупности sto создает иллюзию типичных солонцов - алю-шально-иллявиального типа строения почвенного профиля, структуры, плотности и т.д. характерного для солонцов. Поэтом;/ иеоСхо^и-ia дальнейшая разработка диагностики солонцов и солонцового лро-;всса в целом.

Дгшгном'нма сохакцаа лнтсгенного генеансн (мадедоаакоицч).

Пространственное и геоморфологическое сопряжение о породами орокого происхождения. Поверхность пород перекрыта тонким пл.адем эловых отлсивний, границы напластования между легкими (эоловыми) подстилающими (тяжелыми)породами четкая, структура гориноитоь I и В2 столбчатая, глыбистая, распадающаяся на плитчатые, плао-ннчатые отдельности, и нижних горизонтах отсутствует выделение арбонатоа шывсвиального типа, новообразования гипса а виде про--|тлоч, микроморфалогичеоки im устанавливаются ({шиндалъно-натбчныз ОГ.. Содержаний поглощенного Na равномерно увеличивается сверху ¡из, без максимума в горизонте BI. Преобладающий состав раотп-

}лыюго покрова сслянюиый.

Д';.чгЕ!еиггиа нгютаадаа онланчол. Расположены в вапвдншмх и аздцовидных по.'ш.'ошшх с дополнительны}.* поверхностным увлалнени-( гашии и доядовыми подали. Поверхность отгбоа выпукла, при-'дрэнз кремнеземистой присыпкой, структура не рагасалнваэтся па иткя и пластинки, распадается на ияометричниэ .агрегаты иди на шамоакдкио атпвльнооти. Текстура оптически орконтироганшк глин горизонте BI '¿теидально-натечная, выделения карйокатсп в ямю; ригонтах иллг/энмьнсто типа, ввдедение гипса и виде нэтои, уи, хояяапая, пятен. Содержание поглощенного («а смеет отчегли-й к^кскмум f горизонте E'î. в составе роэтитвльйого покрсва прк-тотзуег черная полынь и ка»»]>эроомь моншйшйсхсая:

Па укладки^« признакам d прзделах Пршаопия широкоэ раоп-зтркюний имеют литогенше солонца, формирующиеся на мороигл яодэккях. Настоящие сслошщ вотрочкстся только па торриторийи, 7ралт почпаабразевания юаторик превышает 4 то. лат. На пллюан-!)iib!x отведениях оозрем&нных дельт н.птоящие оолонци не ortp.aay-:я. НеОодлсно контуры этих почв в дйдьтзх но наяиы коельмованп-исегда приурочены и ''островам" порогах: пгрод, не 1?щфитнч ал-

дювизльными и эоловыми наносами. В распространении и свойствах солонцов З.Прикаспия наблюдается ряд геохронологических закономерностей - на территориях с возрастом' почвообразования менее 4 тыс. лет распространены только литогенные солонцы и солонцы-солончаки, с возрастом 4-6 тыс. лет - преобладают корковые солонцы, с возрастом 6-8 тыс. лет - средние солонцы, .с возрастом более 8 тыс. дет •• присутствукт средние и глубокие солонцы. В этой же геохронологической последовательности увеличивается содержание N8 - отД2 \ до25 X емкости поглощения.

На начальных этапах формирования солонцов характерно микро-еональное проявление солонцового процесса - он охватывает только периферийные участки солонцовой структуры (бурые части столбиков) . В них отмечается повышенное содержание поглощенного Ыа, натечных ООГ, гумуса, йгОз и глины). По меде увеличения возраста солонцовый процесс охватывает всю почвенную массу диагностических горизонтов.

Гумус солонцов 3. Приказ пия фулыштлый,гуматно-фу ль ватный. В солонцах Дагестана соотношение Сгк/Сфк колеблется от 0.35 до 0.55, Восточного Ставрополья от 0.66 до 0.84. Для всех изученных солонцов характерно присутствие в горизонтах А и В выделений аморфной Б102 в виде опала (Федоров, 1976; Федоров и др. 1976 а,б,в).

И»5)11-Б. Аридно-автоыорфнмо почвн (светло-каштановые и бурые пустынно-степные) надежно маркируют зонально-географическое положение разных областей водно-аккумулятивных равнин. Являются обязательным компонентом почвенного покроЕа рассматриваемых территорий. Подразделяются на две группы: 1) аридно-автоморфные палео-гпдроморфные почвы, проходившие в своем развитии луговую стадию формирования; 2) исходно зридно-автоморфные псчеы, не проходившие в своем развитии гидроморфной стадии.

Первая группа почв отчетливо дешифрируется на аэрофотокосми-ческих материалах по строгой пиуроченности к вершинам водно-аккумулятивных форм рельефа (прирусловым областям высохших рек, приморских песков, не разрушенных ветром).

В пределах современных водно-аккумулятивных рзенин Западного Прикаспия занимают незначительные площади (не более 5 - 10 X). По мере увеличения возраста в связи.с увеличением интенсивности эолового субаэрального солончакового . геоморфогенега площади этих почв существенно уменьшаются, во многих случаях достигая нулевых

начений.

Главкш/йдиагностическими прививками этих почв являются грузя (правильная) слоистость почвообрааукщих пород, остаточно« зухое) оглеение, отчетливо выраженный аридный гидроморфний диа-энеа (контактная и поровая цементация осадков карбонатами, сов-1неяиями Fe и Мл),карбонатные, железистые и гипсовые новообразо-1ния, углефицированный фитодетрит, биолиты влаголюбивых растений животных и т.д., аутигенного типа залегания.

