Микроморфология естественных и антропогенных почв

Турсина, Татьяна Владимировна

Бесплатный автореферат и диссертация по сельскому хозяйству на тему
Микроморфология естественных и антропогенных почв
ВАК РФ 06.01.03, Агропочвоведение и агрофизика

Автореферат диссертации по теме "Микроморфология естественных и антропогенных почв"

ВСЕСОЮЗНАЯ ОРДЕНА ЛЕНИНА И ОРДЕНА ТРУДОВОГО ^/о

КРАСНОГО ЗНАМЕНИ АКАДЕМИЯ СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ НАУК имени В. И. ЛЕНИНА

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЧВЕННЫЙ ИНСТИТУТ им. В. В. ДОКУЧАЕВА

На правах рукописи УДК 631.48:631.47.8

ТУРСИНА

Татьяна Владимировна

МИКРОМОРФОЛОГИЯ ЕСТЕСТВЕННЫХ И АНТРОПОГЕННЫХ ПОЧВ

Специальность 06.01.03 — почвоведение

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора сельскохозяйственных наук

Москва 1988

Работа выполнена в лаборатории минералогии и микроморфологии ордена Трудового Красного Знамени Почвенного института Имени В. В. Докучаева ВАСХНИЛ.

Официальные оппонент ы:

Доктор сельскохозяйственных паук Е. Н. Руднева,

'Доктор сельскохозяйственных наук, профессор И. С. Кауричев.

Доктор биологических наук В. В. Медведев.

Ведущая организация: Московский Государственный Университет мм. М. В. Ломоносова, почвенный факультет.

Защита диссертации состоится «....» ......... 1988 г. в

«....» час. на заседании Специализированного Совета Д.020.25.01 при

Почвенном институте им. В. В. Докучаева ВАСХНИЛ.

Адрес: г. Москва, 109017, Пыжевский пер., дом 7.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Почвенного института имени В. В. Докучаева.

Автореферат разослан « . . . »........... 1988 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета, доктор сельскохозяйственных наук

М. С. Симакова

/ ОБДАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОШ

!>/:-:л /

ЕУ^пцАетуальность теш. Основные направления социального и экономического развития СССР на период до 2000 года тесно связаны с развитием агропромышленных комплексов в Нечерноземье, орошением и мелиорацией почв аридных территорий, освоением почв Сибири и Дальнего Востока, а соответственно с расширением и углублением теоретических и практических почвенных исследований.

Микроморфология является высокоинформативным методом; она позволяет по отдельным черта.! микростроения диагност!фовать признаки, являющиеся отражением современных и прошлых эпох, естественных и антропогенных процессов почвообразования. Микроморфология позволяет изучать почвенный профиль и любые его фрагменты в ненарушенном состоянии, в широком диапазоне увеличений и получать сопряженную информацию о вещественном составе и структурной организации объекта в любой интересувдей нас точке. В связи с этим микроморфология почв является важнейшей составляющей исследования почв при выяснении их генезиса, диагностики, установлении классификационной принадлежности, прогноза изменений при интенсивном сельскохозяйственном использовании, определения параметров плодородия.' Микроморфология может уловить самые незначительные сдвиги в организации материала, перераспределении основных вещественных компонентов, появлении новых элементов строения, в связи с чем является перспективным методом контроля сохранения и улучшения ваших почв.

Основная нель работы заключалась в выработке новых подходов и принципов изучения микростроения почв и дифференцированной оценке генетической роли отдельных микроморфологических признаков для диагностики и прогноза изменения микростроения при сельскохозяйственном освоении..

Были сформулированы и .реализованы два взаимодополняяирк принципа и направления в изучения микростроения: первое - расшифровка основных почвообразовательных процессов по записанным в профиле цикроморфологическим признакам, и второе - выявление в изучаемом ряду почв общих и специфических черт микростроения, определящих судьбу этих почв при их освоении.

Основные задача исследования: I. Изучить микроморфологазз основных типов почз СССР; дать их микроморфологическуп характеристику и диагностику. 2. Разработать приеш и критерии разделения

микроморфпогических признаков на литого нше и педогенные; дать характеристику унаследованным породным признакам и собственно почвешгым чертам мшростроения. 3. Изучить изменение микростроения почв под влпяниом основных типов антропогенных воздействий: распашки, химизации, орошения, осушения, мелиорации и др. 4. Усовершенствовать систему микроморфологических методов исследования и понятийно-терминологический аппарат шшроморфологип почв.

Методы исследований. Поставленные задачи решались на основа комплекса методов, которые включали маршрутные, стационарные, поэтапные морфологические (макро-, мезо-, микро- и субмигфоморфоло-гичесгато), минералогические, микрозондовой диагностики, микрохимические, общепринятые методы химических анализов, а также специальные методы количественной морфологии - микроморфометричоские методы.

Объекты и проблемы. I. Текстурно-дифференцированные почвы (ТДП) Русской равнины: тундровые, подзолистые, глееподзолистые, дерново-подзолистые, серые лесные. Проблемы: природа покровных плащеобразных суглинистых отложений, механизм текстурной дифференциации, общие и региональные особенности ХШ, сравнение ТДП Руо-ской равнины с их аналогами Западной Европы (лессивированные почвы Франции, бурозомно-подзолпстые почвы Закарпатья) и Дальнего Востока (подбелы); изменение микростроения при распашке в различных приемах окультуривания.

2. Степные почвы: черноземы, каштановые. Проблемы: устойчивость структурной организации черноземов, пеотяэацня я подвижность гумусово-глинистой плазмы при различных антропогенных воздействиях на черноземы; естественная к ирригационная слитазация черноземов, изменение карбонатного профиля, гетерогенность и г®-терохронность гумусового профиля в палеозоогенные мпфоморфологи-ческие признаки.

3. Солонцы, солонцеватые и засоленные почвы. Проблема: влияние различных способов мелиорации на изменение микростроения солонцовых горизонтов, мшфоморфологическая опенка эффективности мелиорации, разработка морфоминералогичвских методов диагностики солей в почвах, взаимосвязь между минералогическим составом солевых новообразований и мшфостроением.

4. Криоморфпые почвы: палевые, пале'во-серые, палево-осолоделые, мерзлотные, почвы едом. Проблемы: кикроморфологическая ха -рактеристика новых почвенных типов, особенности микростроения

почв в условиях активного нрпогенеза.

Теоретическая я практическая значимость, научная новизна.

1. Впервые по единой программе, в единой системе методов дана шпсроморфодогическая характеристика основных типов почв СССР.про-

' • ведена оценка генетической значимости микроморфологических признаков, дана диагностика микростроения основных типов почв.

2. Предложены микроморфологические критерии диалогической однородности почвообразувдих пород.

3. Для основных типов почв проведено эволюционно-историчэское ранжирование микроморфологических признаков: расчленение их на литогенные и педогенные, педогенные разделены на реликтовые и современные.

4. Охарактеризовано изменение микростроения основных типов почв при различных антропогенных воздействиях; выявлены черты микростроения, наиболее подверженные изменению при орошении, распашке, применении высоких доз минеральных удобрений.

5. Усовершенствованы метода микроморфологического изучения почв, разработаны принципы мищюморфометрического анализа общей и дифференциальной пористости и морфо-химико-минералогичвской диагностики солей.

6; Уточнены некоторые понятия и термины, составлен микроморфо-догический классификатор почв.

Таким образом, на защиту выносятся: Г - методологические принципы мшфоморфологического изучения почв, 2 - научные итоги изучения микростроения широкого диапазона естественных и антропогенных почв, 3 - новые мйтоды микроморфологического изучения почв, 4 -ыикроморфологический мониторинг диагностики негативных изменений в антропогенных почвах.

Апробация. Основные положения и материалы работы доложены и обсуддены на X и ХП Международных Конгрессах почвоведов (Москва, 1974; Дели, 1982), наШ, 1У, У, УХ, УП съездах Все сошного общества почвоведов (Тарту, 1966; Алма-Ата, 197 ; Минск, 1977; Тбилиси, 1981; Ташкент,•1985), на Всесоюзных конференциях: по мелиорации засоленных земель (Ростов-на-Дону, 1967; Одесса, 1978, 1556); по биологическим проблемам Севера (Сыктывкар, 1981); по ыикромор-фологии (Харьков, 1980; Тарту, 1983; Тбилиси, 1986); по истории развития почв (Пущино, 1984); по почвенному криогенезу (Воркута, 1985); по диагностике, деградация и воспроизводству лесных поча (Тарту, 1987); на комиссиях ВСЯ я на Ученых советах Почвенного

института.

Основные положения диссертации отражены в 69 работах.

Структура п объем работы. Диссертация изложена на страницах мадитописного текста. Она состоит из 10 глав, выводов, предложений для внедрения, включает таблицы и рисунка. В списке литературы приведены работы, в том числе - на иностранных языках.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

I. РАЗБИТИЕ НОШХ ПОДХОДОВ И .'МЕТОДОВ ИССЛЕДОВАНИЯ МКРОСТРОЕНИЯ ПОЧВ

Изучение микростроения почв традиционно проводится в шлифах. В пастоящое врегля, кроме детального исследования почв под поляризационным микроскопом, пшроко используется изучение строения почвенного профиля в поло и на ыезоуровне с помощь» стереомккроскопа (Корнблш, Турсика, Любимова, 1972; Дмитриев, 1977; Таргулян и др., 1974; Бгапцев, IS83; Бондарь, 1983; Гоголев, 1987 к др.). В последние годы в результате рабо Ступса (I9S9-I978), Биедома (1970-80), Еобы (1970-87) и др. резко возрос интерес к изучают почв на субмикроскопическом уровне на базе сканирующих алектрон-ных ткроскопов. Расширяя и дополняя роэтаго|кЯ подход к язучвшш строения почвенного профиля всеми 4-ш! уровнями морфологичэских исследований (макро-, мезо-, микро- и субмихроморфологичаских) ,кн провели изучение микростроекия основных типов почв с различной степенью дробности в зависимости от поставленных задач.

Исследуя малоконтрастнко двучленные профили ТЕП, ин делали акцент на макроуровень - изучение "поведения" отдельных горизонтов по элементам рельефа (Марченко и Варфлоыеев, 1973; Величко и Морозова, 1975, 1984), т.е. на мнкрпстрагиграфию горизонтов. На ме-эоуровне особое внимание уделялось наличию н характеристике остатков горизонтов, гумусовым фрагментам и педорелнктам, глинистым s пылеватым заполнениям трещин. На иихроуровие получали информацию о составе и размере основных породообразующих минералов, распределении биолитов и микрофоры гумуса, характере новообразований, общем и плазменном микростроешш, структуре порового пространства.

Изучение засоленных почв проводилось' по полной поэтапной программе (Турсина и др., 1980-1986). Было показано, что вопросы.поставленные для решения на разных уровнях, взаимно дополняя друг

друга, не могут быть решены на каком-то одном уровне исследования. Разрешающая способность приборной техники, комплекс используема методов, методология поэтапного литологического осмысливания формы и внутреннего устройства солевых образований позволили по-ново-иу и значительно полнее оценить засоление изученных почв.

В наших исследованиях осуществлялся когяртексный подход. Использовался широкий набор методов, изучающих микрообъекты: сопряженное исследование почвенного профиля и отдельного образца с помощью различных микроскопов (стерео-, поляризационного, РЭМ) и микроанализаторов, а также микрохимического, иммерсионного, минералогического и других анализов - все это позволяет получить более полную я правильную характеристику о строении, организации и составе материала почвенных горизонтов. Для разных исследований, для решения конкретных задач и для разных почв комплексность микроморфоло-гическкх исследований долана быть различной.

Микроморфология рассматривается наш как основа и составная часть микропедологии (Кубиена, 1939; Добровольский, 1977; Турсина, 1977; Таргульян, 1983). Микропедология имеет следующие задачи: I - изучение структурной организации почвенного материала, 2 - получение данных по дифференцированному составу массы, 3 - изучение функционирования почвы на микроуровне (уровень зоны, педа, новообразований, минерала, плазмы и т.д.). Развитие микропедологии тесно связано с развитием приборной техники и техническим оснащением исследований. Наиболее развитыми и прогрессирующими направлениями микропедолопш являются микроморфология, микрохишя, микрофизика, минроморфометрия (Турсина, 1977).

Микроморфологические исследования заметно активизировались с появлением электронных сканирунцих и растровых микроскопов. Изучение почв с помощью РЭМ особенно перспективно в тех случаях,когда они имеют изотропную непрозрачную плазму и юс изучение под поляризационным микроскопом мало информативно.

Успехи микрохимии и ее популярность связаны с возможностями получать не усредненные данные для смешанного растертого образца почвы, а для любого образца ненарушенного строения до уровня отдельных пятен, кристаллов, кутан и пленок, т.е. для изучения первых сдвигов в микростроепаи и перераспределении основных компонентов при вмешательстве человека в ход естественных природных процессов, а также в работах по расшифровке политенеза мккроиор-фологическнх признаков.

Работы по микрофизике нацелены на корректировку и более углу-т . бленное изучение таких свойств,как водопроводящая роль различных видов пор, изменение характера общей и дифференциальной пористости при различных антропогенных нагрузках.

Развитие новой ветви микропедологии - микроморфометрии или количественной микроморфологии - определяется, с одной стороны, потребностью теоретического почвоведения в более строгой диагностике микроморфодогических черт строения почвенного профиля, а с другой - нуждами прикладного почвоведонля, связанными с необходимостью иметь быстрый и надежный метод контроля за состоянием пахотных зешль. ТехЕичэскоЙ базой для развития микроморфоыетрин послуддло появление алектронных анализаторов изображения типа Протва, Квантпмет-720, Медкискан и др., позволивших в значительной степени автоматизировать количественные исследования в ыак-ромордологии.

Объектами морфометрического анализа могут быть любые интере— . сущие нас элементы или черты строения почвенного профиля на любом уровне его организации. При ыакроморфологпческих исследованиях ими могут быть новообразования, поры, педы, фрагменты плотных пород, ходы и камеры почвенных животных, морфонн. На макроуровне преимущественный интерес представляют форма структурных отдельностей, доля о структуре иного материала, пористость, сегрегации подвижных компонентов плазмы, биогенные новообразования; на субкикроскопическом уровне - шщропористость, колонии микроорганизмов, зерна минералов, в том числе и солей я др. Но шчте-нение указанных компонентов микростроення, отделение их друг от друга из-за нерезкостя границ, лояигенетичвости происхождения, переходности форм часто вызывает определенные трудности.

