Бесплатный автореферат и диссертация по сельскому хозяйству на тему

ИЗМЕНЕНИЕ ГЛИНИСТОГО МАТЕРИАЛА В ПРОЦЕССЕ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ПОДЗОЛИСТЫХ, ГЛЕЕПОДЗОЛИСТЫХ И БОЛОТНО-ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВАХ

ВАК РФ 06.01.03, Агропочвоведение и агрофизика

Автореферат диссертации по теме "ИЗМЕНЕНИЕ ГЛИНИСТОГО МАТЕРИАЛА В ПРОЦЕССЕ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ПОДЗОЛИСТЫХ, ГЛЕЕПОДЗОЛИСТЫХ И БОЛОТНО-ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВАХ"

А-ЗШС МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА,

' ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМ. М.В.ЛОМОНОСОВА

ФАКУЛЬТЕТ ПОЧВОВЕДЕНИЯ

На правах рукописи КУЗНЕЦОВА ЕЛЕНА ГЕННАДЬЕВНА

* УДК 631.4:549.905.8

ИЗМЕНЕНИЕ ГЛИНИСТОГО МАТЕРИАЛА В ПРОЦЕССЕ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ПОДЗОЛИСТЫХ, ГЛЕЕ ПОДЗОЛ ИСТЫХ И БОЛОТНО-ПОДЗОЛИСТЫХ

ПОЧВАХ

Специальность 06.01.03 — почвоведение

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата биологических наук

Москва —1983

Жс-^об^оС-сииа^

!

Работа выполнена б Институте биологии Кош ;филиала АН СССР ^ / . " -

Научные руководители: доктор сельскохозяйственных наук,

ст.н,сотр. И.В.Забоева

доктор биологических ндук, от* в* сотр. Т. А. Соколова

Официальные оппоненты; доктор биологических наук,

/ ст.н.сотр. В.Д.Васильевская

кандидат'биологических наук, / ст.н.сотр. Н.П.Чижикова

/

Ведущее учревдеше:зЛеНННГрйДСКИЙ Государственный!

/ "¡университет-им;А. ¿.Жданова '

Защита состоится "~ "23" апреля 198^ в часов 30 ищут вазаседагаш специализированного

Совета по почвоведению в Московское государственном университете им. М. В. Ломоносова в Цадой аудитории зоны "Д" факультета Почвоведения (117234 15осква, Ленинские горы)

, С диссертацией «оно ознакомиться в библиотеке факультета Почвоведения МГУ им. II. В. Ломоносова

Автореферат разослан * /4

Ученый секретарь <йециалвэнровадного совета* доцент

И. П. Бабьева

ОНОАЯ ХйРАКИРШШСА РАБОШ

Актуальность проблем*. В решениях ХХУ1 съезда КПСС большое витание обращается на повышение продуктивное та сельскохозяйственных угодий в Нечерноземной зоне РСФСР. Первостепенное значение придается повышению плодородия пота, эффективно^ освоению земель, проведению мелиоратпвных работ, в связи с этим необходимо всесторонее в углубленнее изучение подзолистых и заболоченных суглинистых почв, которые являются наиболее распространенными о Нечерноземье.

Интенсивное освоение природных ресурсов северо-востока Европейской территории СССР вызывает необходимость развития очагового зешгеделая и, следовательно, знания свойств почв, которые в первую очередь вовлекаются в сельскохозяйственное использование. Цэкиш потвшгп в Когли АССР являются подзолистые, глеепод золистые и бслотно-подзолистае, занимашие наиболее дренкрованпые участки территории. Слабо исследован в них химический и минералогический состав илистой фракции, определяющий многие свойства почв* В связи с напеченной переброской части стока рек Коми АССР на юг важно наметить перспективу изменений глинистого материала почв в зонах возможного подтопления и косвенного влияния водохранилищ на основе

изучения заболоченных членов почвенных катен,

1

Цель и задачи работы. Основная цель исследований состояла в изучении глинистого материала в подзолистых суглинистых почвах Ковш АССР и его изменения под влиянием оглеения в окультуривания. В соответствии с основной целью были поставлены следующие задачи:

1. Выявить специфику изменения глинистого материала & процессе почвообразования в подзолистых и глееподзолвотых почвах Коми АССР по сравнению с подзолистыми почвами более южных регионов. „

2. Оценить влияние различных стадий гидроморфизыа на преобразование глинистого материала. .

3. Оценить влияние сельскохозяйственного освоения на состав глинистых минералов.

4. Выявить влияние содержания и состава глинистых минералов на обеспеченность почв некоторыми формами калия.

■ ' • - #'№ЗГ

ЦЕНТРАЛЬНАЯ

НАУЧНАЯ Б^лнотска

Могк. со.п^сколоз. ексдэчии им К, А, 'I »н/ирячеоа

Ихз N2..............

Научная новизна работы. Впервые подробно изучен химико-минералогический состав илистых фракций в подзолистых, глее-содзоллсгах и Солотно-подзолистых почвах Кома АССР* что позволило вдавить специфику изменения глинистого материала в этих почвах по сравнению с подзолистыми почвами более шзшх регионов. Показано, что даю образования минерала типа бе&ел-лита в кислых суглинистых почвах необходим! автоьюрфше условия. Установлены закономерности распределения глинистых минералов в почвах различной степени гадроыорфизма. Для характеристики обеспеченности почв калием впервые в данных условиях использованы термодинамические показатели (калийный потенциал и потенциальная, буферная способность почв в отношении калия) и установлена юс связь с содержанием и составом глинистых минералов.

Практическая ценность результатов. Полученные результата расширяют современные представления о механизмах, дифференцирующих глинистое минералы по профилю • подзолистых суглинистых почв. Химико-минералогическая характеристика илистых фракций почв в ряду нарастадаего заболачивания позволяет прогнозировать трансформацию глинистого материала при изменении водного рекила почв, что приобретает большое значение при осуществлении проекта переброски части стока рек Кош АССР на иг.

Полученные материалы также могут быть использованы для оценки ряда агрохимических свойств почв, в первую очередь — обеспеченности изученных почв калием.-

Материалы диссертации используются для чтения курса лекций "Глинистые минералы в почвах" на факультете почвоведения ЫУ пи. М. В.Ломоносова. Результата исследований были представлены на ВДНХ СССР в 1982 Г. .

Апробация работы. Материалы работы докладывались на молодежной научной конференции северных филиалов АН СССР (Сыктывкар, 1979), IX симпозиуме "Биологические проблемы Севера" tСыктывкар, 1981), заседаниях лаборатории географии и генезиса почв Института биологии Кош филиала АН СССР.

Публикации. По' материалам диссертации опубликовано 8 работ.

Объем работы. Диссертация изложена на 140 страницах;

содержит 19 таблиц и 17 рисунков в основной тексте, 6 таблиц я 15 рисунков в Приложении; состоит ез введения, 7 глав, выводов, Приложения. в список литературы входит 152 работы, в тош. числе 47 на иностранной.