Так как больиинство исходно аридно-автоморфкых поча вод-j-аккумулятивных равнин сформировано ка эоловых отложениях, об-«овавпихся путем местного переотложения и сепарации оргало-ми-(рзльного материала верхних разрыхленных выделениями солей ropiv штов рядом расположенных гидроморфньм почв, то они имеют ряд ¡тагков гидрсморфизма - грубый уяефицировадный фитодетрит, k.%j-шатиые, сргано-железистые, гипсовые новообравования, биолиты аголюбиЕых растений и животных и т.д. Но в отличие от типично дроморфкых почв в рассматриваемых почвах все указанные компо-нты вещественного состава и строения почвенных горизонтов имеют лохтокный характер распределения в почвенной массе и привнаки эической. кородировенности поверхности во время перемещения.

Кроме этого, для исходно аридно-автомсрфных поча характерны сая эоловая,- слоистость почвообрааующих пород, алтоморфкый тип □жания к агрегатов, отсутствие признаков аридного диагенеза, тенсквная минерализация грубого аутигенного фитодетрит», целые ■совкны казешшх моллюсков к т.д. •

Характерной мощности (74 сы) оветло-какаыовые палэогидро-зфкые почвы* аллювиальных раанкн Э. Прикаспия достигают sa ¡зна-гельно волыгий период времени, чем сопредельные о шли луговые ibu, кв но ив в чей sa ZOO лет. А почвы иорогсих равнин пе ченва, t эа 400 лет. При этом отчетливо гкрЕлэикого млюзивхавсго ;мр-ттного горизонта аи те т другие почвы ив имеют. В хорогзо обо-¡ленком виде ок проявляется лига у поча на территории водка-ai¿-r/ляткшшк равнкн с Есерастом более 1(300 лет. Цошноотъ овет-■ каштановых пакэогидромор^иых и исходно автоморфных почв зсегда 10-20'см мэныгэ, чем у рпдсм расположенных луговых пота я лу-

;ых солоичвкоз.

В- отличие от гидроморфных поча, гумус которых гуцаганй' иди* ьватно-гуиатный (Сгк/Сфк - 1 - 2.7) и имеет большие'количества инов ( 39-60 X от содержания общего органического углерода),

- за -

гумус светло-каштановых Исходно автоморфных почв 1та = эоловыХ породах -фулъ ватный (Сгк/Сфк - 0.35-0.36), что сближает их с оуры-ми пустынно-степными исходно автоморфными почвами 3. Прикаспия i других регионов водно-аккумулятивных равнин [Логунова, 1958; Со-лодовникова, 1958; Егоров, 1959: Вишневская, 1959].

Однако данные относительного пересчета отдельных фракцш кислот от их суммы показывают, что ведущая фракция гуминовых кислот у светло-каштановых почв связана с кальцием (33 - 64% от содержания органического углерода) а в бурых полупустынных почва? все три фракции представлены более или менее одинаково (19 - 41 5 - I фракщ :; 25 - 427. - II фракция и 29 - 387. - III фракция).

Устойчиво преобладающей фракцией гуминовых кислот в светло-каштановых палеогидроморфных почвах является фракция прочие связанная с кальцием (8,67 %) при значительно меньшем содержали! высокоподвижных и связанных с глиной и полуторными окислами гуминовых кислот (соответственно 2.95 - 1.94 %). У светло-каштановые исходно автоморфных почв различия в содержании указанных фракщ« гуминовых кислот менее контрастны и существенны (3.15 % - I фракция, 5,14% - II фракция, 4,01 X - III фракция). Такая же картинг отмечается и во фракционном составе фульвокислот при общем большем кол!гчестве всех фракций. Содержание всех фракций фульвокислот светло-каштановых палеогидроморфных почв в количественном отношении слабо диферэнцировано (12,13 7. - I фракция, 15,08 X - И фракция, 11,64 X - III фракция). В светло-каштановых исходно автоморфных почвах эта дифференциация более четкая (9.74 % - 1 фракция, 21,72 7. - II фракция, 9,11 7. - III фракция).

Бурые пустынно-степные исходно автоморфные почвы Э. Прикаспия имеют несколько другой состав гумуса. Во фракционном составе фульвокислот устойчиво преобладает I фракции (15 - 35 - 19.1 X ), на втором месте фракция прочно связанная с кальцием (22,58 -13,75%), на третьем месте фракция прочно связанная с глиной и полуторными окислами (9,11 и 6,24 7.).

Дифференциация фракционного состава гуминовых кислот буры* полупустынных исходно автоморфных почв менее отчетлива и постоянна. Встречаются почвы с преобладанием I фракции гуминовых кислот, но в преобладающем 1«зличестве их доминирует 11 фракция. [Добровольский, Федоров, и др,1975; Стасюк, 1996, 1967).

Для аридно-автоморфных почв водно-аккумулятивных равнин аридной зоны характерен легкий механический состав (от песчаногс

о легкосуглинистого). Почвы тяяолосуглинисюго' механического остава не типичны,' глкниотыа. не встречаются.

В большинстве случаев аридно-автсморфные почвы кзрбонатны с □верхности, имеют слабое засоление хлоридно-сульфатного и суль-атного типов. Обладают неблагоприятными водно-физическими свойс-вами, большой скоростью фильтрации, малой влзгоемкоотью, большой 5щей поровностыо, малыми запасами продуктивной злати, чрезмерно элыпой пороэностыо аэрации и т. д. [Кореневская, Федоров, 1971).