Разработку основ иикроиорфоивтрячвсхого анализа мы начали с пористости, поскольку она является интегральной величиной микростроения почвенной массы и наиболее отзывчива на любые антропогенные изменения почв. Нами были опробованы имеющиеся способы определения пористости и разработаны новые методы поэтапного анализа пористости на базе электронного анализатора изображения Квантимег-720. При определении пористости основная методическая задача сводится к разделению пор и прозрачных минералов.

Разделение пор на группы по размерам (макро-, мезо-, микро-) в рамках анализа проводится условно: субмакропоры ->2000 мкм, мащюпоры - 100-2000 мкм, иазопоры - 30-100 мкм, микропоры -

< 30 мил. Эти градации более всего близки к классификациям пор Ионгериуса (1957) и Бртера (1964).

Методы поэтапного анализа пористости

Аяалиэ_пор_ >2000 щ. Изучение крушшх пор особенно необходимо для различных трещиноватых и склонных к образованию корок почв. Документация крупных пор проводится с помощью фотографирования или зарисовок серии горизонтальных или вертикальных зачисток или непосредственно поверхности почвы. Далее фотографии и зарисовки контрастируются для получения материала для обработки на Квантимете (Турсина и др., 1985).

Аншгаз_пор_ > 100_1дал_в_толстж_11иш^а2 исключает оптический суммарный эффект пор и прозрачных минералов путем "погружения" зерен первичных минералов в тонкодисперсную массу. Фотограммы пористости с толстых шлифов готовятся обычно через фотоуЕеличи-' тель, с увеличением в 2-5 раз и подсчитываются через эпидиаскоп.

Анализ_ц2р_>30 ЩЩ в тошш:_шлис|ах. Расчленение сходных оптических свойств пор и прозрачных зерен минералов осуществляется по предложенному нами методу при комбинированном счете со слвдя-ннми пластинами (методом круговой поляризации света; Пейп,1974), а затем при параллельных николях.

Анализ микропощстости проводится на основе растровых электронных изображений на недоэкспонированных фотоотпечатках (Шоба, 1978;Турсина и др., 1980), методом автоматического анализа негативов на основе нескольких профилей сканирования (Афанасьев и др., 1972), путем сравнения со средним уровнем яркости (Кофф и др., 1973) или на основе анализа сопряженных поверхности г; (Осипов, 1979; Сергеев и др., 1980).

П. ОСНОВНЫЕ КОМПОНЕНТЫ МИКРОСТРОЕНШ

Традиционное разделение компонентов микростроения на плаз:.!у, скелет, новообразования (Кубиена, 1938; Брюер, 1964; Парфенова и Ярилова, 1977), органическое вещество (Кубиена, 1938; Баль,1973), солй (Ступе, 1970-85) в последнее время было значительно детализировано и углублено (Ромашкввич и Герасимова, 1982; Методическое руководство по мянроморфолопт, 1983; Меадународное руководство по описанию шлифов, 1985). В работе рассмотрены tee основные группы компонентов микростроения: I - шчвообразупеш! кате-

риал (минеральный, органический, солевой), 2 - включения, 3 - но-, вообразования, 4 - микроструктура, 5 - норы (табл.1); даны их определения, основные характеристики, генетическая интерпретация. В реферате акцентируется внимание лишь на тех компонентах микростроения, выделение которых хотя и традиционно, но трактовка несколько отличается от общепринятой. Нововведения автора нашла поддержку у коллектива составителей Международного руководства и вошли в него.

Миле ратаний материал делится на скелет (зерна породоообразу-пцих минералов) и плазму (тонкодисперсная масса). Скелет характеризуется по соотношению с другими компонентами почвообразупде-го материала, по минералогическому составу, размеру и форме зерен первичных минералов, степени их выветрелостн, наличию пленок.

Плазма_характеризуется по двум основным свойствам: типу оптической ориентировки (характеру двупреломления) и по выраженности глинистых обособлений. По характеру двупреломления выделяются 3 группы типов микростроения плазмы: I - плазма оптически не дифференцированная - изотропная; 2 - плазма мелкокристаллическая, 3 - плазма оптически ориентированная - анизотропная. Изотропная плазма характеризуется по цвету, агрегировалкости; келкмфистая-лнческая плазма - по размеру щшетаялов; анизотропная плазма -по форма агрегатов ориентированных глинистых частиц - чешуек, волокон, струй, колец и др. Плазма различается по наличии плазменных обособлений на поверхностях раздела (вокругскелетные, вокругкон-креционные, околопоровые, вокругпедные). Предлагается скользящая граница между грубо- и тонкодисперсным материалом в зависимости от дисперсности материала с одновременный показом процентного отношения между скелетом и плазмой.

Органический материал состоит кэ 5-ти груш органических образований: растительные н животпыо остатки, клеточный материал, гумус основной массы, гумус новобразований и включений, гумус экскрементов. Кроме широко распространенного деления гумуса на типы (мор, модер, ыуль, анмор) предлагается выделение нескольких микроформ гумуса: сгусткового, точечного (дисперсного), углистого. Соотношение этих микроформ гумуса и основных трупп органического вещества определяет свойства и микроструктуру гумусовых горизонтов. Гумус новообразований чада характеризуется как пигментный гумус.

При описании солевого материала основной акцент делается на

минералогический состав солей, взаимоотношение солей и тонкодас-персной массы, солеЕые контактные новообразования, солевые псевдоморфозы, форма и размер солевых образований, степень окристал-лизованности (Турсина п др., 1980-86).

Солевые новообразования крайпе разнообразны: это сояевио прм-сыпки-кутаны на поверхности зерен первичных минералов, рыхлые россыпи одиночных кристаллов и плотные друзы в порах, прерывистые и многослойше покрытия пор (гипсаны и кальцитаны), псевдоморфозы солей по растительным тканям и по другим солевым минералам.

Включения - обломки пород и почвенный материал, инородный для данного горизонта (Схемы описания, 1972), т.е. это различные лито- и педореликты, а также антропогенные включения или артефакты (Международное руководство, 1965) - черепки, кости, угли, строительный материал, удобрения, мелиоранты.

Необходимость наделения самостоятельной группы определяется тем, что сведения о строении и составе включений, особенно педо-реликтов, позволяют строже диагностировать почвы и помогает разделению почвенных и породных черт строения.

Новообразования были расклассифицированы нами несколько по-новому, о учетом морфологии и местоположения по отношении к различным компонентам шкростроения. Выделяется 4 больших группы новообразований:

' I. Текстурные (контактные) - кутаны и субкутапы. 2. Заполнения пор (инфилинги) - педотубулы, засыпки, натеки. 3. Матричные (компоненто-плазменные) - конкреции, сегрегации.

Тедсч^нне_иот_К£11таданые новообразования легко распознаются по изменению сложения, структуры и текстуры почвенной массы и связаны чаще всего с концентрацией плазмы или скелета. Приурочены они преимущественно к порам, трещинам, поверхности педов (агрегатов), конкреций, обломков пород. Делятся на группы сообразно характеру поверхностей, к которым приурочены, далее по строению, вещественному и гранулометрическому составу.

• Залоетензя_П2р или инфилинги являются наиболее жшггенетич-ной группой, так как связаны как с биогенными образованиями (пе-дотубулами), так и с абиогенными (засыпками и натекаш, а такхе гумусовыми и солевыми заполнениями пор в результате сшяас разнюс процессов (солонцовый, слитообразование, криотурЗац:;и и др.),

Мазричныв дли да|ш£^н1ра-плазаев1ше_новообразоваа2я,'груд<1{о

отчленяемые от основной массы (конкреции, сегрегации, пятна), являются частью основной массы, но в то же время четко различаются по концентрированию каких-либо веществ или растворимых элементов.

Мтсроструктура. В зависимости от механического состава выделяются две группы структур: скелетные для легких почв (песчаных, супесчаных, легкосуглинистых) и плазменные для тяжелых почв (суглинистых и глинистых). В легких почвах структура определяется упаковкой скелетных зерен и выраженностью пленок, мостиков-перемычек, конкреций, папул и агрегатов.

В суглинистых и глинистых почвах тип микроструктуры зависит от агрегпрованности глинистой плазмы, что определяется наличием структоров, минералогическим составом плазмы и происхоздением почвообразупцего материала. В средне- и тяжелосуглинистых и глинистых почвах выделяются три основные группы плазменной микроструктуры: I - плазма агрегирована за счет различных структоров (гумус, железо, соли), 2 - плазма неагрегирована, во почвенная масса дифференцирована на структурные отдельности порами-трещинами - структура растрескивания, 3 - почвенная масса компактная, не дифференцированная па структурные отдельности.

Выделяются следующие типы скелетных и плазменных микроструктур: I - простые, 2 - сложные. Сложные структуры образуются за счет сочетания простых структур и типов пористости. Закономерности образования микроструктуры находят отражения и на более высоких уровнях организации материала.

Пористость может быть первичной - определять форму в размер структурных отдельностей в тяжелых почвах, и вторичной - Поры упаковки тежду зернами минералов в агрегатами. Традиционно пора подразделяются на группы по форма: 1.Поры трещины (простые, ветвистые; горизонтальные, косые); 2. Поры упаковки (между зернами минералов, обломками пород, кристаллами солей, растительными остатками, агрегатами) ; 3. Поры агрегированной массы (ваги, паукообразные); 4. Поры биогенные (поры-камеры, поры-каналы); 5. Поры пузырьковые (округлив, овальные). Следупдая градация пор - по их размерам. Наиболее распространенными в микроморфологии является являются классификации Ионгериуса (1957), Джонсона (i960), Брюе-ра (1964). Другой важной характеристикой для пористости является величина общей и дифференциальной пористости по основным группам пор (с учетом их форм). Информативны также степень изрсттяности.

в вытянутости пор (форм-фактор), степень гладкости и характер побития стенок пор, основная и относительная ориентация.

На основе предложенного подразделения основных компонентов микростроения, характеризующих состав почвенной массы и органи-' • зацив материала, и изданного Международного руководства (Handbook...) был составлен "Классификатор микростроеиил", который является частью общего классификатора почв, предназначенного для подробной диагностики почвенного профиля и создания банка данных основных типов почв СССР.

Ш. ЛИГОЛОГИЧЕСКАЯ ОДНОРОДНОСТЬ почетного ПРОФИЛЯ

Почвоведы все чаще приходят к выводу, что почвенный профиль представляет собой неоднородный почвсобразущий материал, отло-аение которого происходило не одноразово, а многофазно (Зонн, 1974; Минашина, 1978; Шлихтинг, 1982). В связи с этим некоторые генетические концепции в настоящее время подвергаются пересмотру (Кошанокий, 1974; Цатинян и др., 1979; Соколов, 1983; Апарин, 1987 з др.), а мелиоративные рекомендации еще чаще базируется на особенностях строения почвенно-литологических комплексов (Мина-шина, Исаев, 1980; Апарин, 1984).

В почвоведении, как и в смежных науках, оценка литологачес-кой однородности проводится чаще всего по минералогическим коэффициентам (Добровольский В.В., 1967; Конищев, 1981; Грабеирая, 1983 и др.). Однако эти же коэффициенты иногда используются для доказательства внутрипочвенного выветривания минералов (Рубилпна, 1975; Плакхина, 1985). Поэтому требуется увеличение числа показателей, которые могли бы оценить однородность почвенного профиля.

Способы обнаружения литалогической неоднородности (слоистости)

I. Полевые методы. I..Изучение "поведения" горизонтов на местности методом траншей, серий прикопок, зачисток обнаааниИ. Результативность »¿кого подхода била показана Марченко и Варф-лон&евым (1965). При закладке единичных разрезов особое внимание обращается на обнаружение литологических перерывов, характеристику включений, особенно педореликтов. Нами была проверена исходная лит©логическая однородность профиля ТЗЩ, развитых на лчссо-дпдннх покровных суглинках ETC. Выявленная при этом литологячес-

кая самостоятельность горизонтов-слоев А2 и Bt подтверждается, о одной стороны, некоррслпругацими друг с другом мощностями горизонтов, а с другой стороны, плохой их сочетаемостью: они могут существовать порознь, могут быть разделены другими слоями (песчаными и галечниковыми), выклиниваться и замещаться. Кроме того, был обнаружен плащообразннй характер горпзоктов-слоов.

2. Литологические перэрыш в поле довольно надежно диагностируются по остаткам Еторых гумусовых горизонтов (BIT). Изучение ТДП с БГГ в легкой части или на границе с тяжелой частью профиля, проверка максимальной выраженности ШТ, строение BIT (особегаю структура, биогегаюсть, пористость) позволяют предполагать их погребенное происхогдекие (Московская обл., д.Ельдигино; Ыстпс-лавс2соо ополье) (Турсина и др., 1984, 1986).

П. Лабораторное методы.

Гря:гу5о?.-отр1!чоигл?', состав. Оценка внутрипрофильной однородности материала наиболее надежно проводится по суммарному профильному распределению гранулометрических фракций. Для этого используются коэффициент сортироЕанности Траска шш коэффициенты гранулометрического состава Романовского (Грабецкая, 1983). Внут-рипрофашшй анализ содержания фракций песка и крупной пыля часто обнаруживает неоднородность в строении профиля (Соколов л др., 1983; Иванов, 1986). Устойчивость грубодисперсных фракций к внутршючвештому вывотривапию и перемещению по профилю делает их более падояшм показателем литологической однородности профиля, чем содержание илистой фракции.

Анализ большого фактического материала по гранулометрнческо-му составу ТДП позволяет предположить, что изменение суммарного содержания фракций > 0,01 мм (фракций песка и крупной пыли) в соседних горизонтах более чем на 10% рассматривается как двучленно сть профиля. Тот же интервал в содержании фракций >0,01 км между горизонтали А2 и Bfc обнаруживается в почвах на слабокоят-растпых двучленах (Матинян и др., 1979).