ССЩРЖАНИЕ РАБОШ

Глава I. ОБЗОР ЛИТЕРАШЧ

Существу щий литературный материал по содержанию и составу глинистых минералов в почвах подзолистого типа относится преимущественно к дерново-подзолистым (Горбунов 1961,1964; Градусов, Дзядевич, 1961; Градусов, 1964; 1968; 1970; 1972; 1976} Вербицкий, 1965; Лабенец, .1968; Целвдева, Градусов, 1969; Гагарина, 1973; Градусов, Урусевская, 1974; 1&ргульян, Соколова и др., 1974 и др.) и в меньшей стелена к собственно подзолистым л глешодзолвстым почвам (Забоева, 1975; Соколова, 1980)* Установлено, что элювиальные горизонты подзолистых почв обеднены разбухашдами минералами и обогащены хлоритопо-добвнми структурами и каолинитом. В главе также рассматривается современные представления о влиянии оглеения а окультуривания на изменение глинистого материала в почвах.

Глава 2. УСЛОВШ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ И ПОЧВЫ. РАЙОНОВ ШСВДСВАШЙ

Исследования проводились на территории двух районов Кома АССР - вблизи г.Сыктывкара, в подзоне средней тайги и в Троипдо-Сечорсксц районе, в подзоне северной тайги. Территория имеет равнинный рельеф с небольшими относительными колебаниями высот. Климат района исследований умеренно-континентальный, дето короткое и прохладное, зима продолжительная в холодная с устойчивым снежшм покровом. Почвообразующие породы представлены покровными пылеватыми суглинками. Основными подтипами автоморфных подзолистых почв являются в подзоне северной тайги глееподзоластые, в среднетаежвой подзоне -типичные подзолистые почвы (Забоева, 1975." Классификация и диагностика почв СССР", 1977). Автоморфкые почвы формируются в условиях хорошего дренажа в полосе приречных склонов и увалов. Полугщфоморфвые болотно-подзолнетые почвы развиваются в межувалистых понижениях, на слабо рассеченных водоразделах 'и ограднах болот, где появляется переувлажнение за счет ослаб-

лент стока атмосферных вод. Болотные почвы занимают центральные части плоских водоразделов.

Глава 3, ОЕЬЕШ И МЕТОДЫ ИЗСЛЭДОВАНИЯ

В районе исследований вблизи г,Сыктывкара изучалось 2 разреза: типичной подзолистой {р.12) и торфгнисто-подэолисто-глееватой почв (р. 13), В пределах Трогажо-ГСечорского района исследовались 4 разреза целинных почв: глееподзолистой (р.25), ' торфянисто-подзолисто-глееватой (р.27), торфяно-подзолисто-глеевой (р.32), торфяно-глеевой (р.ЗЗ) и 2 разреза окультуренных почв: пахотной глееподзолистой (освоена в ЗС-х годах, p.20) и новоосвоенной глееподзолистой (освоена в 1973 году, р.35). Почвы разрезов 25, 27, 32 и 33 образу от почвенную кате ну протяженностью ~ 200 м. Заболачивание проасходит под влиянием атмосферного увла&кенпя.

Непосредственными объектами изучения были фракции <0,001 мм; выделенные по методу К.И.Горбунова <1971) из образцов, взятых по генетическим горизонтам и структурным компонентам, препарированным по методике В.О. Зйргульлна (Таргуль-ян, Барина и др., 1974). Юшстве фракции исследовались рент-ген-д^рзжтометрическим, термическим и химическим методами. Количественное определение минералов группы каолинита и лабильных силикатов проводилось по модифицированной методике Э.А.Корнблша (Корнблюм и др., 1972). Модификация заключалась во введении поправки па L р-фактор для получения истинных значений интенсивноетей рефлексов. Содержание минералов группы иллитов определяли по количеству KgO в наловом составе ила путем умножения этой величины на 10, предполагая, что содержание KgO в слщистат структурах составляет Идентификация глинистых минералов проводилась на основании принципов, изложенных в ряде работ (Рентгеновские методы 1965; Методы изучения ..., 1975; Градусов, 1976 и др.).

Обычные хшлческие анализы почв и илистых фракций выполняли общепринятыми методами (Аринуткша, 1970); содержание несиликатного Ге^О^ определяли по Мера и Джексону (1953), ЗРе203 и AI^Qg - по механический анализ выполняли по

Качинокому. Определение калийного потенциала проводили в вытяжке раствором CaCIg (Acquaye , Мао Lean , 1966), ПОТен-цнальной буферной способности почв в отношении калия (РЗС11)-

ПО БеКЕтту { Beckett , 1964; Beckett et al. , IS66).

Глава 4* РАСПРИЕЯШИЕ ШИС1Ш ФРАКЦИИ В ПОЧВАХ

В изученных почвах наблвдается элювиальное распределение илистой фракции по профилю, иногда* со слабо выраженным накоплением ала в горизонте в по сравнению с породой - в разрезах 12, 13, 32, 26 (рис.). В автокорфных почвах потеря ила из подзолистого горизонта.заметнее выражена в типичной подзолистой по сравнению с глееподзолястоа. В пределах одной подзоны почвы начальных стадий гидроморфизма имеют элювиальные горизонты, в большей степени обедненные илистой фракцией, чем истин азто-морфшх позиций. Лра окультуривании существенного изменения механического состава не происходит. Обе почза, особенно ново-освоенная, обеднены в верхних горизонтах илистой фракцией. Пересчет данных механического анализа на обезшгеннур навесу свидетельствует о том, что дифференциация механического сос-- ■ тава в изученных почвах касается главным образом илистой фракции и не зазрагивает частицы более крупных размеров. Баланс илистых фракций в разрезах 12, 25 и 27 оказался отрицательным; потеря веса из почвенного профиля составила соответственно 126, 134 и 107 кг для призмы сечением I м2 а мощность» 155 см. Изучение распределения гранулометрических фракций по элементам строения в типичной подзолистой почве показало, что по сравнению с общей и внутрипедной массой кутаны горизонтов Bj, £¡2 и-ВС обеднены кругао-пылеватой фракцией и обогаэдш илом. Это свидетельствует об иллювиально-суспензионной аккумуляции глинистого материала в трещинах и на поверхности педов.

Изученные наш почвы обнаруживают сходство по распределению глистой фракции по генетический горизонтам с дерново-подзолистым более шных регионов (Тарцльян, Соколова в др., 1974), но степень обеднения илом подзолистого горизонта и абсолютная потеря ила из почвенных профилей меньше в почвах Коми АССР со сравнению с почваш Подмосковья.

Глава 5, ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛИНИСТОГО МАТЕРИАЛА В ПОЧЗАХ

Основными компонентами в составе илистой фракция йочво-обраэуицей породы изученных почв являются каолинит, вллит и разбухакцвй минерал (смесанослойное шитт-монтмораллонитовое образование), которые присутствуют примерно в пропорции

>

1 . Рис; Распределение илистой фракции по профилю в'почвах

20:30:50# (тайт.1).

В процессе порообразования изменения минералогического и химического состава ила происходят главным образом в верхней элювиальной толще, охвапшаадей горизонты А2, и в меньшей степени В этих горизонтах во всех изученных разрезах наблюдается уменьшение содержания унаследованного от порода разбухающего минерала» накопление каолинита я почвенных хлоритов, а в некоторых почвах и собственно хлоритов. Отмечено накопление минерала монтмориллонитовой группы типа ■ бейделлита в верхней части подзолистого горизонта в глее-подзодистой почве и в меньшем количестве в типичной подзолистой. В последней также наблвдается увеличение количества вермикулита в элювиальных горизонтах по сравнению о породой.

