Засоление (солончаковый процесс). Процессы засоления широко распространены в аридных районах. Этой проблеме уделил много внимания Б.Б. Полынов (1956) в работе ―Процессы засоления и рассоления и солевой профиль почв‖. Над этой проблемой работал В.А. Ковда (1947), обобщив свои исследования в монографии ―Происхождение и режим засоленных почв. Она детально освещена в работе Е.И. Панковой (1992). В названных работах подробно рассматриваются все аспекты развития солончакового процесса. Процессы засоления должны рассматриваться шире. Они могут идти сингенетично с процессами почвообразования. Геологи относят процессы засоления к литогенезу (Страхов, 1962). Источником солей в солончаках могут быть бессточные озера и морские лагуны в аридной зоне. Также солончаки могут быть образованы минерализованными грунтовыми водами, дренирующими соленосные породы. Возможен эоловый перенос солей и формирование солевых горизонтов. По тектоническим разломам могут подниматься гидротермальные воды, обогащенные сульфидами металлов. На поверхности сульфиды окисляются до сульфатов и обезвоживаются. Возникают сульфатно-железистые солончаки с плотной яркоокрашенной коричнево-красной коркой (Solares pintades в Чили). Также могут встречаться и сульфатномедные солончаки с зеленовато-голубой корой (Solares azules). Эти солончаки тянутся полосой более 100 км вдоль Атакамского разлома, разделяющего Береговые Кордильеры и Атакамскую депрессию в Чили (Михайлов, 2000). Подобные линейные солончаки были встречены в Гобийской части Монголии. Такое же происхождение имеют нитратные солончаки (чилийская селитра) в пустыне Атакама. Ее залежи представляют собой штоки и пропластки, доказывающие ее гидротермальное происхождение. Впервые на существование литогенных солончаков по разломам земной коры обратила внимание М.А. Глазовская (1953) при исследовании природы Тянь-Шаня.
Образование гипса происходит в аридных регионах при наличии сульфатов или сульфидов. Химические реакции возникновения гипса хорошо известны (Минашина, 1958). Что же является источником накопления сульфатов в почве? Во время исследования почв в Заалтайской Гоби (Монголия) на пролювиальных шлейфах горного массива Гобийский Алтай были обнаружены горизонты шестоватого гипса мощностью до 80 см. Почвы, содержащие гипсовые горизонты, располагались локально, не на всех шлейфах. Сопоставление с геологическими данными показало, что почвы с гипсовыми горизонтами зеркально отражают аномальные зоны, обогащенные сульфидами меди, цинка, молибдена и других металлов.
Накопление карбонатов. Карбонаты могут накапливаться в профиле почвы в виде разных новообразований: прожилок, стяжений, белоглазки и др. Они также могут образовывать мощные горизонты мучнистых карбонатов, в том числе на бескарбонатных породах. Генезис карбонатов в почве разнообразен. Рассматриваются три основных теории их образования: трансформация минералов, богатых основаниями; трансформация растительных остатков, богатых кальцием, и минерализация гумусовых веществ; осаждение карбонатов из жестких грунтовых и поверхностных вод.
Рассоление (солонцовый процесс и осолодение). Существует модель Гедройца, связывающая все три процесса в стадии одного. Солончак превращается в солонец, солонец – в солодь. Но эта модель не является обязательной. Засоленные почвы переходят в солонцы при условии полупромывного водного режима и достаточного количества коллоидов, абсорбирующих ионы натрия. Солонцы могут и не проходить солончаковую стадию. Изучение почвенного покрова Кулундинской степи с помощью космических снимков показало приуроченность солонцов к зонам разломов, по которым возможен подъем щелочных вод. Такие же совпадения выявлены на восточном склоне Южного Урала. Процесс образования солодей, наиболее контрастных по своим свойствам почв, хорошо изучен. Но существует несколько противоречащих друг другу гипотез их генезиса. Солоди имеют ―подзолистую‖ верхнюю часть профиля и засоленную – нижнюю часть.
Оглеение и оруднение. Глеевые почвы распространены во всех природных зонах, они имеют застойный водный режим и характеризуются процессами восстановления поливалентных металлов (железа, марганца, меди и др.). Недостаточно изучено влияние на глеевый процесс особенностей почвообразующей породы: содержания железа и соединений серы – результата гидротермальных процессов.
Выщелачивание (лессиваж) или псевдооподзаливание. Процесс выражается в диспергации коллоидов в верхнем горизонте, их перемещении и накоплении в иллювиальном горизонте. Это подтверждается анализом гранулометрического состава и микроморфологическими исследованиями. Процесс лессиважа предполагает исходную литологическую однородность почвенного профиля.