МикроморФологвческиЯ анализ, а) Мн£е£а50£ичастай_<^схав крупных фракций относительно полно может быть охарактеризован в шлифах: появление горизонтов с новым набором породообразующих минералов, увеличение доли тяжелых или темноокрааенных минералов, изменение соотношения минералов легкой фракции и т.д. Анализ минералогического состава ТДД показывает, что верхние легкие горизонта имеют более бедный состав, чем средняя и нижняя части профиля

(кварцевый или полевошпатово-кварцевый) и обычно содор;кат меньше тяжелых минералов, чем горизонты А2В и St. В иллювиальных горизонтах возрастает содержание тяжелых и окраиегашх минералов.

б) Соде£^ще_ц_ф2рма_.Фат£ЛцтдВд. Одним из наиболее устойчивых почвенных новообразований являются фктолпты, характеризующие непосредственно тип растительности, а косвенно биоклпматические условия. Изучение фитолитов в почвах в ВГГ показало, что профильное распределение фитолитов имеет два максимума в горизонтах AIA2 и BIT, а залегающий мезду ними горизонт А2 беден фптолнтами, что наряду с другими признака™ диагностирует литологическуга неоднородность профиля и погребенную природу BIT (Турсина и др., 1986).

в)_Лпто-_и_педарелпкти_о бнарулашают ся в профиле ТДП как при макро-, так ж при микроморфологическом изучении. В поле к лито-реликтам были отнесены мелкие и крупные фрагменты бурого или кра-сноцветного глинистого материала, а на минроуровне - тонкопылева-тые В1фапленники чаще в виде линз, струй, корочек, а также "окатыши" и угловатые включения, обогащенные оптически ориентированной глиной, кутанами, инфилингами и заметно отлячннг.зд по цвету и строению от основной массы. Оглиненные лнторелыкты встречаются почти во всех изученных ТДП в любых горизонтах, но очень редко

по всему профилю, что говорит о неоднородности почвообразукмего материала и- о вовлечении в покровные лессовидные суглинки глинистого материала, ранее организованного по типу иллювиальных горизонтов.

К педореликтам в первую очередь относятся гумусовые линзы, карманы, а также окатанные и полуокатанные фрагменты былых гумусовых горизонтов, которые резко отличаются от современных гуму-сово-аккумулятивных горизонтов по мшфоформам гумуса, количеству органогенных остатков, биогеняостя, структуре порового пространства.

г) Профшгъпое^аспределеH2S..K2Tан_и их приуроченность к поверхности педов или- к внутрипедной масса. В профилях ТДП, развитых-в сходных биокляматических условиях и имеющие иллювиальные по илу горизонты, выраженность кутанных образований можзт бить очень разной. Это - а) горизонты Bt с хорошо развитыми кутанами и субкутанами по порам и педам и б) горизонты Bt, тюяцие только внутри педов, а все магистральные поры и трещины дате насколько обеднены илом по сравнению с основной массой. Сочетание яркщ:?-

пиально разных типов горизонтов Bt часто встречается в одном профиле, что при их одинаковом гранулометрическом составе скорее может рассматриваться как признак условий и/или многофазности отложения материала, а не как доказательство иллювиальной природы горизонтов вt .

д) Строение и состав кутан по профилю может сильно различаться. Часть кутан связана с вовлекаемым в седаментогенез материалом (кутаны педо- и литореликтов), часть образуется во время формирования данной почвообразукщей порода, и только небольшая часть формируется в результате почвообразования, обычно по биогенным порам-ходам. Анализ строения и состава кутан позволяет диагностировать литологические перерывы, наличие в прошлом гуиусо-образования с иллквнировшшем гумуса, повышенные условия гидро-морфизма и т.д.

е) £б^ео мп!ср£с2р^ски2 более чем любой другой почвенный признак характеризует исходную однородность почвенного профиля,ооо-бешю в его средней и нижней части. Учет основных типов шпфо-строекия супесчаного и суглинистого материала, а также типов микростроепия, связанного с различным происхождением материала, позволяет обнаружить гетерогенность и слоистость профиля. Так, в изученных нами профилях ТЕД в горизонтах въ и ВС сочетались типы микростроепия, характерные для ледниковых, водно-ледниковых, эоловых и других отложений.

Предложенный комплекс ыикроморфологических показателей, диагностирующий однородность почвенного профиля, можно рассматривать как мюфоморфологическпй ¡фитериЯ литсдогической однородности, который позволил, например, установить исходную литолбгичвс-кую многочленность типичной дерново-подзолистой почвы на покров-шее суглинках(Зеленоградский стационар Почвенного института) (табл.1).

17, У. ШКРОСЕРОШЕ ШСШ)Н0-ДИ^$ЕРЕЗЩ!3,0ВАЕПЫ1 ПОЧВ

Изучение текстурно-дифференцированных почв (ТЕП) в широком диапазоне биоклиматических, литологических и географических условий позволило осуществить почвенно-экологический принцип в характеристике их микростроения и принцип-разделения главных приз-паков микростроепия на породные и почвенные (современные и реликтовые).

Неоднородность почвообразуюцего материала, Р.1000 (Московск.обл.) Таблица I.

Сло; Горизонт, глубина, Особенности цех. состава '•Особенности ыпкоостроеапя

структура пористость ыинералы крупных фракций новообразования

средн. ' песок нреоолад. .фракции -

1с Г AI 0-10 А2П 10-20 есть * Т!11 коупн.шшь мелк.песок rj Ii иомковато-агрегацжж. тонкослоев. ■ваги, камера тонкие плиры кварц л полевые ипаш и п ¿«ТОЛИТЫ,РС-СTn-pSCHUa Ре-ыпкэоконкоец.

•1С БГГ 20-35 А2б 35-47 нет-it крупн.пыль мелк.песок ' н и агрегацион,-слоегатыЛ толстослоев. камеры, шшры □лиры п и повышен, содср-;. слюд и т:;:шео. ыного оитолитоз, Ре-стгссення гидэослюдистые папулы, окатыын

IX -супес гтт X * j* А2В 47-65 нет пылеватая фрагыентарн. каперы,тре-Щ1шы, каналы н и в материале Bt кутаны, ¡шОилынг:: с ryuyco!.:

ВА2 65-88 п пылеватая, глинистая бееструктура каналы, трещины п п Ii н

В2 88-I2D чаная прос: БС 126-Х40 есть н п и н п и Ii и и

иного II 1! и супеечан п поело!;;;;; нечетко агре гзц.-оолдннП каналы уменьшение слад, увеляч.гпз.гзжет). редкие гу:.:усово-г.т.'лнет. кутаны

ЕС 140-150 пет пылеватая, глинистая слабоагрегац и п п н и

ВС 150-170 ;.:ного II II СОПДНЫи каналы п н п п

- С 170-1:50 ИСТ лгссошдиьй появляется карбо латы п непоезрач оэалы г.апболатлые кутаны

Основным критерием выделения почвенных признаков было их со-, ответствие современным условиям почвообразования. Породные признаки в почвенных горизонтах выделены на основе соответствия чертам млкростроения почвообразущей породы. Сравнительный анализ микростроения одновременно выявил полигенетичность многих признаков ТДП, т.е. наложенность почвенных признаков на породные, современных почвенных признаков на реликтовые почвенные или современных почвенных на прошлые антропогенные и т.д.

Исследовались, кроме того, некоторые вопросы, тлеющие до сих пор дискуссионный характер: роль процессов лессиважа в процессе текстурной дифференциации профиля, алияние процессов оглеения и оподзолпвания на внутрипрофильное выветривание породообразующих минералов, связь биоклиматической обстановки и основных свойств и микропризнаков ТДП.

Изученная группа ТДП включала подзолистые тундровые почвы р-на Воркуты, глееподзолистые почвы Коми АССР, подзолистые почва Вологодской, Кировской, Пермской, Московской, Горьковской обл.. Кош АССР, дерново-подзолистые почвы Московской, Калининской, Калужской, Смоленской, Брянской и других областей, буроземно-под-золпстыо почвы Предкарпатья, жолтоземно-подзолистые почвы Западной Грузии, лессивированныэ почвы Франции.

Изучение показало:

1. В ареале ТДП широко распространены почвы, не имеющие тое-стурно-дифференцированного профиля (дерново-карбонатные, дерновые, бурые).

2. Мощность элювиальной в элювиально-иллювиальной части профиля не коррелирует с биоклиыатической обстановкой, нередко наиболее мощные элювиальные горизонты встречается на периферии ареала ТДП.

3. Приуроченность ХДП к различным аяекантаы рельефа (водораздел, склон, перегибы и выполаживание склона) часто не ишяет на мощности легкой н тяжелой частей ТЕП.

4. Степень обезиливаявя легкой части профиля часто не коррелирует с выраженностью кутан, субкутан, хшфклингов в гор. въ.

5. В элювиальной части профиля диагностированы глинистые включения округлой формы - "окатыши", которые по строению н соо-таву часто отличны от основной массы как элювиальных, так и иллювиальных горизонтов, т.е. они не могут рассматриваться как оо-танцы горизонтов вь, поскольку являются педо- или литореллктамн.

6. Современные почвенные признаки существенно зависят от мощности и состава верхнего легкого наноса: чем он мощнее и беднее по составу, тем в большей степени современный профиль в условиях северной и средней тайги приближается к подзолам; в средней и южной тайге на породах, богатых структорами и глиной, формируются почвы, близкие к бурым почвам.

Критерии разделения микропризнаков на почвенные и породные требуют дальнейшего обоснования и совершенствования (Турсила, 1983; Федоров, 1983), Тем не менее имеющиеся в нашем распоряжении материалы позволяют на основании комплексной и поэтапной характеристики состава и строения почвенной массы следующим образом охарактеризовать основные породные и почвенные черты микростроения.

Дородные (литогенные) черты диагностирует: ся при анализе однородности строения почвенного профиля (глава 3). Основным породным признаком ТДП является сама текстурная дифференциация профиля, т.е. наследование от почвообразугацего материала легкой верхней части профиля (горизонты А2) и нижней тяжелой части (горизонты въ), обычно различающихся по содержанию, размеру и составу первичных минералов (Варфломеев, 1965; Иванов, 1986; Верба, 1987; Турсина, 1988).

Дитогенными признаками являются соотношение скелета и плазмы и типы микроструктуры горизонтов А2 и В1з. Для горизонтов А2 наиболее характерны скелетно-мостиковые структуры, для горизонтов В-ь- скелетно-пленочные с многочисленными глинистыми обособлениями и новообразованиями. В горизонтах А2 часто 'обнару;киЕ;ил,ся глинистые "окатыши", являющиеся литореликташ.

Горизонты ВЪ сильно различаются по микростроению как в соседних регионах, так иногда и в отдельных профилях. Наиболее ярким проявлением литогенной специфики шжро строения горизонтов н*о являются плитчатые безкутанше горизонты въ с изотропной глинистой плазмой (Воркута, Западный Урал, Западная Грузия). Интересны также микроструктуры горизонтов вt буроземяо-подзолиотых п лесся-вированных почв, в которых наблвдается чередование субгоризон-тальннх ыикрослоев пылеватого и ожелезненного глинистого материала. Довольно часто в пределах одного профиля сочетаются горизонты ВЪ, богатые кутана;® и оптически ориентированной платой (трещзнно- или внутршюднокутйшше типы горизонтов вь), и го?я-зонты с лессовидно-агрегированныи строением осноеной иж.си, мм-

ющих' изотропную плазму. Такие различные типы микроструктур являются, вероятно, отражением различных условий отложения почвообра-зующего материала и/или существенных (м.б. допочвенных) его преобразований .

Наиболее интересны и многообразны признаки современных прч-вообразователытах процессов, записанные в почвенном профиле. Эти признаки в максимальной степени коррелируют с биоклиматической обстановкой. Почвенными в первую очередь являются все те признаки, которые имеют следы биогенной проработки: это зоогешше и гумусовые агрогаты, экафеыенты и копролиты, различные мшфофор-мы гумуса, гумусовые кутаны и гумусовые слои в кутаыах, гумусовый пигмент, фцтолиты и растительные остатки, гумусовые и железисто-гумусовые пленки, стяжения, шкрокопкрецни.

Прослеживается четкая биоклиматичоская обусловленность в характере накопления, закрепления и подвижности органических веществ и преимущественном типе микроформ гумуса. В ТДП тундр наблюдается зацепление бурого полупрозрачного грубого гумуса, накопление незначительных количеств точечного (дисперсного) гумуса, подвижность светло-бурых фракций гумуса и осаждение их в виде ил-лювиально-гумусовых пленок, мостиков, агрегатов в легкой части ТДП. Биогенность почв крайне низкая. Для глее-подзолистых почв северной и средней тайги характерен темный грубый гумус, накопление преимущественно углистых форм, иллювиирование темных фракций гумуса с закреплением их в виде гумусово-жалезистых агрегатов, зон пропиток. В легкой части профиля ТДП формируется провяль А1-Ре-гумусового подзола. Связь гумуса с минеральным скелетом очень слабая. Биогенность выражена относительно слабо, в основном на границе подстилки и горизонта А2. Для подзолистых и дерново-подзолистых почв характерны фрагдантаркые и ьшкрозонально неоднородные гумусовые горизонты А2 и А1А2; собственно гуыусово-акпумуля-тивные горизонты в них отсутствуют. В подзолистых почвах гумус грубый, темно-серого цвета, преобладают углистые микроформы. В дерново-подзолистых - переходный от грубого к мягкому, темно-бурого цвета, богатый углистыми и точечными (дисперсными) микроформами, несколько выше доля сгусткового гумуса. Биогенность заметно увеличивается, в дерново-подзолистых почвах встречаются зоны сплошной биогенной переработки; в них появляются прерывистые гумусовые пленки на зернах минералов. В буроземно-подзолистых и лессивированных почвах выделяются собственно гумусово-ак-

Особенности шкро- и шкростроения "ЩИ

Таблица 2

^^^Почви , Разрезы " Характе>--->-ристика строения Тундровые Подзолистые Дерново-подзод. Буроз, полям Дессиве (ЗОЯЛГС'.Я)

742 743 777 21104 7 123 яП 159 41 1000 3 I пб п1 87 к21 29 526 511396

X. Наличие гумусового гор. _ _ _ _ _ _ и _ _ и и и И + Ц + + * + + +•

2. Мощность гор. А2, сы 30 40 5С 27 30 24 23 50 40 2С 50 40 3,5 38 30 55 60 35 40 55 55 50

3. •«овдостъ гор. В » СЦ . 30 50 6С 30 30 66 50 70 60 8С 55 99 55 62 70 80 75 35 60 45 55 70

4'. Наличие гор. А2В - - - + - + + - - +' + + + - - - + + + - - +

5. Наличие лессовидн.гор. - - - + + + + + + + + + + - + + - - - - - +

о. п п карбонат, гор". - - - 90 - - - 140 - [80 - - 230 - - - - -

?. Наличие иочорзликтсБ - - - + + + + + + + + + + - - + - - - - - -

Б. п п литореликтов + - - - + + - + + - + - + + + - + + + + + +

9, Глубина максима кутая - - 45 45 - 80 - 50 5С - - 55 45 75 75 - - 90 90 - 130

10. Приуроченность ¿у тан к:

а.цалпода.пораи-трещш. - - + + - + - - + - - + + + - - - + + -

б.зцутркпздной кассе + + + + - + + + - + + + + + - + +

з.оаопорац - - - + + + - - + + + г + - - + - + - - - +

тт Полигеистнчиость путан - - - + + - - + - + т + - - + + + + + + + +

12. Кол-да лптологлч.слоев 3 3 3 4 4 4 4 5 4 4 6 5 5 4 5 4 5 3 4 4

из

кумулятивные горизонты биогенно-муллевой природы с бурым сгустков™ гумусом. Связь гумуса с минеральным компонентом наивысшая, что диагностируется по сплошным гумусовым пленкам на зернах минералов.