В распределении иллитовых минералов но профили в изученных почвах нет определенной закономерности. По данным рентген-дифрактометрического анализа аяистая фраюшя элювиальных гора-зонтов типичной подзолистой почвы обеднена иллитом. В то яе время здесь не наблюдается потери К^О в валовом химическом составе ила (табл. 2). В'глееподзодистой почве ошечается некоторое уменьшение содержания иллитовых минералов из верхней вО-сантиметровой толщи. Максимальная потеря калия наблгдается из ила общей массы подзолистого горизонта и его разноокрапен-шх участков. В торфяшсто-подзожсто-глееватых почвах происходит довольно равномерное распределение К^Э по профиле. В разрезах 12 м 25 величина отношения интенсивностей отражений I и П порядка иллитовых минералов (1о01:1002' в03Рагтает с глубиной, в разрезах 13 и 27 шло меняется со профилю (табл.1), т.е. в подзолистой и глеенодзолпстоЙ почвах происходит преимущественное разрушение железисто-магнезиальных иллитов в верхних горкзогтгах или вынос железа из октаздрических позиций иллитов (Рентгеновские методы 1965).

В связи ¿"неоднородностью окраски подзолистого горизонта изучались отдельно участки белесого цвета и ржаво-бурого в разрезах 12, 25 и 27. Те и другие имеют близкий механический состав, но различаются по химическому и минералогическому составу ила. в разрезах 12 и 25 илистая фракция ржаво-бурых пятен обогащена несшшкатвыми формами железа н минералами группы почвенных хлоритов, а в иле белесых участков содержится

. - а -

. ТЯ&пиа І

Содержание основных груш глинистых ькнералов в составе илистой фракции, потеря каоеи■алом при нагревании по интервалам температур и о тновенає, датаіїсдвїюо теЗ X. и П порядка иллятовых мшералсв

Горизонт,. - IСодержание оснсваах^група (Потеря ыассы( £ к 1 -г-глубина, іглиндстюс минералов* • ,, 1 : - су х. кат< е сх е 1 -001

_1+ хлопдт! пллит Ісястглта 1250° 1400° 11000° і 1002

І 12 І З і 4 15 16 17 18

Ткпгчная подзолиста« почва, раэр. 12

Л, 7-15 ,32/1.9

Л^ 15-30 35/1.0

30-48 ' ЗЄ/2.9

Вт 48-60 23/6.7

Лг II5-135 19/5.1

ВС 155-170 17/4.4 . белесая часть 2 10-20 ЗО . <5урая часть 2 10-20 ЗІ й педн

"2 84-135 21 п глинистая га-2 таяа 84-135 20

... .Торрщшсто-подзолисто-гдееаетаяразр. ІЗ

Ага .9-22 ..ЗЗ/і/З,, 29/1.2 ЗЄ/Г.5

'АЛіо 22-33 * "ЗУбІ 7 " 27/0 .Т 40/0.8

30-40 " 30/3,8 27/2.7 35/3.5

В^ 40-60 25/4.7 26/4.9 49/9.4

32 80-100 21/6.3 27/8.1 53/15. в

ЗСй 135-155 23/5.3 27/6.5 51/12.2 п 'пеки ■ •

2 80-113 23 27 50

т, глинистая ку-

"2 така 80-113 20 26. 54.

Глееподзодястая, раэр.

¿¿а 6(7) -21 28/3.6 22/2.9 50/Є.5

А^ 21-30 2Е/4.3 '23/3.9 52/8.0"

А^ * 30-42 29/5.2 24/4.3 47/8.5

ВІ - 60-80 • 31/5.6 24/4.3 ¡. 45/8.1

В2 100-120 33/7.9 20/6.2 40/9.6

ВС9 140-160 29/7.5 29/7.5 42/10.9

Сп 200-220 25/6.0 29/7.0 45/11.0

. белесая часть

а29 8-18 26 21 53

. бурая часть

А21 18-25 26 ЗО 54

27/1,Є 41/2.5 7.4 2. Є 5.2 1.8

29/1.9 3ё/2.3 7.6 2.6 5.2 1.9

28/2.2 ЗЄ/2.9 7.6 2.4 5.2 2.3

2С/7.5 51/14.8 7.0 1.4 5.0 2.4

27/5.0 54/14.6 8.4 1.3 4.7 2.5

27/7.0 56/14.6 8.2 1.2 4.8 2.4

.25 45 8.0 2.0 5.2 1.1

25 44 . 7.4 2.2 4.2 2.4

28 51 10.2 1.2 4.8 3.0

25 , 55 II. 2 1.2 5.2 2.6

7.4 3.2 6.4 3.4

8.2 2.6 5.4 3.6

8.0 1.5 5.8 3-Є

10.0 1.4 5.0 3.9

10.0 1.6 5.0 3.4

10.0 1.4 5.0 3.7

10.4 1.2 5.0 3.5

10.4 1.2 4.8 3.4

25 ,

9.4 2.0 4.8 • . 2.6

II. 7 1.6 4.7 2.9

•II. 2 1.7 4.8 2.7

10.6 1.8 4.7 3.4

II. 9 1.6 4.6 3.5

12.0 1.4 4.6 3.5

10.9 1.5, -4.5 3.8

7.8 2.0 " 4.4 2.8

9.8 2.7 2.7 3,7

Проданеєшіє таблицы*!

І_1 S І З 1 4 L t 5 І S t 7 t Я

ЬСцпеДЫ 120-160 24 27 40' 10.4 l¿6 ' 4.4 3.5

тіл глинистая ку-

^Ч тата 120-160 24 25 51 10,5 1.7 5.3 3.0

, Торйкнпсто-подзолистск-глсеватая, разр. 27

А2а 13-28 26/2.3 2V2.3 49/4.4 * 7.4 3.4 5.0 '3.8

fc2S І&-23 23/1.7 25/1.З '46/2.8 9.2 2.0 4.3 4.2

23-40 за'г.г 27/1.9 41/2.9 9.7* 1.9 4.6 4.4

Bj 53-70 32/6.4 2V5.0 43/10.6 XI.0 1.5 . 4.7 • 4.0

В2 8Є-І00 24/6.5 25/6.8 ^5І/П.4 ІІ.6- .^1.5 4.7 3.5

ЗС<) I3VI50 22/5.1. 2Є/6.0 ' 53/12. Э 12.0 І.-2 ' 4Г5" "3.5

Зр Н(ЖЬ' 100-120 24 . 25 51 ' ІІ.8- 1.4 4.6 3.4

т, гликастал ку- . ' ,

2 тана 100-120 23 23 54 12.3 1.5 4.8 3.4

Торфяно-подяолЕсто-глеевая, разр. 32

л2 а 2І(28)-32 31/4.8 21/3.2 48/7.0 8.4 15.5 22.1 3.4 аД 43-57 3^4.5 23/3.1 4^5.3^ 9.1 .14.9 22.6 • 3.1