Подзолистый процесс. Характеристика подзолистого процесса дана в классической монографии А.А Роде (1937). Главное значение придавалось данным валового химического анализа – соотношению полуторных оксидов и кремнезема. Основная гипотеза подзолистого процесса: перемещение вещества (продуктов разрушения твердой фазы почвы) из верхних элювиальных горизонтов в нижние – иллювиальные. Основным постулатом было признание однородности исходной материнской породы.
Под факторами почвообразования понимаются внешние по отношению к почве компоненты природной среды, под воздействием и при участии которых формируется почвенный покров земной поверхности.
Основатель генетического почвоведения В. В. Докучаев положил начало учению о факторах почвообразования. Он впервые установил, что формирование почвенного покрова теснейшим образом связано с физико-географической средой и историей ее развития, а также дал определение понятия «почва»: «Почвы — это поверхностные минерально-органические образования, которые всегда имеют свое собственное происхождение; они всегда и всюду являются результатом совокупной деятельности материнской горной породы, живых и отживших организмов (как растений, так и животных), климата, возраста страны и рельефа местности...». Функциональную взаимосвязь между почвенным покровом и главнейшими факторами почвообразования В. В. Докучаев выразил формулой П = f ( K , О, Г, Р)Т где П — почва; К — климат; О — организм; Г — горные породы; Р — рельеф; Т — время.
Климат, материнские горные породы, живые и отмершие организмы и рельеф рассматриваются В. В. Докучаевым как элементы внешней среды, возраст территории отражает развитие почв во времени. Перечисленные факторы в их разнообразном сочетании по лику земного шара создают великое множество типов почв, их комбинаций, сочетаний и комплексов, неповторимую мозаику почвенного покрова.
Источники: УЧЕНИЕ И.П. ГЕРАСИМОВА ОБ ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ПОЧВЕННЫХ ПРОЦЕССАХ И ЕГО РЕАЛИЗАЦИЯ В РАЗЛИЧНЫХ ПРИРОДНЫХ ЗОНАХ © 2015 г. И. С. Михайлов.
ОСНОВЫ УЧЕНИЯ О ПОЧВАХ. Ч.1 Ковда.
Одной из главных причин недостаточной эффективности орошаемого земледелия на черноземах ЦЧО является негативное изменение их свойств (Щербаков, Щеглов, 1978; Щербаков и др., 1978; Щеглов, 1988; 1995). В условиях ирригации уровень плодородия почв, а следовательно и урожайность сельскохозяйственных культур в значительной мере зависят от качества оросительной воды. Источником орошения исследуемых нами черноземов служат воды местного стока, накопление в водохранилищах. Анализ этих вод показал, что их минерализация в период поливов составляет 0.2-1.25 г/л. Они оцениваются как пресные и слабоминерализованные, вполне пригодные для полива любых почв.
Химический состав воды в основном сульфатно-гидрокарбонат- ный натриевый или смешанный. Среди анионов преобладающими являются гидрокарбонаты - 2.40-8.32 мг экв/л; на их долю приходится 30.5-92.4 % от суммы анионов. Концентрация хлора, как правило, незначительна. Среди катионов преобладающим является натрий (0.27-11.08 мг экв/л, что составляет - 39.0-70.3 % от суммы катионов). Для некоторых водоемов в составе катионов преобладает кальций, на его долю приходится 41.5-52.9 % или 1.10-8.50 мг экв/л. На третьем месте стоит магний. Воды характеризуются слабощелочной реакцией, pH их колеблется от 7.2 до 8.6.
Весной минерализация вод минимальная, а в июле-сентябре - самая высокая. Рост минерализации происходит в основном за счет С1-, S04 Na+, т.е. ионов, ухудшающих состав воды. Более существенно при этом изменяются щелочные свойства вод. В водах появляется ион С02'з, pH возрастает. Прогрев вод в водохранилищах способствует осаждению из вод Са2+.
Орошаемые воды, несмотря на слабую минерализацию и благоприятный состав, требуют постоянного контроля за их качеством, поскольку даже временное подщелачивание вод и обеднение их кальцием вызывают опасность развития процессов осолонцевания в черноземных почвах. При оценке вод по классификациям Сабольча, Можейко и Воротник (Щеглов, 1995), где учитывается относительное содержание магния и натрия, для некоторых источников возникает опасность засоления и осолонцевания.