Признаки проявления глеевых и поверхностно-элювиально-глее-вых процессов не всегда с достаточной достоверностью можно отделить от следов допочвенного литогенного оглеения. Микроморфоло-гичесюг оглееппе диагностируется обезяелезнением и переорганизацией плазш, сегрегацией железа в пятна, примазки, кольца, разводы, зоны, прожилки. Агрессивные фракции гумусовых кислот и поверхностное временное оглеение является причиной подподствлочно-го снятия пленок с зерен минералов и образования зон или горизонтов, обогащенных гумусово-железистыми пленками, мостиками, кута-нами, агрегатами, стяжениями, т.е. образования профиля А1-£е-гу-мусового подзола.

Признаки морозной переорганизации - оструктуривания и сортировки материала проявляются наиболее четко в легкосуглинистых мощных горизонтах А2, лишенных структоров и органического вещества. Морозные структуры в горизонтах А2 выражены слоеватнми и чешуйчато-слооватыми субгорнэонтаяышми мировыми мякропедамп п четочной или горизонтально трещиноватой пористостью. В горизонтах въ криогенная структура представлена неясно плитчатой пли лризмовидной, а пористость соответственно прерывисто илировой или трещиновато-сетчатой. Морозная сортировка материала приводит к выдавливанию крупных зерен породообразующих минералов в поры-трещины, т.е. к образованию субпараллельных или кольцевых скелетных микроструктур.

Процессы современного вллювнирования гуыусово-глшшстой плазмы в ХПД выражены крайне пеодикаково. Они диагностируются по наличию гумусовых частичек п гумусовых слоев в куталах и по глинистым кутанам и натекам в биогенных порах. Процессы иллювяирова-ния тонкодисперсного вещества заметно активизируются при нарушениях (пахота, ветровалы, зоотурбации) и в экстремально сухие года, когда образуются трещины даже под лесом. Большое значение для формирования кутан имеет сеть трещин в карманов, которая является в основном до- или палеопочвенной. Заполнение этих трещин -клиньев происходило за счат материала верхнего наноса, о чем свидетельствует эдентнчность материала-наполнителя материалу верхнего наноса. В почвенную стадию эти литогенные кутаны допод-

нительно прорабатываются гумусированным и глинистым материалом. Т.о. степень выраженности кутан в ТДП различная (вплоть до полного отсутствия) и зависит не от биоклиматических условий, а от наличия трещинной сети и от механических нарушений профиля.

Внутрипрофшшюе выветривание минералов в ТДП выражено относительно слабо (Рубилина, 1975; Верба, 1987). В верхних горизонтах с постоянной кислой средой сохраняются такие неустойчивые минералы, как апатит, амфиболы, пироксена; лишь в слвдах с достаточной достоверностью удается проследить трансформационные изменения структур (Верба, 1987). В целом, высокая слоистость почвенного профиля по содержанию первичных минералов сильно затрудняет погоризонтное сравнение степени внутрипочвенного выветривания минералов.

Палеопочветше признаки диагностируются превде всего по гумусовым педореликтам (горизонтам или их фрагментам), сохранившимся от прошлых циклов почвообразования. Традиционно сложна и дискуссионна проблема так называемых вторых гумусовых горизонтов (BIT).' Суша микроморфологических признаков позволяет рассматривать их не как остаточные или иллювиальные, а как погребенные. Наиболее диагностически информативными для этой цели являются следующие признаки: микроформы гумуса и их относительное содержание в современных и вторых гумусовых горизонтах, оструктурен-ность массы и степень выраженности биогенной оструктуренностп и пористости, количество и форма фитолитов, количественный и видовой состав первичных минералов.

BIT были описаны нами в Московской обл. (Турсина и да.,1986) и в палеокриогенных комплексах Мстиславского ополья в почвах понижений и трещинного заполнения гумусированным материалом в почвах склонов и повышений (Макеев и др., 1983). Разница в содержании основных породообразующих минералов в совремекшос горизонтах и БГГ подтверждает предположение о литологических перерывах и о погребенной природе BIT.

Кроме погребенных гумусовых горизонтов и их остатков,в качестве педореликтов на различных морфологических уровнях нами бшш диагностированы и другие темноцветные образования, такие кик гумусовые карманы и линзы, притрещинные вертикальные зоны я толстые гумусовые кутаны, "окатыши" и папулы. Эти ледореликты встречаются в легкой части профиля', на контакте легкой и тягллой частей.и в тяжелой части профиля. Обнаружены суцоствэнныо рззляедя

в микростроении гумусовых педореликтов в зависимости от палео-биоютшатической обстановки их образования, механического состава вмещающей массы п их положения в профиле. Педореликты легкой части профиля характеризуются высоким содержанием дисперсного гумуса, хорошей биогенной пореработанностью и совершенной зоо-гепной пористостью. Для педореликтов тяжелой частя профиля характерно накопление сгусткового гумуса и черного гумусового пигмента. Подвижность и пллювиирование гумуса выражено значительно ярче в подореликтах тяжелой части профиля. Частая встречаемость осаждения черного гумуса на карбонатном барьере и глубоких черта гумусовых кутан в бескарбонатных по^овных суглинках (до глубины 2-4 м) характеризует локальные условия повышенного увлажнения на фоне былой общей криоаридиой обстановки подобной той, что наблюдаются сейчас в термокарстоЕЫх аласах на равнинах Центральной Якутии.

Ландшафтная обстановка в период образования ШТ и гумусовых педореликтов характеризуется по количеству и форме фктолитов. Как правило, в ШТ и педорелпктах количество фитолитов вше, чэи в современных гумусовых горизонтах. По форме фптолитов в педоре-ликтах диагностируется преимущественно злаковая растительность, а в соврэыошшых гумусово-оккумулятивных горизонтах определяются фитолиты ели, осок, мхов (Турсина и др., 1986; Верба, 19ЭТ).

Педореликты, встречающиеся в почвенной касое в виде "окатышей" и папул, характеризуют как кнситную, так и иллювиальную природу былого гумусообразования. Во всех встреченных случаях реликтовое почвообразование характеризовалось черным гумусом, и то время как большинство современных гумусовых горизонтов ТДП имеют бурый или серовато-бурый гумус.

Кроме гумусовых педореликтов,в профиле "Ш могут быть дааг-ностщюваны глинистые и пнлевато-глинастые педореликты - кутаны, характеризующие первые стадии почвообразования в период обсыхания наноса и Формирования трепзшной соте, а такта зшлезнстые педореликты - следы переувлажнения в эпоху диагенетических преобразований почвообразушего материала. Для ТЭТ характерны современные и палеокриогенпые признаки. Наиболее ярко палоокркогенкке признаки (морозная сортировка материала с образованием кольцевых микроструктур, цризмовадно-плитчатая структура) выражены в тяжелой части профиля и ВГГ. В некоторых случаях удается диагностировать и палео1фяотурбационтш явления в нижних горизонтах тяжелой

части"профиля: обогащение материала углистым гумусом и углефици-рованными и мелонизированными растительными тканями. Современные криогенные признаки (слоевато-пшировая структура) характерны для верхней легкой части профиля.

Широкое, практически повсеместное, распространение гумусовых педореликтов в ТДП свидетельствует о полигенетичности этих почв, наличии перерывов в отложении почвообразуюцего материала и Армировании почвенного профиля. Вместе с тем, разнообразие форм гумусовых педореликтов, их приуроченность к различным горизонтам отражает географическое разнообразие как былых процессов почвообразования голоценовой эволюции почв, так и соотношение процессов педо- и литогенеза.

Антропогенные признаки ТДП связаны в основном с механической обработкой и применением удобрений. В результате распашки строгая погоризонтная локализация признаков и микроструктур нарушается, образуется новый горизонт, который представляет смесь материалов горизонтов AI, А2, А2В и Bt. В нем наблвдается разрушение и трансформация старых генетических признаков и становление новых. Дальнейшая эволюция распаханных лесных почв идет по двум основным линиям: I - деградация - ухудшение arpoэкологических свойств почв на фоне низкой агротехники, и 2 - окультуривание -создание высокоплодородного пахотного горизонта.

Деградация - микроморфологически диагностируется по дегуыи-фийации и абиогенности, уплотнению и усилению поверхностного ог-леения, потере микроагрегированности и микропористости (Турсшга и др., 1982). Из-за крайне низкого содержания органических остатков и отсутствия пополнения детрита резко снижается микробиологическая и зоогенная активность почв, а ее следствием яьчлотся низкий потенциал активного гумуса (меланизированные растительные остатки,' свежие экскременты первичных и вторичных разлагателей, сгустковые микроформы гумуса).

Гумус в деградированных почвах представлен в основном дисперсными и углистыми микроформами, пе игравдими существенной ролл п питании растений я оструктуривании почвенной массы. Резкая потеря при распашке сгусткового гумуса - основы первичных г фрегатов и зоогенных агрегатов - отрицательно сказывается на общдй структуре почвенной массы пахотных горизонтов, что находи? отрлзлше в структуре порового пространства. В освоенных почвах резм снижается микропористость, а гезо- и ыакропорисгость несколько jbo~

личивабтся. Значительные изменения наблвдаются и в форме пор, тонкая ветвистая ажурная пористость сменяется на поры-трещины -поры упаковки крупных угловатых структурных отдельностей.

На фоне низкой агротехники, выпаханности почв и низкого содержания гумуса углубление пахотного горизонта и припашка тонкодисперсного вещества иллювиальных горизонтов, богатого оптичзскя ориентированной глиной, крайне неблагоприятны. В результате переувлажнения пахотных горизонтов в весеннее и осеннее время происходит сепарация глинистой плазмы во всевозможные новообразования: корочки, струи, кутаны. Одновременно постоянно повторялцие-ся обработки способствуют осыпанию и заплыванию материала в крупные поры-трещины подпахотных горизонтов, где диагностируется усиление образования агрокутан. Агрокутаны отличахггся от естественных вовлечением в их состав тонкодисперсного точечного гумуса и грубодпсперсного минерального материала (пыли и песка). Максимум агрокутан обычно но опускается более чем на 10-15 см в подпахотный горизонт, чаще находится на его верхней границе. Т.о. можно заключить, что распашка ХДП усиливает процессы перераспределения и иллювиирования тонкодисперсного вещества, но в основном в пределах пахотного и подпахотного горизонтов.

В освоенных деградированных почвах по сравнению с лесными усиливаются микроморфологичоскне признаки оглеения и сегрегация железа с образованием обезжелезленных зон и железистых и железо-гумусовых мшфоконкрецкй (Рубплина, Кузнецова, 1981). Причиной усиления оглеения является понижение эвапотранспирацни после сведения леса и уплотнение пахотных и подпахотных горизонтов тяжелой с.х.техникой.

0к2льтуряв^ще_ТЛП на фоне внесения высоких доз подстилочного навоза, использования спдоратов, возвращения в почву пожнивных остатков, проведения биологических келлорацкй (внесения ком-постов, обогащенных зоофауноЯ), сннженгл доз фпзнологитоскп гшс-лых удобрений и ядохимикатов, известкования и др приводит к формированию устойчивых признаков микростроения (Кузнецова, 1977; Турсина и др., 1982; Высоцкий и др., 1983; Поляков, Севцова, 1983). Основными из них являются: высокая оструктурешость п биогенная переработанность почвенной массы, преобладание сгусткоисс микроформ гумуса, большое количество детрита, ветвистая ажурная меж- и внутриагрегатная пористость. На фоне орошения в еысоко-окультурешшх огородных почвах наблюдается образование бурого

Таблица 3

¡¿икроиорфо логическая диагностика окультурешюсти пахотного горизонта ТДП

Наименование признака

I !'

{ низкая! средняя ¡высокая 1 ! _ !

степень окультуроннооти Т

I. Макроструктура (>0,25 мы)

а. фор^а

б. степень выраженности (¡5 оструктурен.зон)

блочная кошсовато- коккосатая шлировая

Микроагрегираваиность агрегирован.материала)

3. Количество органоген.остатков

Биогенность (количество •экскрементов}

Соотношение кикрофоры гумуса (по у'бывающ.)

б.

8. Общая площадь пор ($)

■ ■ фа)

Включения оптически ориентир, глины

Степень оглеения (количество Ре-стяжений)

10.