Dea 57-65 З.У5.6 20/3.2 45/7.3 ІО.І 3.9 5.1 4.5

& 80-100 42/6.3 23/3.3 ЗЄ/5.4 9.8 2.2 5.0 4.0

В$ 120-150 23/5.5 22/5.3 5УІ3.0 ЇО.Є 1.4 4.6 4.0

їйрфяно-глеевад, разр, 33

А2л 42(455-61' 32/3. В 25/3.0 4УЕ.2 7.8 6.2 7.1 5.4

Bcv 61-68(83) 3а/4.3 24/3.1 4V5.C , • ' Э.З 4.5 3.« 4.2

С 68-102 40/3.2 27/2.2 ЗУ2.6 . Íh3 1.9 4.7 4.4

B<j 102-130 25/6.0 29/7.0 4Ü/II.0" XI,З І.З 4.8 4.3

Пахоткая глеесодзолистая^-разр. 26

Ajj^ ~ D-2I 2^3.0 24/3.1 5V6.9 10.0 3.4 5.5 2.9

Ag» 21-30 29/4;6 2У3.7 ' 4Є/7.7 ' 10.3 Х.9 4.8' 3.8

В 50-64:21/4.8 ЗЕ/7.І 48/II.G ІІ.4 1.5 4.G 4.5

ВС ІІУ-ІЗО 17/3,9 -25/0,8 ,56/13.3 II.4 1.5 4.7 4.2

С 165-190 2ЕУ4.4 2V5.5 5^12.1 ІІ.7 1.4 4.5 3.9

Новоосзоєняая глеепадгслдстая, разр,.35

А-™ 0-15 3G/4.7 23/3.0 4І/5.3:: 10.4 3.0 4.8 3.7

Ага 15-25 37/3.0 2УІ.8 4!У3.2 10.3 1.7' 4.6 3.0

A¿3 25-40 "31/3.7 23/2.8 , 4Є/5.5 10.0 2.2 4.6 4.5

В ' 83-102 2¿/5.0 2Є/5.-2 49/10.8 12,0" ' U2 ■ 4.S 5,0

ВС 150-170 2С/4.2 27/5.7 ■ І5У1І.Г -.Піб 1.2 4.5 5.0

Числитель - % от суша, знамепатедз - % от почвы з целом

табшша 2

Валовой дчиаческий состав и содержание несилндатннх компонентов в глистой фракция, % на прогаяеявув ваэееяу

і ! 1 і us сала хно-

ІНОЄ 1 вое i I t 2 .4

Горизонт* ! . , глубина,. I 5f0o см I Ä _t

I t

з і 4 I 5_16 17 18_!_І.

ІИшчнач подзолистая лотеа, разр. 12 -

Аз 7-15 60.33 24.19 6.06 1.94 2.11 2.66 1.75 1.06

AgB 15-30 56.02 25.55 6.89 4.53 2.15 2.92 4.07 1.83

AgB 30-46 58.20 23.02 7.46 3.19 2.54 2.7В 2.62 1.42

В1 48-60 56.20 23.83 9.01 2.50 3.02 2.60 Г. 14 0.66

В2 II5-135 56.32 23.15 8.98 2.63 3.27 2.56 0.99 0.86

ВС 155-170 55.52 23.51 8.66 2.88 3.30 2.73 0.87 0.70

sslctb '

Â2 10-20 64.79 24.06 4.00 0.96 1.67 2.54 0.84 1.10

. бурая часть ' • не не

а2 10-20 61.45 20.58 7.03 4.73 2.19 2.54 ОПр. сор.

Во педы 84-135 55.89 23.10 9.54 2.50 3.51 2.75 1.52 0.92 ■а глинистая кз—

• в2 тана 84-ІЖ 55.83 24.76 8.50 2.41 3.36 2.49 1.47 І.І8 Торфяяисто-подзодисто-глееватая, раер. ІЗ

Ann 9-22 58.89 26.90 5.87 1.47 1.99 2.65 1.34 t.74

Aju 22-30 58.50 23.61 6.47 2.87 2.23 2.66 2.37 2.26

А^Й Э0-40 56.06 24.27 8.89 2.87 2.99 2.73 2.20 1.88

Bj 40-60 55.47 24.51 9.13 2.59 3.05 2.56 І. ІЗ 1.47

B2 80-100 55.91 22.58 9.45 2;87 3.04 2.69 1.17 1.28

BC<) 135-155 56.54 22.53 9.5S 2.40 3.14 2.85 0.76 I.I6

Во педы 80-113 56.81 23.83 9.17 1.57 3.43 2.72 1.03 1.17

в гдинестзя vy«*

в2. тана Є0-ІІЗ 56.78 21.64 8.75 1.47 3.02 2.55 0.64 1.22

Гдееподзояистая, разр. 25

А2а 6(7) -21 57.82 29.50 5.47 0.92 1.86 2.15 0.80 0.75

Agi 21-30 55.10 26.09 7.77 3.61 2.58 2.30 2.48 2.31

А^В 30-42 55.26 25.17 8.23 3.78 2.49 2.41 2.30 2.2?

Вх 60-80 55.06 23.83 10.26 2.40 3.14 2.37 1.08 1.24

В2 І00-І20 54.53 23.84 9.88 2.55 3.17 2.64 0.90 1.12

ВС9 140-160 54.40 23.16 II.18 2.35 3.20 2.93 1.04 І.І5

Ca 200-220 55.31 23.42 9.43 2.68 2;ЗГ Z.90 І.ЗВ 0.90 белеrAff нйсть

2J 8-18 62.59 24.47 3.60 1.25 І.Е7 2.06 0.36 1.02 , бурая часть

а29 18-25 55.56 21.46 7.12 5.37 1.88 2.03 4.74 2.74

ВС^леды 120-160 64.42 24.14 9.44 2.52 2.71 2.73 0.57 0.97

Продолжение таблицы 2

_j ,.,! ,.? 13 14 15 I в t 7 I 8 t 9

т>л глинистая kj— не не

тала 120-160 54.00 24.28 9.59 2.71 2.72 2,51 опр, сор.