Воды повышенной минерализации (более 1 г/л) в принципе не рекомендуется использовать для орошения черноземов, поскольку отрицательное воздействие неизбежно. Вопрос лишь в сроках негативных проявлений, которые зависят от исходного состояния почв, качества используемой воды, режимов и длительности орошения.
Требования к качеству оросительной воды следует установить на основе анализа местных особенностей черноземов, техники и технологии полива, солеустойчивости орошаемых сельскохозяйственных культур, экономических и экологических условий. При этом следует учитывать, что качество природных вод имеет тенденцию к ухудшению под влиянием хозяйственной деятельности человека.
Проведенные исследования трансформаций морфогенетических свойств черноземов в результате орошения показали, что на длительно орошаемых почвах отмечаются сильное уплотнение и сли- тость. Структура приобретает глыбистый характер. В составе глыбистых макроагрегатов появляются не свойственные черноземам острореберные структурные отдельности. При высыхании почва сильно растрескивается, образуется корка. Часто на границе пахотного и подпахотного горизонтов формируется плужная «подошва» - плотная 5-8 сантиметровая прослойка. При этом границы между верхними горизонтами размыты. На многих орошаемых участках в верхней части профиля имеется кремнеземистая присыпка. В нижней части гумусового горизонта обычно наблюдается тусклый глянец коллоидных пленок на гранях структурных отдельностей, что свидетельствует о вымывании коллоидной органоминеральной части почвы из верхних горизонтов в нижние.
Мощность гумусового горизонта на участках с длительным (более 10 лет) орошением на 5-6 см увеличивается по сравнению с богарой. Карбонаты из гумусового горизонта вымываются в более глубокие слои. Вскипание от НС1 на 10-20 см ниже, чем на неорошаемых участках. В горизонте В имеется множество гумусовых затеков. В орошаемых обыкновенных черноземах появляется размытая белоглазка в карбонатном слое и часто встречаются выцветы солей.
Орошение оказало заметное влияние на гранулометрический состав черноземов. Отмечено накопление ила как в пахотном, так и в подпахотном горизонтах. В пахотном горизонте имеется тенденция увеличения содержания ила при возрастании срока орошения. Так, на участке 5-летнего орошения количество ила увеличилось на 0.4-1.6 %, а в черноземе со сроком орошения 15 лет и 33 года возрастание доли илистой фракции достигает уже 6.1 и 5.5 %.
Одновременно с накоплением ила отмечается увеличение содержания физической глины. Аналогичные изменения содержания илистой фракции и физической глины отмечаются в обыкновенных черноземах. Степень изменения гранулометрического состава определяется сроком орошения. Орошение способствует увеличению водно-пептизируемого ила и его передвижению. В условиях длительного орошения могут развиваться процессы разрушения минеральной части черноземов с одновременным накоплением ила и оглиниванием. Причем, с увеличением срока орошения эти процессы протекают более интенсивно. При сельскохозяйственном использовании черноземов в условиях орошения наблюдается заметное ухудшение их структурности, которое проявляется в увеличении глыбистости, уменьшении количества агрономически ценных структурных агрегатов и снижении их водопрочности (рис. 9.1 и 9.2).
В орошаемых черноземах продолжается процессы негативных изменений их свойств. В типичном черноземе доля глыбистой фракции достигает уже 49.7-73.3 %, а доля агрономически ценных структурных агрегатов составляет всего лишь 15.0-36.8%. Отмечается снижение коэффициента структурности до 0.2-0.6. В обыкновенных орошаемых черноземах доля глыбистой фракции увеличивается до 29.8-55.7 % , а величина коэффициента структурности уменьшается до 0.7-1.7. Снижается показатель критерия водопрочности и количество водопрочных агрегатов размером менее 0.25 мм. Наиболее заметные изменения происходят в слое 0-30 см. При анализе результатов, полученных с 40 участков типичных и обыкновенных черноземов, орошаемых от 1 до 39 лет, были получены данные по закономерному снижению содержания агрономически ценных структурных агрегатов с увеличением срока орошения. Наиболее активно это происходит в первые годы орошения, затем интенсивность постепенно снижается, но не прекращается совсем.
Структура во многом определяет величину плотности сложения почвы и ее порозность, а следовательно, и условия водо- и воздухообмена. Наибольшая интенсивность уплотнения пахотного и подпахотного горизонтов наблюдается в первые годы орошения. В дальнейшем интенсивность уплотнения черноземов замедляется. В типичных черноземах за 17 лет уплотнение богарных участков составило 0.22-0.27 г/см3, а орошаемых - 0.33-0.35 г/см3. Аналогичные данные получены и на обыкновенных черноземах. Уменьшение по- розности за 15 лет орошения составило 10.5-10.8% для типичных черноземов и 11.7-13.4 % - для черноземов обыкновенных. Это, по-видимому, связано со все более усиливающимся агро- генным воздействием на почву и применением тяжелой сельскохозяйственной техники с высоким уплотняющим действием в условиях низкой культуры земледелия, в целом, и орошения в частности.