(55 от площади шлифа Форма пор Изрезанность пор

а. отношение периметра (Ре) пор к периметру илифа •

б. общий фактор формы

(Ре)£

ю ;

<20 20-70 >70

<10 10-50 >50

един. 1-5 редкие 5-10 иного >10

мало 1-2 средн. 2-5 шюго >5

сгустков, точечный углисты." точечный сгусткозый точечлпИ углистый углистый сгусгалил

II. Однородность сложения (фрагменты припахан.гор.)

иного единичн. нет

>10 2-10 <2

<10 10-20 >20

ваги камеры каналы ваги трещины трещины

<4 4-6 >0

>6 4-6 <4

гетерогеи. шюго слабо гетероген. есть го^оге: нет

2Б

сгусткового гумуса, достаточно прочно связанного с минеральным скелетом и являющегося основой первичных агрегатов, 1фоме того, повышается количество экскрементов и копролитов, пропитанных биологическим клеем-цементом.

Наиболее сложным вопросом является переорганизация припаханной дисперсной оптически ориентированной глины, которая с трудом оструктуривается (коагулируется) даже в высокогумусных почвах (с содержанием гумуса около 3-450. Подобные сложности возникают и о окультуриванием глеевых почв, где без внесения структоров достичь пореоструктуривапцего эффекта очень трудно.

71. ЧЕРНОЗЕМЫ

Изучение черноземов проводилось так же, как и других почв, о попыткой разделения основных микропризнаков на породные и почвенные. Правда, в характеристике почвенных признаков на первое место выходят антропогенные, а не исходные признаки мшсрострое- ■ ния целинпнзс почв, поскольку большинство черноземов утеряло многие признаки целинных почв, и особо значимые черты микростроения заметно ухудаапгся сейчас при интенсификации земледелия (Медведев, 1933).

Акцент в наших исследованиях микростроенпя черноземов делался на выявление генетической специфики мнкростроения, которая могла быть основой прогнозирования изменчивости черноземов при орошении. Объекты исследования подбирались таким образом, чтобы они имели аналоги длительно орошаемых черноземов, а также характеризовали различные биоклиматические условия и отчасти разные почвообразущло породы.

На основе разбора оригинального материала и литературного анализа дается характеристика главных компонентов лпгкростроегтя для основных подтипов черноземов. Сравнение региональных особенностей мшфоморфологки черноземов позволило выявить влияние гу-мвдностп климата на устойчивость некоторых признаков черноземов, а также специфику микростроения черноземов, сформировавшихся пе на лессовидных суглинках.

Главными микроморфологичеекпми признаками для черноземов являются многопорядковое устройство агрегатов и характер внутриагрегатной пористости (общая и дифференциальная "видимая") поркс-тость, биогенная переработало сть почвенной массы, микроформы

гумуса и степень покрытия зерен минералов гумусовыми пленками, микростроение плазмы, новообразования.

Ниже дается микроморхологичеекая характеристика основных подтипов черноземов. Наиболее подробно предстаачена мшероморфо-логическая диагностика центрального подтипа - типичного четшозе-маА охарактеризованного в литературе достаточно полно (Целищова, 1956; Ярилова, 1974; Поляков, Ярилова, 1978; Медведев, 1985). Верхние горизонты целинных вариантов отличаются 3-4-х порядковой сложной структурой агрегатов, преимущественно биогенного происхождения (выбросы дождевых червей, эпхитревд п других животных), высокой общей пористостью >30%, в которой внутраагрогатная пористость составляет около 2/3 всей пористости, преимущественно сгустковой формой гумуса с большим количеством черного болотного (аямор) гумуса и сплошными гумусовыми плойка*® на зернах породообразующее минералов.

При распадке типичные чернозем значительно теряют о структуре нность; появляются плотные слабоагрегированные зоны, в структурных зонах порядковость агрегатов снижается (до 2-х порядков). Соответственно сокращается и общая пористость (до 25-20.31, и особенно заметно снижение впутриагрегатной пористости, которая в пахотных горизонтах составляет 1/3-1/4 от общей пористости. Такое резкое снижение структурных свойств связано с потерей пахотными горизонтами биогенноста и органического вещества (растительных остатков и гумуса). Среди шкроформ гумуса заметно снижается доля сгусткового и увеличивается доля точечного (дисперсного) гумуса. В выпаханных горизонтах наблюдается потеря глинистых плонок и обнажение зорен минералов в пахотных горизонтах я появление темных гумусовых пропиток в периферических частях структурных отдельностей, что является результатом декальцянлро-вания почвенной массы пахотных горизонтов (минеральные удобрения, кислотные дождя, снижение зоогенности).

Изменения подпахотных горизонтов типичных черноземов не столь значительны. Внутренняя структура и организация материала остается прежней, изменяется лишь плотность упаковки исходных компонентов структуры, т.е. снижается шх- и внутриагрегатная пористость за счет улотненкя материала под действием тяжелой сельскохозяйственной техника (Медведев, 1978-85).

Плазма верхние горизонтов гумусово-гливистая изотропная, хорошо скоагулированная; некоторая потеря гумусового компонента

плазмой пахотных горизонтов пока не приводит к изменению ее оптических свойств, хотя существенно снижаются ее коагуляционно-агрегациошше свойства.

Новообразования представлены гумусовыми и копрогенными агрегатами в верхней части профиля, единичными железистыми стяжениями в средней части профиля и многочисленными карбонатными новообразованиями и глинисто-карбонатными оовдами в нижней части профиля. Дня карбонатных горизонтов характерно многообразие карбонатных концентрирований: вокругпоровые субкутаны, выделения мелкокристаллического кальцита в биогенных порах-камерах, псевдоморфозы карбонатов по растительным тканям, игольчатые карбонаты - люблинит в верхней части карбонатного горизонта. Карбонатная пропитка глинистой плазмы микро- или криптокристаллическим кальцитом является породным признаком, унаследованным почвенным профилем от карбонатных лессовидных пород. Единичные железистые или железо-гумусовые стяжения могут быть признаком палеогидроморфиз-ма, а глинисто-карбонатные ооиды концетрического строения могут свидетельствовать в пользу водного отложения или переотлонения карбонатных лессовидных суглинков.

Географическое разнообразие типичных черноземов проявляется в микростроении гумуса и карбонатных новообразований. В направлении увеличения гумидности климата снижается относительная доля сгусткового гумуса, выраженность первичных гумусово-глинистнх агрегатов, увеличивается содержание дисперсного бурого гумуса и содержание миграционных форм карбонатов (Ярилова и др., 1983), Палеопочвенным признаком для некоторых черноземов является высокое содержание углистого гумуса и обильные железо-гумусовые стяжения (Молдавия, Окско-Донская низменность).

0под2оленные_и_вищел£чвншо черноземы характеризуются по сравнению с типичными черноземами наличием переходного горизонта, имеющего микроморфологические признаки оптической ориентировки -редкие глинистые (породные) и гумусово-глинистые (породно-почвенные) кутаны. Гумусовые горизонты выщелоченных и оподзоленных черноземов оструктурены слабее, чем в типичных черноземах; доля не-агрегированвого материала составляет около Ъ0%, а по данным Полякова (1980) даже выше 48-83? (в некарбонатных горизонтах). Темно-окраденный гумус выщелоченных и особенно оподзоленных черноземов богача точечными (дисперсными) и углистыми формами, чем гумус типичного чэраозема. Относительное содержание сгусткового гумуса в

них заметно ниже. Сравнительные подсчеты гумояов в оподзоленныг * и типичных черноземах соответственно показали величины 5800 и 8000 шт. на I мм^ (Ярилова и др., 1983). Нам катсется, что соотношение микроформ гумуса является важным диагностическим показателем не только гумусного состояния черноземов, но и показателем условий формирования черноземов.

Обыщоведнке_ч£рдо^е£?а_характеризуются наиболее устойчивой структурной организацией, особенно восточные их варианты. Так в обыкновенных черноземах Куйбышевской обл. в сравнонип с молдавскими первичные агрегаты представлепы почти исключительно черным сгустковым гумусом, доля точечного гумуса невелика; в обыкновенных черноземах Молдавии, наоборот, преобладающей микроформой гумуса является дисперсный гумус. Высокая кондонсированность гумусовых кислот, усредненных кальцием (Пономарева, 1974), является основой устойчивости структуры Заволжских черноземов, сохраняющейся даже при орошении. В них наблюдается высокое покрытие гумусовыми пленками породообразующих минералов, в западных вариантах пленочность выражена фрагментарно. Карбонатный горизонт растянут, имеет незначительное количество новообразований, белоглаз-коеый горизонт выражен по-разному в различных регионах; иногда тлеются признаки палеогидрогенных аккумуляций карбонатов (Лебедева, Свечкин, 1975).

Сякы» зе£н£зсмн отличатся самой низкой оструктуренностью среди всех подтипов черноземов, что связано с преимущественно дисперсным гумусом, пониженной бяогенностью в верхней части профиля, иным химическим составом бурого гумуса сухих степей. Южные черноземы икеют более половины неагрегпрованного материала, • склонного к образованию блоковой микроструктуры и глыбистой макроструктуру. Пористость представлена в основном межагрегатной пористостью, пористость агрегатов крайне низкая (менее 1С#). Ос-повные параметры оструктуренности гшшх черноземов позволяют прогнозировать их неустойчивое состояние по отношению к оропению. Карбонатный горизонт разделяется обычно на два подгоризонта: горизонт однородной пропитки микрогфисталличвским кальцитом и горизонт скопления белоглазки - плотных концентрирований микрокристаллического кальцита по фону скэлетно-глинисто-карбонатной кассы.

На верхней границе карбонатного горизонта или выше него в обыкновенных и южных черноземах располагается горизонт высокой

биогенной 'переработанности - педотубульный горизонт. В этом биогенном горизонте резко возрастает содержание черного углистого и пиотного сгусткоЕого, переходного от анмора к хлопьевидному,гумуса. Наличие в средней части профиля горизонта со специфическими шифоформа-я! гумуса совпадает с его зоогенной переработаннос-тыо. Подобные педотубулъные горизонты, обогащенные гумидными микроформата! гумуса, были встречены нами среди обыкновенных и южных черноземов; Наличие таких горизонтов на глубине 50-70 см можно объяснить палеогидроморуизмом, когда происходило специфическое гумусонакопление и активная переработка органогенных горизонтов особой фауной, представители которой в настоящее время в черноземах на встречается. Затем гумидное почвообразование было вероятно прервано последующим циклом лессонакопления и почвообразования, характеризующегося более аридными чертами (Герасимов, 1971; Ковда, 1973).

Географическое разнообразие черноземов, кроме биоклиматических условий, обуславливается еще спецификой почвообразующих пород. Преобладающее большинство черноземов сформировано на лессо-подобных породах и лессах, что определяет их главные свойства: высокую структурную организацию и агрегированность почвенной массы, биогенную переработку, совершенную меж- и внутриагрегатную пористость.

В условиях Ставропольского края со сложным рельефом и набором почвообразующих пород в однотипных климатических условиях (Нагутское, Минералводского района) встречаются обыкновенные черноземы (глубоковыщелоченные и карбонатные с поверхности) и слитые черноземы, которые некоторыми исследователями диагностируются как слитые почвы. Генезис этих почв в первую очередь связан с породами: на бурых средних или тяжелых карбонатных суглинках формируются обыкновенные шцеллярные черноземы без белоглазкового горизонта; на желто-бурых щебнистых высококарбонатных суглинках - карбонатные с поверхности обыкновенные черноземы часто с лито-генныш карбонатными горизонтами; на плотных оливково-бурых слоистых суглинках - слитые черноземы и черные слитые почвы.

Некоторые черноземы Приазовья, сформированные на бескарбонатных переотложениях древних гранитных Корах (Ромашкевич и Быстрицкая, 1981,1983), не имеют в профиле карбонатных горизонтов. В Казахстане на супесчаных отложениях описаны бескарбонатные шш глубококарбонатные черноземы, а на засоленных третичных глинах -

черноземы о литогенными горизонтами, обогащенными оптически ориентированными глинами (Андреева, 1981).

В оподзоленных и выщелоченных черноземах также Естрочаются горизонты (переходные от гумусовых к карбонатным) с признаками оптической ориентировки глинистой плазмы, что некоторыми исследователями рассматривается как литогенный признак - наследование микростроения материала покровных суглинков. Высокое варьирование выраженности и глубины залегания карбонатного горизонта (Сорокина, 1958) возможно рассматривать как палеопочвешшй признак.

Таким образом, генезис черноземов может быть понят на основе эволвдионно-исторического подхода. При отом следует учитывать многофазность отложения почвообразущого материала, изменения климата и растительности, влияние тектонических и эрозпошшх процессов, флоктуацшо обводненности территории и др. Реализация такого подхода позволила выделить породг&е признаки мпкрострое-ния и признаки почвенных процессов (современных и прошлых), а также подчеркнуть изменения в микрострооняи, возникащие при внтепсиБнои хозяйственном использовании черноземов.

К по£однкм_призяакам относятся лессовидная микроагрогирован-ность горизонтов АВ, В и БС и лессовидная основа гумусовых микроагрегатов пахотных и подпахотных горизонтов, некоторые карбонатные новообразования типа плотных высококарбонатпых нуравчпков '(карбонатов >5С^), а иногда и фоновая высокая карбопатность нижней части профиля, текстурная дифференциация и наличие глинистых кутал, лито- и педореликгы (обломки осадочных я других пород, глшшстыо папулы, оопдные агрегаты и др.).

Почэущио дедлктдвке_признаки продетавлоны крупны;® педо*у-булалш в сродней части профиля; высокое содержание углистого гумуса, гелозастыв п гукусово-жэлезастыв стягетт, некоторые карбонатные новообразования. - таксе педорелзкты.

Современник почвйнтаго признаки - это многопорядковые агрегаты гумусовых горизонтов, сложная структура порового пространства, копрешггы в экскрешпты почвенной кезофауны, изотропная скоагу-лярованпая глинистая плазма, миграционные Формы карбонатов и др.

Днззфпдг£ннн& йзменеш'л мккропризнаков черноземов сводятся в основном к потере острукгуренности к упрощенна строения агрегатов, снижения бдогенлости и появлении новых видов мезофауны, кз-кенешто сооткоиеккй кгкроформ гумуса в сторону умоньшния дата сгустковых наиболее лабильных форм, снижению общего содержания

гумуса и некоторых элементов (в частности кальция), снижению общей и внутриагрегатной пористости, увеличению плотности сложения и т.д.