Разграничительная диагностическая миироморфологмя бурых пуо-лшо-степншс и снетло-камтпнояия сухостепних почв. Изучение |{ар-эграфических материалов обнаруживает множество противоречий и зсогласованности в распространении этих почв, особенно в нанесет разделяющей граница между ними. Весьма значительны они при эчвенном картографировании водно-аккумулятивных и предгорных де-гдационно-аккумулятивных равнин, так как на этих территориях >ычно отсутствуют полноразвитые почвы с четкой генетической дифференциацией профиля, нормальное почвообразование здесь нарушено 1тогенэзом, многочленкость», каменистостью и щебнистостью пород т.д. Для типичных светло-каштановых почв характерно рыхлое губное сложение, полная ы'рзгироьанность почвенной массы, агрегаты юметрической формы малой сложности, поры биологического прохождения, карбонатные нсвообрааоьания, сформированные ксеноморф-м кальцитом преимущественно ми;-'розернистых генераций, фитолиг'а-и засухоустойчивых влагав, светло-серый мулль, изотропность инистой плазмы.

Для диагностических горизонтов бурых полупустынных почз ти-морфным является плотное фрагментарное сложение, отсутствие пли лые коллчестЕа пор биологического происхождения, структура ани-метрической форми, отсутствие или очень малые количества агре-тов изометрической формы, бурый или светло-бурым мулль, обрзэу-ий микроскопически нерасчленимые комплексы с соединениями хело-, очень малые количества или отсутствие биолитов, карбонатные вообрааования преимущественно криптоаернистого кальцита.

Обязательным и наиболее информативным признаком бур:ых почв ияется ксеротермическоо ожелеэнение (рубефикация). Оно хярак-эно для всех этих почв независимо от их возраста, генетической алости, сформированное™ профиля, ландшафтного положения и поч-збразутда пород. Для светло-каштановых почв рубефикация не ха-стерка. Их микроскопическое строение имеет черты ослабленного

- 40 -

аридизацией степного почвообразования.

Так как рубефикация почв и песков пустынно-степной зоны 061 зательна и отчетливо прослеживается на сотни и тысячи километр! в широтном направлении, то ее следует считать основным типоморф-ным процессом полупустынного почвообраэования. В связи с тем, ч: рубефикация полупустынных почв [Федоров,1983,1984] не имеет пр! ципиальных морфологических и микроморфологических отличий от тг ковой серо-бурых пустынных почв и песков [Лобова,1960; Трут овский, 1966; Турсунов, Федоров,1970; Зырин, Турсунов, Федоро] 1972; Пиримов, Федоров,1986, Федоров и др., 19913, то бурые поч! следует от осить к группе почв пустынного почвообразования.

Ксеротермическая рубефикация в микробиологическом проявлен! характеризуется равномерным диффузным пропитыванием почвеннс массы аморфными соединениями железа с последующей их раскристги лизацией в устойчивые формы рудных минералов. Этот процесс сопрс вождается цементацией соединениями железа почвенного мелкозема образованием контактных манжет между зернами минералов и железис тых пленок на их поверхности.

Ожелезнение автоморфных почв видных областей может быт вызвано не только педогенной рубефикацией, но и рядом других прс цессов - палеогидрогенным, солонцовым и литогенезом.

Указанные виды ожелевнения имеют четкие диагностические раг личия, включая и ксеротермическую педорубефикации.

Палеогидрогенное ожелезнение сопровождается оглеением, на коплением углефицировенного фитодетрита и формированием значу, тельных количеств железистых новообразований о включениями мин роскопических форм гумуса.

Ожелезнение солонцовой природы связано с алювиально-иллювк альным перемещением глинистой плазмы и подвижкых соединений желе за. Поэтому для него характерен флюидальный тип микроокопическог строения минеральной плазмы диагностических горизонтов, наличи кутан шииовиирования.

Литогенное ожелезнение диагностируется по большой мощности обширному простиранию ожелеэненных слоев и по отсутствию прост ранственного сопряжения с почвообразовательными процессами (Феде ров и др., 19911.

11.6. Пески - обязательный компонент ландшафтов водно-акку мулятивных равнин аридной зоны, подразделяются на три генетичес

- -и -

» группы - аллювкалыше, морские, эоловые; отчетливо дешифриру-:я на аэрокосмических материалах по специфическому фотонеобра-!ии и особым формам рельефа.

Причины и механием образования эоловых песков особс-нно их пных форм и обиирных массивов является дискуссионными. Соглао-наиболее распространенной гипотезы они образуются путем поре-ожения ветром песков водно-аккумулятивных песчаных форм роль. При этом ни в геологической, ни в почвенной литературе - не сматривается возможность эволюциошго-генетичэского сопряжения азования эоловых пескол с почвообразованием на расположенных в эсредственной близости с ними территориях СНеуструев, 1939; Ц>, 1551; Трушковский, 1961,1962, 1966; Янкш, 1953; Еоровс-,1956; Сидоренко, 1956; Лобова, 1960; Леонтьев, Халилов, 1965; аров, 1969; Федорович, 1970; Глазовская, 1572,1973; Нет-1973; Кесь, Федорович, 1976; Кесь, 1983; Лобова, Хабаров, ! и другие].