В формировании почвенного покрова пойм, террас и дельт проявляется совместное влияние общей биогеографической обстановки и условий, создаваемых долиной и рекой. Чем крупнее река, чем больше ее водный, твердый и химический сток и чем сильнее выражены аккумулятивные процессы в пойме и дельте (что крайне усиливается влиянием приливов), тем в большей степени в почвообразовании проявляется значение долинно-поемного режима. И наоборот, чем меньше река, чем меньше ее сток и слабее паводковый режим, тем в большей степени почвы поймы, террас и дельты отражают влияние общеклиматической и биогеографическсй обстановки данной природной зоны.
Своеобразие физико-географического режима в поймах и дельтах заключается в следующем: господство аккумулятивных типов коры выветривания, обводненность местности, одновременно происходящие почвообразование, накопление аллювия и химических осадков, высокая биопродуктивность ландшафтов.
Подвижные продукты выветривания и почвообразования, возникшие в горах, на высоких плато и на склонах водосборных бассейнов, поступив в долину, замедляют или прекращают движение к морям и океану и аккумулируются в форме мотогенных, хемогенных или биогенных осадочных отложений в поймах, на речных террасах, в дельтах, в мелководьях. Если в условиях горных и эрозионно-равнинных ландшафтов геологический круговорот веществ преимущественно способствует выносу подвижных продуктов выветривания и почвообразования путем эрозии и выщелачивания их водами поверхностного и подземного стока (химическая денудация), то в условиях дельтсво-аллювиальных равнин, пойм и лагунных низменностей господствуют процессы механического, химического и биологического осадконакопления и минералообразования. Суммарный баланс веществ в условиях поемно-дельтового почвообразования является накопительным в отношении многих составляющих компонентов.
С периодическими наводнениями и затоплением водно-аккумулятивной суши тесно связано постоянное обновление почвообразующей породы вследствие накопления свежего аллювия в поймах, на нижних террасах и в дельтах рек. Каждый паводок или приливный подъем уровня воды и затопление суши сопровождаются отложением большей или меньшей толщи свежего аллювия. В одних частях поймы толща паводковых отложений составляет миллиметры и сантиметры, в других (на прирусловых валах) может достигать 10—20 см.
Постоянная миграция и новообразование русел и протоков в поймах и особенно в дельтах рек приводят к исключительной неоднородности толщи как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении. Вдоль крупных русел и протоков в поймах и дельтах формируются прирусловые валы, сложенные гравийными, песчаными и супесчаными отложениями.
Межрусловые участки, удаленные от главных и второстепенных протоков, покрываются малоподвижными или стоячими водами, поэтому здесь откладывается суглинистый и глинистый аллювий, богатый коллоидальными частицами и органическим веществом. Дифференциация аллювия по крупности частиц очень хорошо иллюстрируется данными табл. 104. По соотношению фракций механического состава аллювия и по их гумусности можно всегда судить о гидрологическом режиме, при котором формировался тот или иной горизонт или элемент мезорельефа поймы.
Преобладание крупнозернистых малогумусных песков — свидетельство быстротоков руслового типа. Преобладание высокогумусных глинистых фракций — показатель озерного или замедленного стока в центральной пойме, староречье или притеррасовой депрессии.
При большой пестроте осадочных пород в поймах нижних террас и дельтах всегда наблюдается чередование повышений мезорельефа, сложенных песчаными и супесчаными отложениями руслового характера, и межрусловых равнинных понижений, сложенных суглинистыми и глинистыми отложениями полойного и озерного характера. История передвижения русел и протоков в пределах пойм и дельт обычно маркируется остатками древних прирусловых валов, сопровождающими староречья, цепочками стариц исчезнувших протоков и бывших межрусловых озер.
Почвенная фауна, растительность и почвообразовательный процесс непрерывно перерабатывают вновь отлагаемый аллювий. В тех случаях, когда скорость почвообразования опережает скорость накопления аллювия, слоистость в профиле поемно-дельтовых почв не выражена. Это характерно для межрусловых депрессий. Образование прирусловых отложений, формирующихся быстрыми потоками, часто опережает скорость почвообразования и потому в них резче обосабливается и сохраняется аллювиальная слоистость.