УЛ. ШКРОСТРОЕШЕ ПАЛЕВЫХ ПОЧВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЯШМ И МЕРЗЛОТНЫХ ПОЧВ СЕВЕРО-ВОСТОКА. АЗИИ

Полученные нами данные о макро- и микростроении слабо изученных почв равнин Центральной Якутии и горно-долинных ландшафтов Северо-Востока Азии позволили дать микроморфологическую диагностику этих почв, более полно раскрыть их генезис, а иногда и принципиально по-новому оценить их генетическую сущность (Соколов и Турсина, 197.9; Турсина и Наумов, 1981; Наумов и Турсина, 1981-86).

На территории Центральной Якутии наш были изучены таежные, степные, луговые, болотные и переходные ландшафты, т.е. таежные и аласные почвы.

Таегоые пале во-подзолистно_по'1гои_супо счаного и супесчано-су-глинистого механического состава имеют четкие макро- и микроморфологические признаки текстурной и хемогенной (Ре-гумусовой) дифференциации, характерной для подзолов: в профиле выделяются горизонты А2 и вл , в оподзоленном горизонте на фоне отмытости пленок с зерен минералов выражена слоеватая микроструктура и субгоризонтальная пористость, а в иллювиальном горизонте - признаками миграции глины и Ре-гумусовой агрегации.

Вместе с тем эти почвы имеют ряд свойств и признаков, объединяющие их с палевыми почвами: "агрессивный" гумус, насыщенный поглощающий комплекс, реакция среды, близкая к нейтральной, высокое содержание дегидратированных форы железа, наличие "сухой" мерзлоты под почвенным профилем. Эти признаки связаны с криоари-дным климатом. Вся сумма свойств и признаков позволила отнести таежные почвы Центральной Якутии на легких породах к особому типу палево-подзолистых почв.

На карбонатных суглинках под таежной растительностью формируются два типа почв: текстурно-дифференцированные о осветленным горизонтом и недифференцированные почвы. Первые предложено относить к далево-осо^одедаа почвам^ Они характеризуются следующим . набором горизонтов: А0-А2-В1;-Вк-ВСк. Макро- и микроморфологичес-ки гор.А2 диагностируется как плотный, бесструктурный, с тенденцией к горизонтальной делимости, бесшеночный, обедненный желе-

зом и илом и обогащенный гумусово-железнстыми гаткроконкрециями. Горизонт Bt отличается хорошей макро- и миирооструктуронностью, одновременно наличием оптически ориентированной глины, которая образует кутаны по порам и вокруг округлых педов. Такое сочетание мякропризнаков в гор. Bt свидетельствует об иллювиирозагага глины из верхнего горизонта в щелочных условиях и вторичном ее о структуризации в условиях действия низких температур. В карбонатном горизонте Вк, тлеющем глинисто-карбонатную плазму и хлопь-еввдную структуру, оптическая ориентировка плазмы и глинистые новообразования не выражены.

Палево-1»рбонатгще_пачш_и^еот иной тип профиля: O-AO-Al-вт,-(AIBn)-Вк-ВСк и резко отличается от палево-осолоделых почв отсутствием элювиального и иллювиального горизонтов. Горизонт albm или Bq не имеет глинистых новообразований и характеризуется структурой, аналогичной нижележащему горизонту Вк.

Специфичными для Центральной Якутии является далево-серде, занимающие экологическую кишу между таежными почвами и остепкен-ннми почвами ал асов. Продать имеет полигонально-трещинное строение. По глубоким (до 100 см) и вяроким (до 40 см) трещинам происходит формирование высокогумусных почв (с содержанием гумуса 7 -10? в верхнем горизонте и около Iгумуса до 100 см). Карбо-# паты под гумусированнымя трещинами отмыты до 120 см, а на полигонах-буграх до 40 см. Каблвдается дифференциация материала с глубиною: в верхней части преобладает органический материал и углистый гумус, а минеральный материал лише глинистых пленок; в нижней часта преобладает латеральный материал, обогащенный глинистой и органической плазмой и организованный в округлые агрегаты, много сгусткового гумуса, песчаные зерпа покрыты гумусовыми пленками. На буграх-политопах шдаость rop.AI - 15-20 см. В минеральной массе бугро-полигонов много тонхих трещин, погфытых чврными гумусовыми кутанами, состоящими из мелких гумусовых агрегатов, образовашихся за счет минерализации корневых остатков in situ .

¡Aerara, ¡гсдвы с ¿стетле.нн!лзт_Г2ризан1а\®л. В термокарстовых аласах широко распространены глеевые болотные, лугово-болотные и луговые почеы, имевдие верхний осветленный горизонт; большинство этих почв относилось к осолоделым. Наш полеЕые и микроыорфоло-гическиа исследования показали, что природа осветленного горизонта различна, по его формирование не является результатом процес-

са'осолодеиия. Чаще всего осветление верхнего горизонта связано о процессами обезжелезнения глинистой плазш и частичной потерей глинистых пленок зерна.-,от крупных минералов, т.е. с поверхностно-алювиалъно-глеевым процессом, сопровождающимся сегрегацией железа и некоторым его выносом в среднюю часть профиля. Элювиально-глеевое осветление верхних горизонтов наиболее ярко проявляется на двучленном почвообразующем материале.

Кроме-того, некоторые осветленные горизонты в луговых и лу-гово-болотных почвах являются горизонтами аккумуляции миграционных Форм карбонатов. Они имеют глинисто-карбонатную плазму и скопления мелкокристаллических карбонатов по порам и растительным остаткам. Реже осветленные горизонты связаны с солевыми аккумуляциями.

Особенности проявления процессов почвообразования в районах Северо-Востока Азии, связанные с действием низких температур, относительно сухим климатом, наличием засушливого периода, разреженной растительностью, определяют основные свойства мерзлотно-таожны^ почвА Среди признаков микростроения, характеризующих генезис этих почв, наиболее информативными оказались: характер трансформации органических остатков и их распределение по профилю, признаки оглеения, характер выветривания грубообломочного ма-. териала, микростроение плазш, гумуса, основной массы, минераль-. ные новообразования.

Анализ микростроения показывает, что для мерзлотно-таежных почв наиболее характерной чертой строения является активное тур-бирование почвенной массы, легко диагноспфуемое по вовлечению фрагментов гумусового горизонта и растительных остатков в основную массу минеральных горизонтов. Высокий и активный криогенный массообмен исключает активное оглеение профиля из-за постоянно повторяющихся "проветриваний" почвенной массы. Нами было показано, что в мерзлотных почвах горных долин северо-востока Азии очень слабо выражены щюцессы образования железистых конкреций и оегрегаций, и.что эти почвы нецелесообразно относить к глеевым (Наумов и Турсина, 1981). Редкие железистые новообразования приурочены исключительно к кеде зо содержащим фрагментам, и их образование связано с мобилизацией железа нз обломков пород, а не с обеажелезнением глинистой плазмы, что характерно для глеевнх почв (Федоров, 1983; Герасимова и Роыашкевич, 1983).

% Текстурная дифференциация практически не выражена. Встречав-

щиеся в некоторых почвах единичные кутаны по крупным биогенным порам отражают локальные подвижки гумусово-глинистой массы. Зти редкие кутаны характеризуются недифференцированным строением и деформацией под действием низких температур.

Хорошо выражены в мерзлотно-таежных почвах различные явления морозной сортировки материала и оструктуривания. Характер морозных микроструктур зависит от механического состава и количества структоров (гумуса, железа, карбонатов и др.). Для лесчано-пиле-ватых горизонтов характерны слоевато-комковатые педы, для суглинистых - плитчато-призмовидные, для глинистых - угловато-блочные структуры растрескивания. Микро строе ¡гае плаз;.«г мврзлотио-таекных почв диагностируется как изотропное или раздельно чеиу?чатое. Низкая оптическая ориентировка глинистой плазмы связана как с морозной переорганизацией, так и наследуемостью млкростроеягл поч-вообразущих пород с высокой примесью эолового лессовидного материала.

Отличительной особенностью мералотно-таежшк почв сег-еро-во-стока Евразии является их высокая литогенность, проявляющаяся в хорошей сохранности состава и метростроения рыхлого и твердого почвообразупдего материала. Микроморфологичесхке исследоваг-шя показали слабое выветривание породообразующее минералов и обломков пород в почвенном профиле.

Для профиля мерзлотно-гаожных почв характерна высокая гут,17-сированность и обогаэднность растительными остатками, среда которых много оторфовапных и углистых. Специфичным является накопление бурого дисперсного гумуса, богатого фульЕо;си слотами; аллювиального мал се,ту ма гумуса в профиле изученных почв не наблвда-ется. Явления криотурбацкя способствуют обогащению всего почвенного профиля органически?! веществом, гумусом и углистыш частицами. Кроме того, в гумусовом профиле прослеживаются черты, унаследованные от пород (углистых сланцев) и от предыдущих стадий почвообразования.

В 1*ерзлотно-таежннх почвах, развивающихся на карбонатных породах, процессы гумусообразования существенно изменяются: увеличивается количество гумияовых кислот, связанных с кальцием (несмотря на замедленную в целом трансформацию растительных остатков), что находит отражение в соотношении основных микроформ гумуса. Увеличение доли сгусткоЕЫХ микроформ гумуса вызывает образование ?гногопорядковой структурной организации массы. Несмотря

на фульватннй состав гумуса, микроморфологических признаков передвижения гумуса по профилю не наблвдаатся.

Специфика гумусообразования мерзлотно-таежных карбонатных почв приводит к обескарбоначивании глинисто-карбонатной плазмы гумусовых горизонтов и практически полному отсутствию карбонатных новообразований при высоком содержании обломков карбонатных пород разной степени выветрелости по Есему профилю. -

Задачей микроморфологического изучения минерального материала в лесс^Ео-ледовьн; ¿братоваНЕЯХ_(ед£лЩ^ было выяснение путей образования этого материала и характеристика погребенных почв. Было обнаружено, что терригенный материал, зажатый колонками сублимационного льда, характеризуется лессовидной структурой и имеет эоловую, а не озерно-аллювиальную природу, как считалось ранее (Турсина и др., 1983; Наумов и др., 1984). Палеопочвы едом - палеокриопедолитов характеризуются как криоридные. Они обогащены хорошо разложенными растительными остатками, бурым хлопьевидным и дисперсным гумусом, тлеют гумусированную изотропную или слабочешуйчатую плазму.иногда обогащенную карбонатами. Признаков текстурной дифференциации, лессиважа, поверхностного оглеения, перераспределения карбонатов по профилю не обнаружено. Т.о. микроморфологические данные позволяют не только восстановить палео-ландшафты образования едом - криоаридные.степи, но и уточнить природу формирования таких уникальных природных объектов, как лессово-ледовые комплексы.

УШ, IX. МИКРОСТРОЕНИЕ МЕЛИОРИРОВАННЫХ ПОЧВ

Среди всех используемых в настоящее время методов микроморфология является наиболее перспективным методом, поскольку микроморфологиче ский анализ позволяет фиксировать саше перше начальные стадии изменений в строении почвенной массы, а соответственно и прогнозировать дальнейшие изменения в почвах, в их структурной организации, перераспределении некоторых компонентов микростроения, формировании новообразований. Наш изучалось изменение микростроения почв, подвергшихся орошению и осушению,химическим мелиорадаям и длительному внесению минеральных удобрений. •

Стекение. Изучено влияние орошения на изменение микрострое-Ю1Л обыкновенных, южшх и слитых черноземов Куйбышевской, Рос-

товской. Одесской областей и Ставропольского края и каптановых почв Саратовской и Волгоградской областей. Причем в изучаемом ряду почв было прослежено влияние климатических условий, почто-образующих пород, палеопочвенных признаков, а также качества оросительной воды.

Длительное орошение обыкновенных черноземов (с 1934 г.) на Безенчукской оросительной системе (Куйбышевская обл.) водами р. Волги гпдрокарбонатно-кальциевого состава не изменяет существенно структурное состояние черноземов. Обнаружены некоторые положительные измекония: улучзение оструктуронности пахотного горизонта, увеличение зон с комковатой структурой и биогенно переработанных зон, усложнение строения структурных отдельностой, возрастание общей и тонкой внутриагрегатной пористости. Одновременно наблхщается снижение количества первичных сгустковых микроагрегатов размером около 0,05 мм, посветлоние общей массы пахотного горизонта и появление в подпахотном горизонте гумусовых пропиток по периферии педов, мостиков мезду агрегатами, что связано с некоторым перемещением гумусовой плазмы. Заметных перестроек цикростроения карбонатного горизонта при оросешга не наблюдается.

Орошение хпяых черноземов Одесской обл. вызывает заметную потерю агрегнрованноста и пористости. Одновременно наблюдается снижение сгусткоЕых мякроформ гуыуса и иллювиировакиэ гумусирован-'ной плазмы. Агрегаты верхних горизонтов оплквахгг и сблихаЕггся, а в средней части профиля поверхности агрегатов покрываются тонкими томными гумусовыми кутанаии. При этом биогенность орошаемых почв несколько возрастает за счет новых видов мвзофауян; наблюдается заполнение пор-каналов тонкопылеватыми светло-бурыми ин-фкяингаии, резко отличными по цвету и строению от копролптов богарных черноземов. В западной части Одесской обл. (Татарбунаро-гай р-н), где черноземы ишот более высокий коэффициент дисперсности я явные следы былого пироморфизма и где орошение ведется водами Дунай-Днестровской оросительной системы, практически не содержащая кальций (Гоголев, 1975-66), неблагоприятное действие орошения проявляется значительно сальнее. В этих почвах фиксируется на только потеря сгустковых гумусовых агрегатов и более активное перемещение по профилю гумуса, но и содообразованле и переупаковка и уплотнение педов и появление оптической ориентировки плазмы в верхних горизонтах, а в нижних - образование железистых сегрегация. :

Орошение черноземов водами озера-лимана Сасык, имеющими после затопления рН 9-10, вызывает существенную потерю структуры, осолонцевание пахотного горизонта и образование корки. Верхняя" часть корки содержит большое количество округлых изолированных пор, нижняя имеет слоеватое строение и характеризуется субгоризонтальной (шлировой) пористостью и сортировкой песчаных и круп-нопылеватых зерен. Зоны, сильно обедненные гумусом, характеризуются появлением оптической ориентировки глинистой плазмы. В результате наблюдается изменение общей структурной организации пахотного и отчасти подпахотного горизонтов и потеря трех основных свойств чернозема: сгусткового гумуса многопорядковой агрегиро-ванности, ажурной пористости.