Торфянисго-падзолнсго-глееватая, раэр. 27

A2g 13-18 63.63 22.45 5.95 1.00 1.77 2.52 0.83 Х.36

кЛ 18-23 57.94 23.67 7.30 3.91 2.23 2.47 3.16 1.39

кЛ 23-40 57.07 23.50 7.91 3.85 2.55 2.68 3.05 1.40

Вт 53-70 54.49 25.65 8.27 4.II 2.79 2.48 1.80 1.60

В2 86-100 55.51 24.08 8.48 3.74 2.84 2.44 1.36 1.03

БС9 135-150 55.77 24.95 8.54 3.12 2.85 2.62 2.08 1.01

В^ педи 100-120 54.18 26.ЗЭ в.43 3.66 2.89 2.90 1.80 I.I8 -,*■ глинжстая kj—

В2 Твва 100-120 54.35 24.96 8.64 3.25 2.78 2.29 1.69

Торфзо-подзсигясто-глеевая, раэр. 32

Ago 2Х(28)-32 . 62.59 24.83 2.40 I.I7 1.43 2.10 0.77 1.04

iJq 43-57 61.99 35.04 . 2.40 1.38 1.42 2.18 I.I2 3.50

ВО 57-65 56*0? 26.03 5.85 3.76 2.22 2.00 2.42 1.89

С 80-100 56.29 25.35 . 6.87 3.10 2.30 2.20 1.72 1.20

Ь<1 ' 120-150 54.82 24.21 8.99 3.01 2.73 2.27 I.I5 1.06

Торфяно-гхесвая, раэр. 33

■ Азд 42С45)-61 62.73 21.29 7.17 1.94 1.50 2.50 0.60 2.S9

Во 61-63(83) 54.84 25.86 2.50 8.59 1.60 2.43 6,84 3.42

С 68-102 58.92 23.91 5ЛГ. 4.53 2.46 2.69 3.79 1.60

В<) 103-130 57.22 24.69 7.27 2.84. 2.75 2.86 11Э6 1.28

Пахотвая гдееподзостстая, рагр. 26

Арпт 0-Я 55.86 23.90 7.89 3.96 2.30 2.36 1.64 0.77

ig 21-38 56.42 34.77 8.43 3.03 2.74 2.33 1.51 1.75

В 50-64 55.24 23.80 9.52 2.52 3.27 3.06 0.96 0.83

ВС II2-I30 55.21 24.02 9.57 2.60 2.94 2.52 0.97 0.78

С 165-190 55.31 23.93 9.56 2.44 2.98 2.52 0.88 0.86

Навоосвсешая глееподзолистая,. разр. 35

Адд, 0-15 56.76 25.83 7,50 4.18 2.25 2.25 3.50 1.29

А2л 15-25 59.13 27.76 4.69 2.18 1.85 2.30 1.82 I.3I

А^В 25-40 55.64 25.85 8.Э6 3.98 2.59 2.25 3,01 1.65

В 83-102 55.59 22.62 10.17 3.28 3.23 2.55 1.34 1.28

ВС 150-170 55.53 23.88 20.00 2.87 3.07 2.70 I.4I 0.78

больше минералов с лабильной решеткой. В разрезе 27 разно- -окрашенные участки различаются лишь но содержали» несиликатного железа. З&ким образом, в изученных почвах в пределах элювиальной толщи ваблвдаютсл элемента дифференциации по аль-фегумусопому типу по минералогическому составу ила и по содержанию в нем не силикатных форм З-е^д. Для подзолистых А1-Ге-. гумусовых почв характерно накопление минералов о лабильными структурами в подзолистом горизонте и аккуцуляция почвенных хлоритов и аморфных веществ в нидележадих горизонтах (01епю, 1962; Соколова и др.^ 1971, Белоусова и др., 1973).

Расчет содержания глинистых минералов на всю массу почвы в целом о учетом содержания ила в каддом горизонте свидетельствует об элювиальном распределении всех основных групп этих минералов в исследованных почвах (табл. I). Изучение распределения глинистых минералов по структурным компонентам, педам и нутанам» выявляет очень небольшую ак^мулядаш разбухавшего минерала в кутанах из иллювиальных горизонтов. Шесте с тем, почвенный хлорит, который отчетливо диагностируется в элювиальной части профиля, не обнаруживается в составе илистой фракции кутан ни в одном из нижележащих горизонтов.

Изучение состава и распределения глинистого материала по профилю в подзолистой, глееподзоллстоЗ и торфянисто-под-золисто-глеевой псчзах показало, что степень дифференциации отдельных групп глинистых минералов & почвах начальной стадии пироморфизма выраяега сильнее, чем в автоморфныг; минерал типа бейделлита присутствует только в автоморфных почвах.

Сравнивая изученные разрезы в подэональном аспекте, следует отметить, что степень дифференциации глинистых минералов в глееподзолистой почве значительно меньше, чем в типичной подзолистой. Минерал типа бейделлита в большем количестве образуется в подзолистом горизонте глееподзолистой почвы по сравнения с расположенной «инее подзолистой.

Рассматривая почвы катены, можно .отметить некоторые изменения в составе илистой фракции при усилении степени гидро-морфизыа. Распределение аморфных форм железа и алюминия в иле со альфегумусовому типу сохраняется почти во всех разрезах . (табл. 2). В тор^яно-глеевой почве (р.33) наблвдается самое

'высокое содержание оксалатнорастворимых в А1203 в гор. Bcn.B ряду от разреза 25 до 33 уменьшается количество силикатного железа, возрастает содержание аморфных и других не-свликатных форы железа за исключением разреза 32, в котором несиликатшх форм содержится меньше, чем в 27, что связано о расположением разреза 32 на пологом склоне, где возможен боковой отток растворенного железа. Некоторые изменения при • заболачивании происходят и в составе силикатной фазы ила. Интенсивность.всех дифракционных пиков уменьшается в верх-, них горизонтах, 14 S. рефлекс становится белее размытым и асимметричным. Минерал, который диагностировался в глеепод-золистой почве какбейделллтовнй, не обнаружен в остальных почвах катены, В разрезах 32 а 33 отмечается более заметное образование почвенных хлоритов, чем в разрезах 25 и 27. Вш-же изменялись величины потери веса илом по интервалам температур. Уменьшалась величина потери веса в низкотешературноЛ области (20-250°) и несколько возросла в интервале 400-1000° в верхних горизонтах изученных разрезов (табл.1). Последнее связано, о возрастанием числа гидроксильннх групп при восстановлении железа до двухвалентного при оглеении (Зайдель-ман и и»., 1978).

Окультуренные почвы (разреза 26 и 35) характеризуются в основном сходным распределение» ила и отельных групп глинистых минералов как между собой, так и с целинными почвами: глеедодзолистой и торфянисто—подзсйшсто-глееватой. Верхние

горизонты пахотной глеепсдзолистой почвы (р. 26) отличаются__

от нижележащей толщи главным образом незначительным накоплением почвенных хлоратов а собственно хлоритовых минералов. Более заметная хлоритизацш отмечается в новоосвоенной почве ; (р.35). В sтой же почве содержится больше несиликатных форм железа в составе ила, чем в пахотной. Повышенное содержание почвенных хлоратов и несиликатного железа в иле разреза 35 связано о - тем, что почва этого разреза является представителем Солее гидроморфного варианта, который вовлекался в освоение, по сравнении о почвой разреза 26. Пахотный слой, в большей степени подверженный изменениям в процессе окультуривания, отличается по минералогическому и химическому составу ;от-верхних горизонтов целинных почв. 5 освоенном аналоге

глееподзолистой почвы (р.26) не обнаруживается минерал типа бейделлита, диагностируемый в разрезе 25. В иле пахотного горизонта в разрезах:26 и, 35 исчезает дифференциация аморфных' соединений келеза и алшяния по подзолисто^ альфегуцу совсцу типу и возрастает количество несилскатных форм келеза (табл.2). Утот факт связан как с перемешиванием почвенного материала при распашке, тая, возмокно, и с поступлением железосодержащих растворов с восходящим током влаги в периода иссу иения и промерзания (Арчегова, 1979) и выпадением железа из растворов в пахотном горизонте. Известно, что водный а тешера-турный режимы почв более контрастны под пашней, чем под лесом (Бабоева, 197Ь).

Глава 6. ПРОЦЕССЫ; ЩМЙОЕРАЗШАНИЯ ГЛИШЮТШ) МАТЕРИАЛА

11 ПОЧВАХ

На основании материала, приведенного в главах 4 и 5, были выявлены процессы,. которые участвуют в изменении и перераспределении глинистого материала в изученных почвах. Диагностика процессов проводилась согласно принципам, изложенным б работе Т.А.Соколовой (1980).

Установлено, что перераспределение а преобразование глинистого материала в почвах Коки АССР происходит под влиянием следующих процессов: разрупение глинистого материала, трансформационные изменения унаследованных от порода слоистых силикатов, лессиваж,. мобилизация и перераспределение яе-сндаеатшос форм железа. Эти группа процессов характерны для суглинистых почв подзолистого типа (Соколова, 1980; Еиркна, 1980). Изученные нами подзолистые, глееподэолистые и болотно-подзолисгые почвы отличаются друг от друга и от подзолистых почв более шншс районов по интенсивности проявления указанных процессов.