Этому а значительной мере способствует контрастная геоморфо-меская обособленность несков на фоне выровненных поверхностей Ж2ИЩИХ территорий, визуаяъко наблюдаемая перестройка под еоз-твием ветра песчаных форм рельефа и т.д. В то ке время неод-атно отмечалось, что подвижные пески до интенсивного антропо-ого вовдейстзия а пределах всдно-аккумулятивных равнин имею" окно малые шсцади СНоуструеа, 1939; Шифферс ти др. 1960; Нё-з, 1953], модули дефляции их невначительние-яай мм/год СГла-тА, 1987]. По нааиы наблюдениям на гидроиорфных стадиях эао-,1 алдвзиальши равнин Нрикаспия песков нет, песчаные почвы ,!£ят менее 15 ллоцэди. Суммарная шювдь приморских песков не лваэт 10% площади морских равнин, они разрозненные и низкие юлее 2 м), под воздействием ветра разрушаются, не сбраэуа >ко-нкбудь значительные массивов эолозых песков. _ . География и мнопм свойства пескоя указьшеаг' на тесную гене-куя сзявь их образования с эволюцией почаенисто покрова ок-и;их территорий, подсгенкость их генезиса.

В прадедах водно-аккумулятивных равнин аридных областей сбе массивы эоловых песков ксегда сосредоточены на территориях члковой стадии эволюции почвенного покрова [Добровольский, м и др., 1990, 1991; Федоров и др., 1969, 1378 -а,б,; Можа-Оедоров, 1987, 1903]. Крупные массивы песков расположены сорсвых и гцдромср£лых солончакоз [Лобова, Хзбароя, 1983)

или с подветренной стороны от них. Последний топографический показатель настолько постоянен, что по нему можно безошибочно определять направление преобладающих ветров в пределах водно-аккумулятивных равнин аридных областей разных регионов суши.

Наиболее характерным и диагностически информативным являете! большое количество в эоловых песках мелких карбонатных, орга-но-желеаистых новообразований и глинистых агрегатов< Трушковский, 1961,1968; Хабаров, 1969]. Они не встречаются в обычно хорошо отсортированных песках и песчаных прослойках водно-аккумулятивногс происхождения [Федоров и др. 1969]. Те и другие являются типо-морфными V эСяаательными компонентами строения длительно гидро-морфных почв включая и солончаки [Добровольский и др., 1975; Федоров, 1979; Федоров и др., 1967,1970,1976]. Эоловые пески чаете имеют углефицированный фитодетрит и фиголитарии влаголюбивых растении, присущие Только гидроморфным почвам [Федоров, 1976], Сходство размеров указанных включений с размерами обломков кристаллических пород указывает на их аллохтонное эоловое накоплен!« в песках.

По наиим исследованиям количество агрегатов и новообразований в песках£Прикаспия составляет 4 - 16 X; в Притеречных песка! 12-303 [Хабаров, 1969], в песках Волго-Уральского междуречья 4 -19 X [Трушковский, 1966].

Минералогический состав эоловых песков разнообразен. Идентичные гранулометрические фракции песков и сопредельно с ним] расположенных солончаков Западного Прикаспия не имеют принципиал] ных отличий. Для тех и других характерно повышенное содержант лимонита, обломков полевошпатовых пород, амфиоалов и слюд пр: большом разнообразии содержания акцессорных минералов.

В целом проведенные исследования свидетельствуют, что обра вование эоловых песков имеет тесное генетическое сопряжение I эволюцией сопредельных гидроморфных почв. В большинстве случае: дни формируются на солончаковой стадии почвенного покрова вод но-аккумулятивных равнин аридных областей в процессе интенсивное субаэрального солончакового дефляционно-аккумулятивного педогео морфогенеза.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Почвенный покров водно-аккумулятивных равнин аридной вон! представляет собой чрезвычайно сложную динамичную во времени

фостранстве систему полигонных и полихрониых почв. Для иоенакия ш генезиса и эволюции необходима типизация структур почве-нього юкрова (СЛП) на основе ландшафтного литолого-геоморфологического [ геохронологического районирования.

Образование, развитие и эволюция почв на всех эталзх форми-ювания ландшафтов водно-аккумулятивных равнин происходит в тес-юм сингенезе с образованием, развитием и эволюцией рельефа и по-од, образуя при этом единый комплекс процессов - педолитогеомор-огенеза. Центральное положение и ведущая доминирующая роль в том комплексе процессов принадлежит почвообразованию.

По генезису и характеру проявления процессов педолитогеомор-огенеза водно-аккумулятивные равнины аридной зоны подразделяются а два класса СПП - I.- СЛП современных и древних аллюзианьных авнин и 2.-СПП морских равнин. Общим для обоих классов СПП яэля-гся сходный зонально типоморфный состав почв и общий тренд их аолюции. Главные отличия - разная скорость эволюции СПП, обус-эвленная гидрологическими условиями почвообразования, различной эходной засоленностью почаообраеующк пород и грунтовых вод.

Исследованиями от момента образования наземного почвенного жрояа до территории ракмго голоцена в системе пров-гденного шдигфтного лиголого-гесморфолсгичгского и геохронологического Зонирования 3. Прикаопия уотансвлено, что при относительно пос-)яниом климате и относительно стабильном еалегании грунтовых вод >чвеннай покров водно-аккумулятивных равнин аридной зоны пгохо-¡т 3 последовательных дискретных генетически сопряженных о лито-незои цикла образования, развития и эволюции.

I. Щ1.ЧД - гидроморфноэ почвообразование - вадно-аккуцулятив-й геоморфолитогекйэ. 2 ЦИКЛ - солончаковое почвообраэование -фляционно-аккумулятивный геоморфолитогенеа, 3 ЦИКЛ - ервдно-ая-морфное почвообразование - субзэральный эрозиоико-еккумулятив-й геоморфолктогенеэ, при интенсивном антропогенном воздействии условиях аридизации и опустынивания сочетающийся о дефляцион--аккумулятивным литог еоморфогекеэом.