Промыиленно-бытовые стоки не вызывают снижение пористости, уплотнения, подвижности плазмы. В некоторых случаях наблюдается даже снижение объемного веса в средней части профиля, отмечается также увеличение гумусности а мощности гумусовых горизонтов (Ту— рус, 1978).

Орошение слитых черноземов Ставрополья обнаруживает высокую изменчивость исходных свойств, обусловленную неблагоприятными чертами строения богарных черноземов: слабой оструктуренностью, . склонностью глинистой плазмы к переорганизации, близким залеганием горизонтов с высокой оптической ориентировкой плазмы. Все эти свойства слитые черноземы наследуют от почвообразующей породы (делювия майкопских глин), и они быстро усиливаются и изменяются в сторону слитизации и уплотнения под влиянием орошения.

Изменения микростроешш южных карбонатных черноземов (3-ья терраса р.Зап.Маныч) под влиянием орошения весьма активные из-за перераспределения карбонатов. Цементация почвенной массы карбонатами приводит к потере макро- и микроструктуры: из мнопорядко-вой она преобразуется в неагрегированную. Плазма также изменяет строение: из изотропной превращается в мелкокристаллическую, что вызывает изменение структуры порового пространства: резко сокращается макро- и мезопористость (с 20-25$ до 10-15$) и одновременно возрастает микропористость с 4-5$ до 15-16$ (рис.1). Поры изменяют свою форму: ветвистые и ажурные превращаются в узкие поры -трещшш, доля пор-каналов и камер заметно уменьшается. В подпахотных горизонтах появляются разнообразные карбонатные новообразования, резко снижается макропористость с 20 до 6'$.

Более существенные изменения в ыакростроении черноземов воз-

Изменение видимой пористости (>100мш) черноземов

под влиянием орошений

1-южный чернозем (Одесская обл.) ¿-обыкновенный (террасовый чернозем (Ростовская обл.)

-богарный чернозем

--орошаемый чернозем

никак» при культуре риса. Опыт освоения земель в степном Крыму, Одесской обл., Ставрополье, Молдавии показывает, что на более высоком гумусном фоке процессы оглеения-сегрегации железа и перехода глинистой плазмы из агрегированной в пептизированную развиваются быстрее и активнее, чем в почвах полупустынной зоны. При этом сяояекие почвы из рыхлого изменяется в плотное или слитое. Наиболее сильные изменения в структурном состоянии происходят в черноземах, склошшх к ослитовыванию. Так, черноземы Ставрополья (совхоз "Восход") после 2-4 лет культуры риса приобрели пятнистую окраску за счет перераспределения железа; в обезжелез-кенных зона:: появилась оптическая ориентировка, резко снизилась пористость до 5-10/2. Структура и микроагрегированность практически потеряны полностью.

Суммируя результаты влияния орошения на изменение микростро-едия черноземов, могло диагностировать следующие микропроцессы: I - переупакозка структурных элементов почвенной массы с резким снижением Енутриагрегатной микро- и мезо-пористости и общей аг-регированности; 2 - перемещение гумусовой плазмы с образованием темных сгустков, мостиков, микрозон и субкутан на поверхности педов в подпахотных горизонтах; 3 - перераспределение карбонатов по профилю, приводящее к появлению карбонатов в пахотном горизон те и потускнению карбонатной белоглазки; 4 - сегрегация келеза и оптическая ориентировка плазмы в зонах обезжелезнения при избыточном увлажнении; 5 - коркообразование и оптическая ориентировка плазмы при содообразовании и использовании щелочных поливных вод.

Изучение орошаемых каштановых почв показало, что в основном те ае процессы, что и в черноземах, активизируются при орошении каштановых почв. Однако, солонцовые свойства каштановых почв выводят на первое место проблему усиления подвижности тонкодаспер-сного вещества. К положительным изменениям мшфо строения "каштановых почв следует отнести активизацию гуму(»образования и био-генности верхних горизонтов. Более значительное, чем в черноземах, перераспределение карбонатов в каштановых почвах приводит к существенной перестройке микростроения в зонах сплошной карбонат ной пропитки, снижение пористости.

В темно-каштановых почвах (Ершовская опытная станция) на пер вых стадиях орошения происходило некоторое передвижение гумуси-рованпой плазмы, однако после подъема карбонатов в пахотные го-

ризонты подвижность плаз гл.' заметно снизилась. Если г.е оросительные воды содержат значительные количества натрия и магния, то, наоборот, в результате орошения заметно возрастает подвижность глинистой плазмы, снюхается агрегаровачность и пористость, что наблюдается в каштановых почвах Мало-Узенского опорного пункта.

Засоление почв. Для каштановых почв и других орос:ас:.ак почв (сероземов, пустынных и др.) существенной проблемой, возникающей при орошении, является судьба солей, растворяющихся и вновь об-, разующихся, породных л почвенных. Прямая морфо-мянерологкческая характеристика солеи позволяет предвидеть их поведение в результате орошения. На основе применения РЗ.М в комбинация с мнкроада-лизаторамп нам удалось показать, что в кастановых комплексных почвах сульфаты, кристаллизуясь в вэде тенардита, глауберкта и гппс-глауберита, часто являются основой весила совершенной, так называемой, псевдопасчакой структуры, определящой структурные свойства почвенной кассы подсоловдовых горизонтов и поело от.мыв-ки солей (Тигаз.па,1572 ). Указанные сульфатные соли фор.'.пфуют тонкую ажурную пористость, а хлорида - галпт, кристаллизуясь часто в виде тяжей и крупных ветвистых агрегатов, определяют формирование крупной пористости, вызывая уплотнение и оптическую ориентировку плазмы в соседних с растущая кристаллами зонах даже при высоком карбонатном и солевом Фоне.

С помощью пряного изучения морфо-мипералого-химического состава солей (Казахстан, Армения, Монголия, Ивдяя) оказалось возможным откорректировать некоторые типы засоления почв. Были обнаружены переходные формы солей Оязрабглит-тенардит) и двойные са1к (текардит-глауберкт, гкпо-глауборит и др.). На примере солей гипса было проведопо разделение породного и почвенного засоления; было выявлено, что разрозне:дако мелкие кристаллы гипса в основной массе и гипсовые кутали по порам образуется в современных условиях| а друзы к сростки крупных кристаллов, а также аес-товатые кристаллы в трещилах-растрескивания наследуются почвенным профилем от предыдущих стадий почвообразования и от породы.

Состав солей, тип их минералогической кристаллазицик, форма и разгар кристаллов, приуроченность солевых новообразований к определенным видам а размерам пор - все эти характеристики определяют структурное состояние солевых горизонтов и их микрострое-шге после промывок, т.е. морфо-минералогическая диагностика легко- и труднорастворимых солей является надежной основой для про-

1\1 ' .

гноза мелиоративного состояния орошаемых земель (Турснна и др., 1980-86; Ямнова, 1985).

Мелиорация солонцов и солонцеватых почв имеет целью перевести пептизированную оптически ориентированную тонкодисперсную массу в скоагулированное состояние и тем самым улучшить структуру и сложение и повысить пористость. При этом микроморфология позволяет ответить на целый ряд вопросов: какой из мелиорантов имеет наилучший коагулирующий и переорганизующий эффект, происходит ли полное взаимодействие химического мелиоранта с пептизи-рованной плазмой, достигается ли окончательная переорганизация тонкодисперсного вещества и т.д. (Турсина и др., 1986).

Был изучен сравнительный эффект рыхления, внесения гипса и серной кислоты (на лугово-черноземных солонцах Омской обл. -опыты Н.С.Березина), применение известняка, азотной кислоты и фос-фоггагса (на черноземах солонцеватых и слитых почвах Ставрополья - опыты Н.КДадаинова), плантажной вспашки и вовлечения карбонатов в пахотный горизонт (на солонцах Волгоградской опытной станции - опыты Е.И.Дегтяревой) в богарных условиях. А кроме того, в условиях орошения было, проверено действие различных химических мелиорантов: гипса и фосфсгзшса (на солонцах Заволжья - опыты Почвенного ин-та), серной кислоты и треххлорного железа (на содовых солонцеватых почвах Армении - опыты. Г.П.Петросяна).

Рыхление солонцового горизонта без добавления химических мелиорантов заметно усиливает передвижение пептизированной глинистой плазмы и образование глинистых кутан, кальматацию естественной и искусственной пористости. Сравнительный эффект в условиях богары от внесения 40 т/га гипса и эквивалентной дозы серной кислоты на фоне предварительного рыхления говорит в пользу кислото-вания, поскольку при этом достигается более полная переорганизация оптической ориентировки плазмы, разрываются кутанные одежды, агрегируются солонцовая масса. Эффективным оказалось и одновременное внесение известняка о азотной кислотой, хотя при этом биогенные карбонаты растворились лишь частично (опыты Н.Г.Хаджи-нова) .

Действие "сухих" мелиорантов (гипс, фосфогипс, карбонаты, треххлорное железо) на фоне орошения более эффективно, чем в условиях богары. Переорганизующий тонкодисперсную массу эффект и острукгуривавдее действие на почвенную массу в целом максимальны при использовании треххлорного железа, минимальны - у карбонатов;

гипс и фосфогипс имеют приблизительно равное воздействие. Серная кислота имеет высокое переорганизующее воздействие на пептизиро-ванную солонцеватую плазму»особенно в случае содового засолекия, но ее оструктуриваицее действие низков. Однако и при орошении остаются условия для реставрации солонцеватости в случае сохранения остаточного поглощенного натрия в подсолонцовнх горизонтах, при наличии натрия в поливной воде и в связи с подъемом, подпором и выклинивании грунтовых вод, содержащих соли магния и натрия и особенно соду.

ПРВДПСЕЕЯИЯ ДЛЯ НЩРЕНИЯ

По результатам выполненных исследований предлагается для внедрения в научные исследования и сельскохозяйственное производство:

- микроморфологический мониторинг почв для ранней диагнос- . тики агрогенной деградации почв (уплотнения, обесструктуривания, дегумификации, переувлажнения, осолонцовывания, ослитовывания);

- методика микроморфометрического анализа для контроля за структурным состоянием почв при интенсивном с.х.воздействии;

- методика микроморфо-химической диагностики минералогического состава солей для мелиоративной характеристики засоленных вочв;

- кикроморфологичесхий контроль мелиорирующего эффекта различных мелиоративных приемов, характеристика взаимодействия почв с различными мелиорантами;

- ыжзфоиорфадогичэ екая диагностика основных типов почв я. система понятий в терминов, внедренная в учебный процесс в ВУЗах к для обучения аспирантов и а Международное руководство по иик-роморфояогЕческкм исследованиях.

вывода

1. 1/логолетнее использование микроморфологии при изучении широкого спектра почв (от тропических до субарктических, от аридных до гумидных, от кислых до засоленных, от целинных до выпаханных и окультуренных) и для решения различных научных и практических проблем (почвенно-генетических, палео-литологических, клао-сификациощго-гекетических, мониторинга и т.п.) позволяет рассматривать микроморфологшо как перспективный метод широкого научного диапазона.

2. Максимальная эффективность микроморфологических исследований достигается: а) при использовании микроморфологии как одного из компонентов системы морфологических методов (поэтапное изучение почв от уровня почвенного покрова до уровня микростроения профиля), и б) при использовании микроморфологии как одного из компонентов системы методов изучения почв на микроуровне (ыикроморфология как составная часть микропедологии).

3. Генетическая микроморфологичвская диагностика естествен-, ных и антропогенных почв требует разделения всей совокупности наблюдаемых признаков на литогенные (унаследованные от пород), пе-. догеиные естественные (реликтовые и современные) и педогенные антропогенные (связанные с деятельностью человека). Разработана система критериев для реализации этого принципа. С этих позиций уточнена микроморфологичвская характеристика: подзолистых, серых лесных почв, черноземов, солонцов, солодей, каштановых почв. Впервые осуществлено микроморфологическое изучение ряда почв малоизученных типов Восточной Сибири: ыералотно-таежных гщдроморф-ных, мерзлотно-таежных карбонатных, палево-серых, палево-осолоделых, палево-подзолистых, луговых алювиально-глеевых и др. Для этих типов уточнены классификационно-генетические и диагностические параметры.

4. Разработаны микроморфояогическив критерии диагностики ли-тологической неоднородности почвенного профиля: размер и форма зерен скелета, их минералогичвский состав, наличие и характер подо- и лптореликтов, количество и Форш биолитов, особенности микроструктуры и порового пространства и др. Установлено, что • литологичаекая неоднородность в раде случаев играет важную генетическую роль, которая не всегда учитывается при диагностике почв (подзолистые, серые лесные, оподзоленные черноземы и др.).

Наиболее полно (хотя и в разной степени) разработанные принципы и подходы реализованы при изучении подзолистых почв и черноземов.

5. При изучении подзолистых (текстурно-дкфсГерекцированных) почв, генезис которых является дискуссионным, ¡ли стремились в полной мере использовать возможности микроморфологического метода не только для уточнения их диагностики, но и для роленля актуальных вопросов как естественной, так и антропогенной эволюции почв. Установлено, что микроморфологически достаточно четко диагностируется литологическая дву- и многочяенность текстурно-дифференцированного профиля подзолистых почв на по!фов1шх суглинках.

Получены дополнительные критерии для решения дискуссионного вопроса о природе т.н. второго гумусового горизонта. Пооташий морфологический анализ позволяет диагностировать его как реликтовый и погребенный. Этот вывод основывается на изучении аорм гумусовых новообразований, содержания и форм биолитов, общего микростроения.

Современные особенности микростроения почв обуслоатсны быстродействующи:,си процессами: гумусовая и зоогекная агрегация, криогенная слоеватость, образование биолитов, признаки шагевиально-гумусово-железистого процесса, лессиважа, оглоения и др.