разрушение глинистых минералов в подзоне северной тайги в глеепадзолистых почвах вдет слабее, чем в подзоне средней тайги в типичных подзолистых. На начальных стадиях гидрошрфизма, в торфянасто-содзодисто-глееватых почвах» этот процесс усиливается, что подтверждается большей дифференциацией ила в целом и отдельных груш.глинистых минералов в разрезах 13, 27 и 35 по сравнению с разрезами 12, 25 и 26, соот-

ветственно. Этот факт модно объяснить, привлекая теорию фер-ролиза ( Brlntonan , 1979) о том, что периодически сменяющие друг друга окислительные и восстановительные условия способствуют разрушении глинистых силикатов. Кроше того, по данным И.С.Кауричева, Е.М.Ноадруновой (1964) и Л.И.йроловой (1966, 1968) при избыточном увлажнении в процессе разложения растительного материала происходит образование и накопление наи' более подбивных и агрессивных ниэкомолекулярных органических кислот (щавелевая, лимонная и др.), которые разрушают глинистый материал ( Angeles et al., 1975; Vicente et al., 197?).

К трансформационным изменениям относятся: превращение слвдлстых структур в лабильные силикаты, образование минералов группы почвенных хлоратов и процесс иллитизации. Превращение слвд и гидрослвд в лабильные силикаты — вермикулит и бейдедлит происходит в верхней части подзолистого горизонта типичной подзолистой почвы, и наиболее интенсивно образование минерала тша бейделлита отмечается в гор. А^ глееп од золистой почвы. При ухудшении условий дренала этот процесс прекращается. Возможно, что образованию лабильных силикатов способствует и особый состав органического вещества. В условиях эксперимента воздействием галактуроновой кислота на трвокта-эдрические слвды были пслучеш структуры, близкие к "смекти-там" из подзолов ( Angeles et al. , 1975; Vicente et al,197?)

В изученных разрезах процесс образования почвенных хлоритов протекает в ржаво-бурых участках подзолистой толщи автоморфных почв, в переходных горизонтах А^В, более заметная хлоритизация отмечается в торфято-подзолисто-глеевой (р. 32) и торфяно-глеевой (р. 33) почвах в гор. А^л , а такяе в верхней части профиля освоенных почв. Возможно, на процесс хлоритизации влияют и особенности состава неспецифических органических кислот ( Vicente et al., 1977). Активная хлоритизация в наиболее гидроморфных почвах связана, по-видшому, с действием оглеения, в результате которого происходит раст-воршие защитных пленок гидроокислов железа с поверхности глинистых частиц, что способствует внедрению ионов гидроокиси - АI в межпакетные промежутка глинистых минералов.' Длительность взаимодействия почвенных растворов с твердой фазой почвы увеличивается за счет замедленного.стока.

Б исследованных почвах процесс политизации может быть Одним из факторов исчезновения ОеЗделлита при окультуривании глееподзоллстыхпочв вследствие достройки этого минерала до слвдоподобных структур при внесении калийных удобрений.

Лессввож диагностируется в исследуемых почвах по наличию глинистых кутан. Этот процесс приводит к перемещении илистой фракции или целиком без дифференциации или с преимуществеиныгл выносом разбухающего минерала и его преимущественным накоплением в иллювиальных гора зонтах в составе глинистых кутан..

Процесс мобилизации и перераспределения несиликатных форм железа диагностируется по цветовым признакам и аналитическим данным. Минимальнее содержание Ре^Од в горизонтах и А^^ обусловлено разрушением железосодержащих минералов и интенсивный выносом несиликатного Ре, которое частично аккумулируется в нижней части элювиального по илу горизонта как з свободной форме, так и в виде конкреций. С увеличением гадро-ыорфизыа в профиле почв возрастает количество подвижных форм железа за счет решеточных (силикатных). При наличии оттока (р.32) содержание свободных форм железа гложет уменьшаться, при возможности притока (р.33) - возраствть.

Во всех почвах; за исключение« освоенных, наблидается перераспределение аморфных соединений железа и алюминия, в пределах подзолистого горизонта по подзолистому альфегу «усовоиту тицу, что связано с перемещением, кошлексов А1 и Ре с органическими кислотами. с последушеЗ аккумуляцией аморфных соединений в нижней часта этого горизонта.

Перечисленные выше процессы приводят к дифференциации глинистого материала по генетическим горизонтам. Потеря раэ-бухатего минерала из подзолистого горизонта связана прежде всего с его разрушением. В распределении иллитов по.профилю -почв нет определенной закономерности, посколыдг дифференциация этих минералов контролируется не одним процессом, а несколькими, . нередко 'противоположно направлепдамв.. к потере иллитов и К20 в валовом химическом составе ила из подзолистого горизонта может приводить ^трансформация.или полное растворение этих минералов в условиях кислой реакции." Вместе с тем в з том горизонте возможно лхополвение .запаоа-иллвтов за счет физического дробленая слвдистых частиц, первоначально находившихся в сос-

таве Солее крупных фракций, а также за счет процесса иллити-зацип. 2 зависимости от соотношения указанных процессов будет вайлвдаться потери или накопление минералов в верхних гора-зонтах или их равномерное распределение по профили. Накопление каолинита в верхних горизонтах можно рассматривать как относительное; возникающее за счет потери других, преаде всего разбухающих минералов..

. -В подзолистой и глееп од золистой почвах набладается приуроченность отдельных групп глинистых минералов к определенным генетическим горизонтам: в верхней части подзолистого горизонта аккумулируется бейделлит и вермикулит, в нишей -почвенный хлорит, а в горизонтах А^В я В - собственно хлорит. Такое распределение указанных минералов можно объяснить влиянием неодинаковых значений рН и разного количества гуцуса в различных частях почвенных профилей. Поскольку верхние горизонты изученных почв имеют наиболее кислую реакцию (рН 4,34,7 водной вытяжки) процесс стадийной трансформации слвдистых шнер&лов в них происходит наиболее активно и приводит к образованию лабильных силикатов. Нижняя часть подзолистого горизонта имеет несколько менее кислую реакцию а несколько меньшее содержание гуь^ са, что.способствует образованию прослоек гидроокиси А1 в 2:1 силикатов. Собственно хлориты, возможно, такзе являются продуктами хлоритиэацаи трехслойных силикатов, но спи образуются в условиях более высоких значений рН в горизонтах А^ и В. Реальны и другие пути возникновения хлоритов, в частности, физическое дро.бление унаследованных от породы хлорптоз.

Наличие элементов дифференциации глинистых минералов и несиликаткмх форм делеза и алюминия по альфегумусовому типу можно объяснить следующим образом. И процессе развития профиля изученных почв сначала сформировался подзолистый горизонт, обедненный илом к По составу илистой фракции он содержал меньше разбухающего минерала по сравнению с исходной породой, в дальнейшем и его пределах стал развиваться профиль по типу подзолистой А1-4>е-гумусовоД почвы, что привело к обогащению верхней части подзолистого горизонта минералами типа £е'1деллдта и вермикулита я к накоплению в его нижней части (особенно 3} рха^о-бурой) почвенных хлоритов и аморфных соеди-

нений. Является ли такая смена процессов результатом нескольких этапов эволюции почв в голоцене (Т&ргульян И др., 1978), или же образование второго "вложенного" профиля связано с особенностями почвообразования в данных почвах в неизменной биоклимятической обстановке, — этот вопрос пока неясен и требует дальнейших исследований.

. Ори анализе материалов по валовому составу частиц >0,001 мм было отпечено, что в типичной подзолистой и торфя-нисто-подзолисто-глееватоа почвах, формирующихся в подзоне средней тайги, разрушение минералов происходит не только в составе тонкодисперсной, но и более крупных фракций. В меньшей стелена этот процесс свойственен где ел од золистой почве и совсем не наблюдается в остальных почвах кате ни.