Дискретная полицикличность сингенеоа и оопряженной эволюции га, рельефа и пород настолько постоянна и обязательна, что ее кно рассматривать в качества одного иэ законов формирования адшафтов водно-аккумулятивных областей аридной воны. Установле-> этого закона создает принципиально новые представления об об- . ювании и эволюции почвенного покрова и литолого-геоморфологи-

- ■■

ческого строенпл рассматриваемых территорий.

На солончаковом цикле в результате дефляционно-аккумулятив ного литогеоморфогенеза непрерывная эволюция гвдроморфного поч венного покрова • прекращается, происходит коренная трансформацн ландшафтов, формируется новин изначально автоморфный почвеннь покров и новее субачральное литолого-геоморфологическое строени водно-аккумулятивных равнин. Этим в основном объясняется увеличе пир площзди аридно-автоморфных слабоззсоленкых почв на постсо лончаковсм цикле эволюции и формирование обширных массивов эолс вих песков. По мере увеличения возраста территорий в результате субаэралы.^го литогеоморфогенеэа значительно уменьшаются площая палеогидрсморфных почв. Фактическое увеличение глубины валегани грунтовых под по мере удаления от берега моря объясняется и только понижением базиса эрозии, но и погребением их мощным пла-щем эоловых отложений.

Установлено, что формирование профилг^водно-аккумулятивнь равнин происходит при участия ДЕух групп процессов существен« разной природы - с одной стороны биофиэико-химического метаыор физма (основной процесс педоморфогенеэа), обусловленного воздейс твием биоценоза почв и продуктов его метаболизма, с другой процессов геологической природы (диагенеза). Профиль каждой почв представляет сбалансированную равновесную систему между этим группами процессов. В зонально-географическом плане интенсивное! диагенеза профиля почв коррелирует с глубиной гумификации и прс должительиостью периода биологической активности почв. В почвах гуматным составом гумуса и длительным периодом биологической ак тивнооти (степная зона) признаки диагенеза минимальны или отсутс твуют, в почвах с фульватным гумусом и коротким периодом биологи ческой активности интенсивный диагенез охватк -"ет Еое горизонт почв (крайне аридные пустыни). При аридизации, опустынивании интенсивной антропогенной деградации усиливаются процессы диаге нега и почвы приобретают стороение и свойствз, характерные дл осадочных горных пород - слоистость, уплотнение, цементирован ность, слитость, потерю гумусировэнности, деструкцию агрегатов новообразований и т.д. Наиболее диагностически информативным признаком соотношения процессов биофиаико-химического метаморфизма и диагенеза является структура почв. Агрегаты изометричес кой форш сложного микроскопического строения - признак полног господства процессов биологической природы, листоватая, пластин

иаа со слоистой текстурой - структура диагенеза; глыОютлн, ;олбчатая призмовпднЕЛ - структура ослабленного псшосСразова-•льного процесса.

Формирование характерного профиля лугсни:; почв происходит в ■раме 100 лет и в дальнейшем увеличения его мощности нг- отмечз-сл. В этот же период происходит и формирование характерного густого профиля этих почв. Иллювиальный карбонатный провидь вдно-звтоморфных почв формируется за 1000 лет, текстурная дг.ф-ренциация глинистой плаями - ва 3 - 4 тыо. лет п толь га в лоч-х бессточных замкнутых депрессии (западинах).

Все гидроморфныэ и пзлеогвдроморфние поили имеют признаки гивного сплошного постоянного (болотные почьы) или локального, риодического (луговые и палеолуговые почвы) оглеення, имеющего < универсальные, характерные для аналогичных почв суаи, так и эцифическке только дли аридкмх областей признаки. К первом от-зятся обесцвечивание глинистой плазмы и цветных м;те;>алоа, зтрутаутя минеральных пленок на поверхности зерен минералов, юовые количества унифицированного фитодетрита и оргию-.«еле-:тых новообразований, »озьтзенная анизотропия глины, ко вторш -¡утствие флюидам, них и натечнкх форм оптически ориентированных :м л малая подзихиос1ь соединений железа в связи с карбонат-■тью поча. Эти признаки оглеення длительное гремя (тысячи лет) ралкятся п аридно-аатоморОних палеогндромсрфних почвах.

Состав гумуса гидроморфных и пзлеогидроморфлих почв разных ионов имеет ряд общих"особенностей - соотношение Сгк/С.{к прен-ественно болгае 1,' преобладает фракции прочнозвязашше с О,а, чительные количества негидролизуемого остатка ( более 45 X ав-э содержания органического углерода). При антропогенной догра-гл и опустынивании угеличиваетсл обцая подвижвость гумуса и мзство инертных грубых его микроскопичосшк ферм, нпйлмдаетсл глнзЕцня всех форм гумуса у пор и тредин.

В исходно автоморфны;: аридных почвах, не проходивших в сесай п.ащт гидромсрЕнсй стадии эволюции соотношение Сгк/Сфк всегда ао 1.

Минералогические и микроморфодогические исследования т> аб~ ;<или глуОо:®й трансформации первичных и глинистых минералов воздействием аридного гндроморфтого и автомерфного ночиообра-нля водно-аккумулятивных равнин. Отмечается лииь интенсивная нтегрэцня полиминеральных литореликтов, внедрение кальцита а

крупные трещины мштралов и обломков пород, проникновение кальция по поверхностям плоскостей спайности слюд, а также перекристалли-рация кзльцита крупных генераций в никрооарнистыэ. При гидроморф-ном почвообразовании заметно увеличивается содержание лимонита.