Антропогенные признаки принципиально различны для освоенных деградированных и освоенных окультуренных почв. Деградированные "почвы быстро теряет большинство гумусовых новообразований, снижается пористость и микроагрегированность. За счет лессиважа происходит кольматация подпахотного горизонта, усиливаются признака поверхностного оглеения. Резко снижается биогенность пахотного горизонта. Окультуренные почвы имеют приппипиашю иное 'микростроение, совершенную микроструктуру, муллевый сгустковый гу-муо, скоагулированную плазму.

6. При изучения черноземов, морфологическая диагностика которых достаточно полно была выполнена ранее, основное внимание было уделено антропогенному изменению их микростроения. Установлено, что в результате неумеренных обработок, низких доз органи-чесхих удобрений и орошения (особенно минерализованными водами) происходит снижение их общей и внутрпагрегатной порозности, упрощение агрегатного строения и уменьшение количества уровней структур, изменение соотношения микроформ гумуса, ослабление признаков биогенности. Контроль за этими признаками может быть одним из действенных методов мониторинга. Мшфоморфология позво-

ляет давать "раннюю диагностику" агрогенной (в том числе и агро-ирригациошой) деградации почв. Установлены микроморфологические критерии для прогноза устойчивости черноземов при орошении.

7. Микроморфологичвское исследование солонцов было направлено в первую очередь на изучение мелиорирующего, эффекта различных мелиорантов. Установлено, что для этой цели наиболее информативно мюфостроение плазмы и кутан. Максимальный эффект переорганизации микростроения и оструктуривания наблвдался при внесения РеС1д, НзБО/,., гипса. Использование биогенных известняков, даже предварительно обработанных кислотой, не сопровождается переорганизацией плазмы из-за высокой устойчивости известняков. Микроморфологический метод может с успехом использоваться для: а) изучения мелиорирующего эффекта различных приемов мелиорации солонцов и б) для ранней диагностики осолонцевания при мониторинге почв солонцовых территорий.

8. Разработан мшфоморфодогический метод диагностики минералов солей в почвах. Этот метод в сочетании с традиционными химическими анализами позволяет не только правильно охарактеризовать химико-минералогический состав и количество солевых новообразований, но и охарактеризовать локализацию солей. Установлена зависимость между микростроением почв и минералогической природой солей. Эти данные могут использоваться цри мелиоративной характеристике засоленных почв и прогноза состояния земель при промывках.

9. Для контроля за структурным состоянием освоенных и мелиорируемых почв предложен микроморфометрический метод учета общей и дифференциальной пористости как интегрального показателя структурных изменений при антропогенных нагрузках. Изучены изменения пористости при орошении черноземов: показано резкое снижение общей пористости, потеря микропористости, превращение ветвистой и ажурной системы пор в поры-трещины (особенно при использовании ва орошение содовых вод).

Список основных публикаций, отражающих содержание диссертации

х - работы, выполненные в соавторстве

1. Некоторые данные по динамике процессов почвообразования в осолоделых почвах Алтайского края//Почвоведениэ, 1961, 1Ь 4.

С.56-67.

2. Шшростроенив осолоделых почв Алтайского края//Йочвозеде-ние, 1966, » 5. С.7-Г7.

3. Изменение михростроеняя солонцов при орошении/Дез. докл. Всес. совет. по мелиор. засоленных земель. Ростсв-на-Дону, 1967. C.7C-7I.

4? Современное подзолообразование на равнинах в Центральной Якутил//Почвоведение, IS69, » 12. С.22-26. .

5? 0 13-ем Международном совещании по микрокорфологии почв //Йочвоведе2с:е, 1370, ¡к 6. C.II5-IIS.

6? К вопросу о генезисе засоленных почв в Прпкйспшг/Д[очво-ведение, 1970, Л 10. С.19-26.

7. Почвенно-мелиораткзная характеристика лиманов Кисловской оросительной системы// В кн. : Мелиорация земель Поволжья. Волгоград, 1971. С. 112-116.

8? Мозаичные почвенные профили и способ юс описания//Почво-веденпа, IS72, Я 8. С.145-154.

9. Схема описания а термины в шнроморфология почв (методическая разработка)//!ЯУ, 1372. 21 стр.

10. О происхождении поверхностного осветленного горизонта в мерзлотных почвах Центральной Якутил/уПочвоведение, 1973, Л 6. С.3-16.

11. Почвы лиманов и их мелиоративная характеристика//^ юлл. Почв, ин-та. Вып.УЛ. Москва, 1974. C.7I-I03.

J2Î К характеристике почвообразования в мерзлотяо-таажной области на рыхлых силикатных породах//Почйозедакие, 1974, № 5. С.29-43.

13? Ультраконтенентальное таежное почвообразование на карбонатных суглинках в Центральной Якутии/Дочвоведение, 1976; И 4. С.11-28.

14. Микронедология: задачи, состояние и развитие/Дез.У-му делегат.съезду ВОН. Минск, IS77. С.152.

15? Особенности преобразования плазмы в текстурно-дпфферен-

дарованных почвах (на примере Алтайского края)//Почвоведение, 1977, И 2. С.16-25.

16? Особенности элювиально-поверхностно-глеевого процесса в разных зонах// Тез.У-му делег. съезду ВСП. Минск, 1277. С.16-18.

17? Влияние орошения на минеральную часть.почвы// Докл. Меж-дунар. скшоз. Глинистые минералы и плодородие почвы. Прага,1978 С.52-64.

18? Формирование микростроения почв гумидного ряда//Проблемы почвоведения. Сов.почвоведы XI МКП в Канаде. Москва, 1978. С.258 -265.

19? Палево-серые почвы Центральной Якутии аналог серых лесных почв//Почвоведение, 1979, $ 3. С.15-28.

20? Опыт сопряженного поэтапного морфоминералогического и хи мического изучения состава и организации засоленных почв//Почво-ведение, 1980, ¡»2. С.30-41.

21. Проблема классификации окультуренных почв//Повышение пло дородая почв и производительная способность земель в интенсивных системах земледелия. Минск, 1981.

22. Специфика изучения микростроения засоленных почв//Ёюлл.■ Почв, ин-та. Вып.ШШ., Москва, 1981. С.8-10.

23. Особенности текстурной дифференциации почв, развитых на карбонатных подобных суглинках// Тез. докл.У1 делегат, съезду ВШ. Т.4. 1981. С. 164.

24. Микроморфология засоленных почв//Проблемы почвоведения. Сов. почвоведы ХП МКП в Ицции. Москва. 1981. С.Г77-182.

25? Мозаичные почвы лимана "Ханский" - старейшего объекта орошения в пустынно-степном Заволжье/Л1робл. диагностики и мелиорации солонцов. Новочеркасск. 1981. С.16-35.

26? Особенности химического и механического состава мозаичных почв лимана "Хпнский"//Пробл. диагностики и мелиорации солонцов. Новочеркасск, 1981. С.35-50.

27? Микростроение тундровых почв Кош АССР//Биол. проблемы Севера. 9 симпозиум. Том I. Сыктывкар, 1981.

28? Особенности микростроения тундровых дифференцированных почв Коми АССР/Дал. Почв.ин-та. Вып.ХХУШ. Москва, 1981. С.21-23

29? Мелиорация солонцов в богарных условиях/Д>юлл. Почв, ин-та. Вып. ОТ. Москва, 1981. С.51-53. •

30? Морфогенетические особенности глеево-мерзлотных почв горно-долинных ландшафтов северо-востока Азии/Дез. докл. У1 де-

лег. съезда ВОН. Том.4. 1981. С.123.

31? Особенности текстурно-дифференцированных почв на карбонатных пылеватых суглинках //Почвоведение, 1932, И 2. С.15-22.

32? Изменение микростроения гумусовых горизонтов дерново-подзолистых почв при окультуривании/Д1очэоведение, 1982, й 7. С.15-26.

33? Методическое руководство по микроморфология почв.//Под ред. Г.В.Добровольского. МГУ, 1983. 60 стр.

34. Ыикроморфхзлогические решения генетических проблем/Дез. докл. П Всес. конф. по микроморфология: Мккроморфология генетическому и прикладному почвоведении. Тарту, 1983. С.8-10.

35? Миоценовые ископаемые почвы Казахстана//Литологяя и полезные ископаемые, 1983, й2.

36? Изучение морфология легко- труднорастворимых солей и микростроения засоленных почв//Микроморфологическая диагностика почв в почвообразуюпшх процессов. П.: Наука, 1983. С.69-109.'

37? Использование микроморфометрического метода при изучении микростроения почв//Ь сб.: Современные методы исследования почв. Ыосква. ЩУ. 1983. C.II8-I2I.

38? К проблеме генезиса почв с текстурно-дифференцированным профилем// Почвоведение, 1983, Я 5. С.129-143.

39? Растровая электронная микроскопия солевых новообразований почв//Биологические науки, 1983, Л 3. С.91-98.

40? Связь почвообразования на русской равнине с реликтовой криогенной иорфоскульптуроЙ/Диологаческие проблемы Севера. X Мехдукар. симпозиум. 4.1. Нагадан, 1983.

41? Микрсморфологическая характеристика лессово-ледовых едом /Дез. докл. П Всес. конф. по микроморфологии. Тарту, 1983. С.89.

42? Особенности макростроения погребенных почв я лессовидных отложений Средней Азии (на прливре отложений Таакенского и Нанайского комплексов)// Почвоведение, 1984, & 4. С.98-109.

43? Изменение микростроения желтоземно-подзолистых почв скло-аов в результате первичных обработок //Субтропические культуры. 1984, * 3. Сухуми. С.139-148.

44? К вопросу о природе второго гумусового горизонта дерново-юдзолистых почв//Исторгя развития почв СССР в голоцене. Пудино, [984. С.96-97.

45? ¡¿пкрсморфологическая диагностика эволюции почв степных кургаков//Кстория развития почв СССР в голоцене. Пущино, 1984.

С.222-224.

46? О генезисе сингенетических ледово-лессовых едом и палео-почв северо-востока Евразии/История развития почв СССР в голоцене. Пусино, 1984. С. 113-115.

47? Вопросы генезиса ледово-лессовых едом, сингенетичным им палеопочв северо-востока Евразии//Гр, 27 Междунар. геол. конгр. Москва, 1984. С.148-149.

48? Микроморфологические особенности глеевых почв с ортштей-новым горизонтом//Тр. Тбилисск. ун-та. Тбилиси, 1984. С.70-71.

49? Исследование взаимодействия гумусовых веществ с минералами дериватографии и микроморфологии/Дез. 1-й Междунар. науч. конф. Тюлень, 1984. С.33.

50. Микроморфологическая диагностика криогенных признаков в почвах//Проблеж почвенного криогенеза. Воркута, 1985. С.2В-34.

51. Особенности аридного почвообразования/Дез. докл. УП дел. съезда ВОП. 4.4. Ташкент, 1985. С.96.

52. Особенности макро- и микростроения гвдроморфных почв Колхидской низменности/УПочвоведение, 1985, № 2. С.94-104.

53. Микроморфометрический анализ пористости почв//Почвоведе-ние, 1985, » 4. С.60-70.-

54. Мерзлотно-таежные почвы Северо-Востока Азии//почвоведение, 1985, & 6. С.5-17.

55? Морфогенетические особенности карбонатных почв Ливии// Тез. докл. УП дел. съезда ВШ. Ташкент, 1985. С.184.

56? Микроморфологические особенности некоторых почв влажных субтропиков/Д1ат. конф.: Микроморфол. методы изучения почв. Тбилиси, 1986. С.24.

57. Современная микроморфология и ее вклад в изучение почв// Мат. конф.: Микроморфол. методы изучения почв. Тбилиси, 1986.С.4.

58. Особенности микростроения желтозеыно-подзолистых почв склонов Абхазии и их изменения при окультуривании// Мат. конф. Микроморфол. методы изучения почв. Тбилиси, 1986. С.16.

59? Микроморфологическая диагностика антропогенных изменений в почвах/Дспехи почвоведения. Сов. почвоведы к ХШ МКП. Москва. 1986. С.Г79-185.

60? Прпыечение электронного микроскодо-рентгеновского микроанализатора (РШ-ША) при измерении распределения элементов в почвенных образдах//Мат. конф.: Микроморфол. метода изучения почв. Тбилиси, 1986.. С«20.

6IÍ 0 происхождении вторых гумусовых горизонтов дерново-под-эолистых почв//Кн.: Эволюция и возраст почв ССОР. 1986. С.138-155.

62Í Диагностика минералов солей в почвах//Иочвоведение. 1986. а 5. с.ет-юо.

63Í Палево-карбонатные почвы северо-востока Азии //Почвоведение. 1986. » 6. С.5-18.

64? Антропогенная эволюция орошаемых черноземов/Дез. докл. Всес. науч. конф.: Агропочвоведение и плодородие почв. Ленинград. 1986. С. 53.

65? Микроморфологические особенности рендзин и маломоацшх красных ферсиалитных почв Ливии//Почвоведение. 1987. №2. С.85-95.

66. Changes in the fabrió oí a aolonetz under irrigación in Trana-Volga region//Soil micromorphology. Tíarszawa. "¡972. C.661-668.

67Í Combined stage-by-stage morphological, mineralogical and choalcal 3tudy of the oompooitioa and organization of saline soilo/ZGooderma, 1930, vol.12, И 1. 0.81-94.

68. The aicrostructure and origin of new salí formations of salf affected soils//Jntern, Symposium on Salf affected soils. Kaxnal. 1930. 0.35-43.

69Í Handbook for soil thin section description//Baine Веазе-aroh Publication. Bnglond, 1935- 152 c.

л- зт72в Подписано к печати <"02.88 г. ' Jsp'-ie.? 03x84 Ззч.л. 2. Заказ í i Тирах 150. Бесплатно

Типография BACXruIJI 177814, ГСП, ."омза, Б-78, Б. Харитоньевский пер., 21

Информация о работе

Турсина, Татьяна Владимировна
доктора сельскохозяйственных наук
Москва, 1988
ВАК 06.01.03

Автореферат

Похожие работы