Глава 7. НЕКОТОРЫЕ ПОКАЗАТЕЛИ КЩШОГО СОСТОЯНИЯ ПОЧВ В СВЯЗИ С СОДЕРЖАНИЕМ Й-СОСТАВОМ ИМКТОД ФРАКЦИИ

Валовое содержание калия в исследованных почвах достаточно высокое в колеблется в пределах 1,55-2,43$ в верхних минеральных горизонтах (табл.3). Во всех разрезах этот элемент распределяется по профилю довольно равномерно, в илистой фракции К^О содержится от 2 до 255 (табл. 2). иричем, это наиболее прочно закрепленный калий (калий иллитов), поскольку весь обменный калий полностью замещается кальцием при коагуляции Са&з в ходе выделения илистой фракции. В изученных почвах К^) в иле равномерно распределяется по профилю (разрезы 12, 13, 27) или его содержание несколько увеличивается с глубиной* 6 сельскохозяйственной практике основным ноказате- -лен обеспеченности растений калием принято считать содержание в почве его обменной формы, в изученных почвах количество обменного калия, определенного по Шсловой, очень невелико: в верхних минеральных горизонтах целинных почв - 3-8 иг/100 г, с глубиной оно повышается до 10-20 мг/ЮО г.

Для оценки эффективного и потенциального плодородия были вроизведеныпо методике Н.И.Горбунова (1969) расчеты резервов (общего, потенциального, ближнего и непосредственного) для верхней минеральной 20-сантиметровой толщи. Как видно из таблицы 3, во всех почвах достаточно высокий общий запас К^О (1550-2430 мг/100 г почвы), большая его часть находится в потенциальном резерве (1220-2000 мг/100 г). Количество эле-

ОДШІ& З

Содеріаяие KgO Е его распределение по резервам в почвах 1

* раэ-1Гобдна. ІЕоаши I W* * 1 r

-pesaj ш 5f І'У-МЧ^І ^ І с^й

12 7-15 6 1.68 2.66 7 160 1527 1680 __15-30 5 , ,. 2.12 , 2.92_7_146 4 1967_2130

13 11-22 4 2.32 2.85 З 114 2203 2320 23-30 2 2.30 2.66 2 53_2245 2300

25 6-21 ІЗ 2,21 2.15 6 270 1932 22X0 21-30 17 2.43 2.30_6 371 2053 ■ 2430

27 13-18 9 1.92 2.52 5 227 1679 1920 16-23 6 2.14 2.47 4 148 1988 2140 J 23-40 , ,, 7 , 2.07 2.68_4_¡£3_1872_§QïïL

32 21-32 15 1.55 2.10 I 315 1234 1550

33-43 ІЗ 1.57 2.18 I_Ш_1286 lg?0

. 33 42-61 12 1.66 2.50_2 _300_1358 1660

26 (MO ІЗ 1.92 2.36 28 307 1585 1920 10-21 12 2.00 2.01 6 241 1753 2000

,35 0-7 ІЗ 2.10 2.25 & 293 • . 1800 2100

7-15 14 2.02 2.30 6 322 1692 2020

тентов, находящихся в илистой фракции почв (<0,001 мм) является ближним резервом, так как из ила растения мсгут извлекать зольные элементы по мере истощешя их обменных форм. Ближний резерв достаточно большой в почвах, формирующихся в подзоне северной тайги (в среднем ЭОО кг/1СО г), в почвах подзоны средней тайги оп меньше почта в 2 раза. Непосредственный резерв СК^О по Шелобой) в изученных сочвах невысокий (2-8 мг/ЮО г)« особенно низкий он в наиболее гадроморф-ных почвах (р.32 и 33) а составляет 1-2 мг/100 г. В почве (р.26), которая осваивается в течение длительного времени, количество обменного Ко0 повышается до 23 вг/ЮО г в пахотной 10-санткметрсвш слое, в новоосвоенной почве (р.35) его содержание в верхшсс горизонтах почти не изменилось по сравнению с целинными - 6-8 мг/100 г. Т&кш образом, несмозря на достаточно высокий общий запас К^О в рассматриваемых гочвах, большая его часть находится в потенциальном резерве, т.е. в мало доступной форме. Количество ¡{¿О в илистой фракции верхних горизонтов невелико в связи с невысоким содержанием в них ила.

Для более полной характеристики калийного состояния почв для некоторых образцов почв были рассчитаны величины калийного потенциала (рК -0,5рСа) и определены значения поте

ной буферной способности почв в отношении калия (Р5СК^ Значения калийного потенциала близки между собой и {.ало 0 изменяются по профили, особенно в целинных почвах (табл.4). В освоенных вариантах эта величина уменьшается в пахотных горизонтах до 2,26-2,33, т.е. условия калийного питания растений улучшается, что связано с внесением калийных удобрений. Согласно градациям Вудруффа (ягоойщ^г , 1955) под естественной лесной растительностью наблюдается недостаток калия дяз нормального развития растений, тоща как верхние горизонты окультуренных почв лучше обеспечены ЭИШ ЭЛеЬЕНТОМ, Данные по потенцЕальноЭ буферной способности в отношении калия свидетельствует об увеличении этой величины вниз со профили во всех разрезах (табл.4). В изученных почвах значения РВС1* очень невысокие, особенно в верхних горизонтах, что свидетельствует об их слабой мобилизующей способности в отношении калия. Саше низкие значения обменного К20 и РВСК в торфяно-' подзолисто-гдеевой (р. 32) и торфяно-глеевой (р. 33) почвах

Таблица 4

Показатели обеспеченности почв калием

Гори- IГлубина, jpK-o,5p Са^^в/ю^с^/л/^ВС«

Типичная подзолистая, разр. 12

А^В 30-48 3.00 0.020 0.007 3.0 * 0.018

Bj 48-60 2.89 0.080 0.0025 32.0 0.031

Bj 60-84 2.89 0.080 0.002 40.0 0.015

Торфязисто-подзолисто-глееватая, разр. 13

А2д 9-22 3.02 0.020 0.0075 2.7 0.038

AgÜL 23-30 3.II 0.020 0.004 5.0 0.028

30-40 3.03 0.040 0.002 20.0 0.025

Bj 60-30 2.87 0.080 0.0015 53.0 0.012

Глееп одзолистая, разр. 25

А29 7-21 2.69 0.085 0.014 6.1 0.071

AgB 21-30 2.85 .0.015 0.004 3.8 0.050

Bj 60-80 2.83 0.050 0.0025 20.0 0.043

Тсрфяявсто-иодзолисто-глееватая, разр. 27

А2а 18-23 2.86 0.05 0.016 3.1 0.270

А^В 2340 3.05 0.025 0.008 3.1 0.180 '

AgB 40-53 3.03 0.020 0.004 5.0 0.033

Bj 53-70 2.85 0.060 . 0.003 20.0 0.039

ЗЪрфяно-подзолисто^глеевая, разр. 32

Ag5 21-43 3.21 ' 0.0X2 0.009 1.3 0.032

AgB 43-ет 3.18 0.020 0.005 4.0 0.017

80-108 2.80 0.160 0.004 40.0 0.022 Торфяво-глеевая. разр. 33

A2j 43-61 2.88 0.018 0.007 2.6 0.120

Пахотная глееподзолистая, разр. 26

Лца^ 0-20 2.26 0.320 0.031 10.0 0.076

А^В 20-38 2.74 0.040 0.006 6.6 0.070

А^В 38-50 2.80 0.025 0.004 6.2 0.060

Bj 50-64 2.77 0.06 0.006 10.0 0.052

Новоосвоенная глееподзолистая, разр. ЗЬ

А^ 7-15 2.30 0.057 0.019 3.0 0.240

J^B 15-30 . 3.06 0.021 0.005 4.2 0.150

Bj 54-70 2.81 0.020 0.002 10.0 0.095

)

связаны с наиболее активным здесь процессом образования почтенных хлоритов, в результате которого прослойки гидроокиси адшиния (или железа) блокируют обменные позиции в глинистых минералах, препятствуя переходу калия в почвенный раствор. и его фиксации. .