Засоление почв характеризуется исключительно большой пестротой, пространственной и временной динамичностью. Присутствуют практически все градации глубины, интенсивности и химизма засоления. В процессе эволюции почвенного покрова засоление почв проходит несколько стадий метаморфизма - очень кратковременную и не всегда обязательную гидрокарбонатную, продолжительные - сульфатную, хлорк но-сульфатную, сульфатно-хлоридную и хлоридную. Для большей части площади водно-аккумулятивных равнин характерны смешанные варианты химизма засоления - хлоридно-сульфатное и сульфатно- хлоридное, как по простиранию так и по глубине с большими значениями вариабельности (до 100Х). Доверительные интервалы содержания солей разных категорий интенсивности химизма на определенных стадиях эволюции почв более или менее стабильны. Характерной особенностью засоления почв водно-аккумулятивных равнин явля-етется значительное количество хлор-иона при всех типах засоления и его количественных градациях.

Для аллювиальных равнин 3. Прикаспия типичные солонцы но. характерны. На морских равнинах они распространены на территориях с возрастом более 4000 лет, на территориях с меньшим возрастом распространены литогенные солонцы.

Главными диагностическими различиями типичных солонцов от литогенных являются флюидальные . с кутанами иллювиирования оптически ориентированные глины, иллювиальные гори; .знты карбонатов и гипса. В литогенных солонцах эти признаки отсутствуют.

Типичные светло-каштановые и бурые пуст^' чо-степные почвы по основным признакам микроскопического стороения принципиально отличны друг от друга( сложению, агрегированности, гумусу , глинистой плазме, новообразованиям). Главным диагностическим признаком бурых почв является интенсивное ксеротермическое ожелевнение (ру-бефикация). Она характерна для всех бурых почв независимо от возраста, строения профиля, почвообразующих пород, ландшафтного положения и т.д. Сходство их рубефикации с таковой серо-бурых почв позволяет отнести эти почвы к почвам пустынного почвообразования.

гшсок аышкш пчопикацик. отрамвцих солерепяие диссертации

"оногрлски, ичрбные пособия, картографические материалы.

.Гоо.ч'нкня, калкогзцкя и генезис почз дольтм Терека, МГУ. П., 13?5. 240 с.

.Методика палвспедклзгкческмх исследований. Гл, ХИ"0снопи мнк-роаорфологнчосиого анализа".-Киев, Наукоса Дукка, 1У73, Г,, 170-200 , ^отоднческоэ руководство по иикроисрфологии почз. И,, КГЦ,

. Карта использопанка почп йонгояки, йаситаб 1: 1000000. Изд. ГЬ'ГК СССР и КНР. Улан-Затор, (.'., 1Ш

Поаснитзльная записка к карте "Использование почв Монголии", "оскоа-Улан-Патор, 19111. С. 04-00

Почленная карта Дагестанской ЙССР. а-б 1 : 300000, Изд. ГУГК СССР. 1Э90

Пояскитолыгал записка к почвенной карте Дагестанской АССР.

К5рта'з|рзкя(ярч5 Дагестанской АССР. йасзтаЗ 1 : 1500 ООО.

Карта'прнродна-сйльскогшзяйственнпго районирования Дагестанской &ССР. К-б 1: 1000 ГУГК СССР. 1390

К езтодшеа ижроморфмогичеекпх исследований почп а ьлийах. ймологичзпшз науки, почповздеиив, 1963, Н 3- с. 193-204 О гэхннкв кзготоплания глмоав с нсиаупгнккн слоаенкоа,. Вестккк 1ТУ, Сор. VI, б'нолопга, почвоведение. 1963, Н 5- 0.153-73 К ейзкко-гвсгро$цчзскоку районирования дельты Терека. Биологические каукк, печвоведгикз, 1907 Ц 5- с.147-151 .Геигзкп и скстгмткка лугогшх почз дельты Тсргкз, Вколог. Ккк. 120?. II 9 - с.1,25-120

гвкройорсологйчасизв яиапгостчкл пород н пачз дельта Тгргка. Ьзолог. паук«, 1аОЗ.,И& 10Л-П?.

^мк'пчвскгсП состав природных фигоцзноэов целы и Терзка и его сзпзь сз стртетцроЯ почвенного покропа. Биолог, изуик, Есиеденнэ, 15и0. И 11 - с. 108-113

1кск| ^зяьтк Терека. Оесткик !'ГУ, почвозеденпв, 1389, я 0 -

Рйкрохорфалоп«! цвлкквкк и ойспавкык соро-бйркх почз Кззил-'Гсп!:нскогп редто Езлякчца. весткнк 1Гз, биология, почвоао-

ЬпкЕойеяпз'азросотбкагсрявлов для почвенного районирования, пород н почз дэльтй Терека. Вастинк ВГН, биологи, почвоведение, 1371, Н 4 -с, 04-50 Сол&ичак» тжгореюй зои'1 дельта Терека. 9ес1ик* ЕГЗ, почво-

12?!, К Ц - с.73-34 Ивчзаика-еедиор&тхвввв кзряитеристкка цзигралпка« '«¡ста дети Терека //"(¿рогаалв к пкзоэык Терека"." Кзд. СвШШПШ, г. ;*лс¡с?;» ¡57! - с, 24-37

Ночггм Сипорного Дагестан:?. Весгас: ьТУ, гтвоаедок/!«, 1372,

Особенности грцппссого состава гукуса еиетло-казтанСЕк;» иочв дельта Торзка//"Бопраск рацнокального ксгшьзоэвк;:а и вова-п&ет.а плодородии пачо Дагестана", Г-ахачкаях, 1272, -с.100-103

с - райотя в соавторстве

23*. Минералогический состав пвсчани-пылеватой фракции почвцобра .) Ч и л и х пород и мочи дельты Те р>л:а//" Вопроси рдциональнпг иеммльзнания и повииения плодородия ночи Дагестана", Мачпч ими. 1372. - с.110-116 ».'4*. УимералошческиЛ состав тониодисперсной Фракции и микромир Фолигия луговых почв долимы р. Зарившан. Почиивгдчиие. 1У7й N 0 - с. 130-140

25*, Минералогический состав ила почв дельты Гс>река//"Вопроси ра цивильного использования и повышения плодородия почв Дагег; тана". Махачкала, 1372. с-117-119 26*. Направленность почвообразования я долина Нижнего Дона и За падкого ¡¿анича и изменежм ее при орошешш//"Эксплуатаци оросити.чьно-обвидннтелглшх систем и мелиорация орошаемых зс мель Северного Кавказа". Вып. XIV. ч. II, 1373, ЮкНИИГИМ Новочеркасск, - с.31-64 2?. Микрсь-рфологическая диагностика некоторых элементарных гюч соэораэосательных процессов в почвах основных ириодни зон//'Груди X международного конгресса почвоведов. Н., 1974 т.УН,- с. 130-13? 28*. К методике изучении отолитов в растениях и почвах, Вестни

«14. почвоведение. 1374. N 4 - с. 98-100 29. Микроыор.рологц2 гидроморфных почв дельты Ироради. Ввстт' МГУ. ь^-тлия, почвоведение. 1474. N ) -г.«5-90

■ Аэро^Ьде-'нЬрирование состояния с/х угодий С.Дагестана ' //Проблемы с/х науки в ¡.ТУ.1975.С 29-32

31*. ¿»лектронно-зондоиыЛ микроанализ новообразований гидроморфнь

почв дельты Терека. Почвоведение, 1Э70, N 0 - с.122-129 32*. Биодиагностика условий почвообразования и почв аллввиал* но-иорских равнин полупустынной зоны на примере Западног Прина1:пия/'/"Про0лем11 и методы Оиологичрской диагностики индикации почв". М,, Наука, 1970,- с.330-340 33*. Риологическая диагностика почв дельты Терека, биологичест

науки, почвоведение. 1976, N 3, - с.112-115 34*. Микроморфология почв Кубанской рисовой системы//"Химия по*

рисовых полей", к,. Наука, 1976, - с. 120-12? 35*. Элементы характеристики генетического ряда почв: лугов! темноцветные - луговые солонцы в центральной пойме Нижне! Дона/УНауш. труды ВШИГИИА. Вып. XXI. Новочеркасск, 1971

- с. 155-163

36*. Микроыороологиа черноземных малонатриевих с концов Северно!

Казахстана. Почвоведение. 197Й, К 10, - г.. 114-121 37. Микроморфологическая диагностика солонце!-мчх почв и солонт Юго-Западного Прикаспия. Вестник МГУ, 1970, II 4 -с. 116-111 30*. Изменение микроскопичг:кого строения приазовских чернозем! под воздействием ораиения//11ауч1ше труды ЮиНИИГИНЙ, вы XXI, Новочеркасск, 1976,.- с. 59-66 39*. Никроморфологическая диагностика карбонатов и их роль аридном почвообразовании//"Научные проблемы почвоведзния агрохимии". Тр. НЖА ЫСХ Узб. ССР, вып. XII. Таикент, 197

- с.4-14

40*. Иикроморфологическая диагностика иалеогидроморфизма авт морфних почв долин Западного Ианыча. Бестн. МГУ, 19.и, N 3 с. 139-140

41*. Никроморфология вмных солонцеватых черноземов Павлодарск

области. Вестник ИГУ. Почвоведение, 1976, N 5 - с. 87-91 4Ь. Электронно-зондовый микроанализ оптически ориентированы глин почв Западного Прикаспия. Вестник МГУ, почвоведени

1977. N 1 - с. 54-61 !*. Микрокорфологичаская диагностика процессов оглеения к иллю-виирования//Проблеми почвоведения (советские почвоведы к XI Некдународному конгрессу в Канаде). М., Наука, 1978, - с. 252-258

I*. Биолитная диагностика почв аридной зоны//"Биологическаз продуктивность дельтових экосистсм Прикаспийской низменности Кагказа". Махачкала, 1978, - с.94-У7 1*. Почвы маршевой зоны Терско-Кчмского иеадиречья. Биологические науки, почвоведение, 1970, N 9 - с. 108-114 i*.Эволюция состава почвенного покрова Терско-Кумского мешду-речья//"Биологическая продуктивность дельтових экосистем Прикаспийской низменности Кавказа". Махачкала. 197Н, с.97-100

i*. Злектронно-зондовый микроанализ печв Юго-Западного Прикзс-

пия. Там «е.- с, 121-12.5 #. Применение новых методов для диагностики почв аллсшшьннх и

приморских равнин аридной зоны, Там «в. - с.92-94 #.Уинерало-геохикическои районирование Терско-Сулакской дельтовой равнины. Материалы VII Всесоюзной научной конф. по природному и зкономико-гоографическому районированию СССР для сельского хозяйствл//"Природное и сельскохозяйственной районирование СССР".М.,МГУ, 1981. - с. ?3-7(i *. Сезонная динамика мнкроморфологии засоленных целинных луговых почв нивней дельты Ку0ани//"ПРоблемн диагностики и мелиорации солонцов" Новочеркасск. 1981. - с.138-143 . Актуальные проблемы широморфологии ночи. Тез. докладов YI