х Анализ взаимной связи изученных показателей калийного режима почв позволил установить наличие высокой коррелятивной зависимости содержания обменного калия от количества' иллита в илистой фракции ( г = 0.83). Поскольку содержание иллитов рассчитывалось по количеству К^О в иле, то можно отметить, что между обменным К^О и содержанием калия в илистой фракции существует прямая зависимость. Судя по коэффициенту корреляции г - 0.73, между обменным калием и илом в почвах наблюдается менее тесная связь, на основании чего мохно сделать вывод, что содержание обменного К^О определяется главным образом количеством иллита в илистой фракции. 'На основе анализа зависимости РВСК от содержания л минералогического состава илистой фракции выявлена прямая связь между потенциальной буферной способностью почв в отношения калия.и количеством ила (г к 0.66), в нем иллита (г» 0.67) и разбухаодих минералов (г с 0.67). \

швсш

I. Специфика преобразования глинистого материала в собственно подзолистых и глеепсдзолистых почвах Коми АССР по сравнению с подзолистыми почвами более жшшх регионов заключается в следующем:

а) глееподзодистнм почвам свойственна меньшая дифференциация профиля по содержанию илистой фракции в целом и отдельных груш глинистых минералов, что может быть связано в основном о биокяаматическит факторами (более низкие температуры, меньшая интенсивность биологического круговорота, затрудненность1оттока в т.п.);

б) глееподзолистым а собственно подзолистнм почвам Коми АССР в отличии от подзолистых почв более шных регионов свойственно образование минерала типа бе^целлита в верхней части подзолистого горизонта, что можно объяснить как влиянием сильнокислой реакция, так в особенностями состава неспецифических органических веществ.

2. Сравнительное изучение глинистого материала в авто-морфных, полугидроморфных и гидроморфных почвах позволило оцепить влияние различных стадий гпдроморфизма на его изменение:

а) как начальные, так и продвинутые стадии гидроморфиэма препятствует трансформационным изменениям слвдистых силикатов в минерал типа бейделлита; для его образования необходимы условия, обеспечивающие отток веществ;

б) на начальных стадиях гидроморфиэма в почвах как северной, так и средней тайги усиливается процесс разрушения глинистого материала, чем/ способствует формирование более агрессивных органических продуктов и периодическая сиена окислительных и восстановительных условий;

в) в более гидроморфных почвах ослабляется процесс разрушения глинистого материала, усиливается образование почвенных хлоритов; последнее связано, возможно, с особым составом органических продуктов неспецифической природы и увеличением длительности взаимодействия почвенного раствора

с твердой фазой почвы.

Указанные изменения глинистого материала под влиянием прогрессирующего заболачивания можно ожидать при осуществлении проекта переброски части стока рек Коми АССР на иг и связанным о этим строительством водохранилищ и частичном' заболачивании прилегающих к водохранилищам территорий.

3. Сельскохозяйственное освоение почв приводит к следующим изменениям глинистого материала:

а) в составе илистой фракция верхнего горизонта исчезает бей-• делллтовый минерал, что можно объяснить его достройкой до .

елвдоподобяых структур вследствие необменной фиксации калия (процесс кллитвзацш);

б) в иле пахотного горизонта исчезает дифференциация несили-каткых форм железа я алюминия по подзолистому альфегуму-совому типу, что связано с перемешиванием почвенного материала при распашке;

в) в иле веруних горизонтов возрастает"количество несиликатных фор» железа, вероятно, за счет подтягивания почвенных растворов и выпадения из них железа вследствие более контрастного и гвдротеркического режима пахотных почв.

. 4. Выявлено влияние содержания и состава илистой фракции на род показателей обеспеченности почв калием:

а) количество KgQ в илистой фракции верхних горизонтов почв невелико в связи с низким содержанием в них ила;

б) количеотво обменного K^D определяется не только содержанием илистой фракции, но и количеством в ней идиита;

в) значения потенциальной буферной способности в отношении калия (РВС11) в изученных почвах возрастает с увеличением содержания илистой фракции, иллвта и разбухаадих минералов;

г) самые низкие величины РВ^ и обменного KgO в наиболее пщроморфных почвах связаны с большим развитием в них процесса ждоригизации трехслойных силикатов, в результате которого прослойки гидроокиси алюминия (или железа), занимая обменные позиция в глинистых минералах, препятствуют переходу калия в почвенный раствор п его фиксации.

Подученные выводы могут быть использованы ддя оценки обеспеченности изученных почв калием.

Список работ, опубликованных по теме ¡диссертации:

I* Структурная организация и генезис почв на пылеватнх суглинках таежной зоны' Европейского Северо-Востока. - В кн.: Проблемы почвоведения. Ц., Наука, 1978, стр.244-252 (в соавторстве о Забоевой Я.В., Русановой Г.В., Слобода A.B.).

2. Бшихо-мннералогический состав илистых фракций. - В вн.: Почвообразование на гшяеватых суглинках в таежной зоне ^ропейевого Северо-Востока. Л., Наука, 1978, C.73-IU (в соавторстве с Соколовой Т.Д.)*

3. Кикроморфология и состав глинистых минералов суглинистых ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВ. — В КН. . Sbornik г me zInarodnlho вуш-poela "Zuredaoranl: pud aj jllove aineraly"Praha,

18-22. 1978, c. .469-474 ( в соавторстве о Русановой Г.В.', Забоевой И.В.). X

4» Минералогический состав илистых фракций глееподзолис-той почвы. - в is* і Проблемы рационального использования биологических ресурсов Севера. Тез. молодежно* научной конф* северных филиалов АН СССР. - Сыктывкар, 1979, с. 6-7» -

і

5. Минералогический состав илистых фракций. - В кн.: Подзолистые почва центральной и восточной частей европейское территории СССР. Л.: Наука, i960, с. II4-II9.

6. Характеристика глинистого материала в полугидроморф-ных и гвдроиорфных суглинистых почвах Коми АОСР. - В кн.: Биологические проблемы Севера. IX Сашознуы. тезиса докладов, 1961, о. 298.

7. Минералогический состав илистой фракции глееподзолио-тых почв Коми АССР» - Почвоведение, 1982, Ж 4, с. ИІ-ІІ9

(в соавторстве с Соколовой Т.А.).

8* Состав и распределение илистых фракций* - В кн.: Почва зоны переброски часта стока северных рек. л.: Наука, 1983, о. 68-104 (в соавторстве с Соколовой Т.А.).

Заказ № 250.

Ц03282. Тираж 100.

Ротапринт Коми филиала АН СССР, г.Сыктывкар, ул. Коммунистическая, 26.