двлзгатского съезда ЙОИ, Тбилиси, 1981, т.4 - с.149 ».Математическая характеристика эволюции мощности аллювиальных луговых почв дельтм Торека//"Биологическал продуктивность ландшафтов Дагестана, Дпг. фил. АН СССР, отдел биологии, Махачкала, 1982. - с.81-84

Прииципи и «етоди почненього райош1ровании//'"Нриродно0 л сельскохозяйственное районировании СССР". П., ИГУ. 1982. -ч:, 11-114

, Диагностика литогенеза и почвообразования, Тез. док/,. II Вспсовзной конф. по микроиорфологни почв. Тарту, 1983. - с.И , Микроморфологическая диагностика бурых полупустынных почз,

Tai; se - с, 3? ' s. Динааика почвенного покрова дельты Терека//"Пачзи речных долин к дельт, их рациональной использование и охрана" ИГУ, 1984, - с.44

«. Зролсция почвенного покрова аккумулятивно-норсиих равнин Западного лрикаспяя в голоцене. Тез. докл. .:1сясосзноЛ кон;?. "История развития почз СССР в голоцвна", Пуг;мно, изд. (Ш СССР, 1964, - с. 140

Основные черти почвообразования аллквиашю-иарскик равтш аридной эоны//"Почвы речных долин и дельт"ьх рациональное использование и охрана1,. ИГУ, 1904. - с,49-50 Уикрокорфологическая диагностика бурых полупустынных почв.//"Природные условия и ресурсы пустынь СССР, их рэц. использование" ПН Туркы. ССР, Ашхабад, 1984, - с.238-242 . Зволвиия структур почвенного покрова аккунулятивно-уорских равнин Терско-Кумской низменности. ВЕстн. МГУ, сер. 17, 1984, Н 3 - с. 20-28 Соотнесение и различия литогенеза и почвообразования. Тез.

YII Съезда почвоведов, Тагкент, 1385, т.4, - с, S3 . Особенности динамики почвенного покрова дельты Терека в

¡j/шииык аридиэации и антропогенного воздействии. Тех, докл. Y Всесоиэной научной конф "Природные ресурсы пустынь и их освиеиис" Изд. Илны, Ашхабад, 1УВи, - с, 126-125 ti¿+. Проблемы изучения почв Прикаспийской низменности. Почвоведе

мне. 19Н(>, ¡I 3, - с.31-30 ÍKW, Типы структур почвенного покрова как основа микрорайониро--ваиия и дифференцированного использования земельных росур-сои//Г1ро()лиыы природного и сельскохозяйственного райониропаии и топологии сельских местностей СССР". &ГУ, 1307, - c,134-13'i Ь4*, Зволицня почвенного покрова дельты Терека. Тез, IX научно-практической конференции по охране природы. Кахачкалз, 19В7, -с, 93-95

ВЯ», Мелиоративное воздействие на'природные ресурсы дельтн Терек*

и особенности их охраны.Земледелие, 190?, н 10, - с. 40-42 66*. Структура почвенного покрова Терско-Нуиской низменности. Си

ологич^пкие науки, почвоведение. 1980, fill, - с.102-109 6?*, Микроиирфологическое строение просадочных почвегрунтог подгорной paottvtuu Конетдага// Орошаемые помои - основа интенсификации с/х производства Туркменистана. Ашхабад, ISBB, -с.70-77

СВ*. Антропогенная динамика структур почвенного покрова дельтн Терека. Билл. Почв, ин-та. иы. Докучаева, 19UB, внм. 47, --с.30-39

69*. Динамика состояния земельных угодий в дельте Терека, Земледелие, 1309, Н 4, - с.38-40 70*. Актуальные проблемы оценки экологического состояния почвенного покрова равнинного Дагестана. Тез. докл. Всес. совет. "Правовой ревнм использования и охрани Каспийского моря" Махачкала, 1990, - с. 20-27 , . 71-*. Трансформация структуры почвенного покрова дельты Терека при антропогенном воздействии. Вестник ИГУ, сер. 17, почвоведе-■ míe. 1990, К 4, - с. 11-14 72*, Типизация структур почвенного покрова равнинного Дагестана и его антропогенная устойчивость. Почвоведение, 1991, Н 3, -с.5-14

73*. Микроморфология слитых черноземов Западного Предкавказья.

Вестпик ИГЗ, сер. почвоведение, 1991, N 2, - c.62-Ü7 74*. Микроморфология слитых луговых почв дельты Нила, Вестник

ИГУ, сер. 17, почвоведение, 1991, Н 1, - с. 19-23 75*. Диагностика опустынивания почв аллювиальни морских равнин аридной зоны//Экологические проблемы Прикаспийской низменности. Махачкала, 1991, - с.34-44 76*. Об особенностях структуры почвенного поь,н.ва равнинного Да-гестана//Зкологические проблемы Прикаспийший низменности. Махачкала, 1991, - с. 12-24 7?*.- Временная динамика заселения почвенного покрова современной дельты Терека. Биологические науки, 1991, N 3, - с. 129-133 70*. Эголеция структур почвенного покрова пастбич дельты Терека.

Вестник МГУ, серия почвоведение, 1991, N 3. - с.3-8 79*. Актуальные проблемы изучения почвенного покрова Монголии в системе экологических и природоохранных мсследований//Эколо-гия и природопользование в вонголии, Пущино, 1992, - с. 57-70