Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Изученность физического состояния агропочв лесостепной зоны Предалтайской провинции 8
1.1. Состояние проблемы 8
1.2. Некоторые теоретические положения и методические подходы 9
Глава 2. Условия почвообразования лесостепной зоны 15
2.1. Геоморфологические условия 15
2.2. Почвообразующие породы 20
2.3. Климатические условия 24
2.4. Растительный покров 29
Глава 3. Характеристика агропочв средней лесостепи 30
3.1. Общая характеристика почвенного покрова 30
3.2. Химические и физико-химические свойства агропочв и их изменение при антропогенном воздействии 33
3.2.1. Химические и физико-химические свойства агропочв 33
3.2.2. Изменение свойств под воздействием сельскохозяйственного использования и ускоренной эрозии 35
Глава 4. Современное физическое состояние агропочв лесостепной зоны 39
4.1. Гранулометрический состав 39
4.2. Агрегатный состав 50
4.3. Физические свойства агропочв 57
4.4. Водоудерживающая способность агропочв 66
4.5. Водопроницаемость агропочв и их проти воэрозионная устойчивость 74
Глава 5. Естественная и антропогенная динамика физического состояния агропочв лесостепной зоны 81
5.1. Факторы природной и антропогенной динамики физического состояния 82
5.2. Природная динамика физического состояния агропочв 84
5.2.1. Сезонная и многолетняя динамика влажности и температуры агропочв 84
5.2.2. Естественная динамика физических свойств при изменении влажности почвы 93
5.3. Изменение физического состояния агропочв под влияниемантропогенных факторов 98
5.3.1. Факторы антропогенной динамики параметров физического состояния 98
5.3.2. Изменение физического состояния агропочв под воздействием сельскохозяйственного использования и ускоренной эрозии 100
5.3.2.1. Влияние сельскохозяйственного использования на физическое состояние лесостепных агропочв 100
5.3.2.2. Влияние ускоренной эрозии на физические свойства 102
5.4. Агрофизические условия плодородия агропочв лесостепной зоны 109
5.4.1. Степень изученности вопроса 110
5.4.2. Физические свойства и эффективное плодородие агропочв лесостепи 113
5.4.3. Оптимальные параметры физических свойств лесостепных агропочв 117
5.4.4. Агрофизическая модель эффективного плодородия агропочв лесостепи 122
Глава 6. Мероприятия по охране агропочв лесостепной зоны 125
Выводы 133
Рекомендации производству 136
Список литературы 137
- Некоторые теоретические положения и методические подходы
- Почвообразующие породы
- Химические и физико-химические свойства агропочв и их изменение при антропогенном воздействии
- Физические свойства агропочв
Введение к работе
Актуальность. Алтайский край - крупнейший экономический регион страны и Западной Сибири с развитым сельским хозяйством. Однако, повышению эффективности сельскохозяйственного производства кроме экономических факторов препятствуют негативные процессы, снижающие плодородие почв. Среди этих негативных явлений особое место занимает эрозия почв.
В Западной Сибири, особенно в лесостепной зоне, эрозия почв имеет широкое распространение. Изучением эрозионных процессов в лесостепной зоне Алтайского края занялись в 60-х годах XX столетия. В результате исследований были вскрыты закономерности формирования поверхностного стока талых и ливневых вод и смыва почв (Орлов, 1971, 1977, 1983; Каштанов, 1974; Мусохранов, 1976; и др.), разработаны противоэрозионные мероприятия и выявлена их эффективность в разных районах Западной Сибири (Орлов, 1971, 1977; Каштанов, 1974, 1975; Мусохранов, 1976; Каштанов, Мусохранов, 1980; Мальцев, 1980; и др.), проведено районирование Новосибирской области и Алтайского края по проявлению эрозионных процессов и применению противоэрозионных мероприятий (Орлов, 1971, 1977, 1979; Каштанов, 1974). В ряде случаев изучены свойства смытых почв (Орлов, 1971, 1975; Орлов, Танасиенко, 1975; Журавлёва, 1977; Танасиенко, 1977, 1980, 1992). Однако, эти исследования свойств охватывают почвы Приобского плато и Кузбасса.
Для правобережной - лесостепной части Алтайского края сведения о свойствах эродированных почв практически отсутствуют. Имеется ряд статей (Уваров, 1981; Татаринцев, 1985), в которых приводятся характеристики эродированных почв лесостепной зоны. Однако, существующих сведений о свойствах почв лесостепной части Алтайского края, особенно физических свойствах, недостаточно для
организации защиты почв от смыва поверхностными водами. Поэтому исследования по оценке степени изменения физического состояния агропочв лесостепной зоны приобретают особую актуальность, практическую и теоретическую значимость.
Цель исследований. Изучить физическое состояние агропочв лесостепной зоны Алтайского Приобья и оценить степень изменения свойств этих почв под влиянием эрозии.
Для достижения поставленной цели следовало решить ряд задач:
Изучить физическое состояние агрочернозёмов и серых лесных агропочв лесостепной зоны.
Оценить степень изменения параметров физического состояния агропочв под влиянием эрозии почв.
3. Предложить мероприятия по предотвращению деградации
агропочв под влиянием эрозии.
Научная новизна работы. Впервые получена пространственная характеристика параметров физического состояния агропочв лесостепной зоны, проведена оценка естественной динамики и антропогенного изменения физического состояния агропочв лесостепной зоны Предалтайской провинции, агрофизических условий плодородия агропочв в отношении основной продовольственной культуры - яровой пшеницы. На основе землеустройства предложен новый комплекс мероприятий по охране агропочв от эрозии, позволяющий снизить затраты на производство сельскохозяйственной продукции, что весьма актуально в новых экономических условиях.
Практическое значение работы и реализация результатов исследования. В результате исследований выполнена характеристика физического состояния агропочв лесостепной зоны Предалтайской провинции, выявлено заметное ухудшение показателей физического состояния под воздействием хозяйственного использования и ускоренной эрозии, установлены оптимальные агрофизические
6 параметры плодородия агрочернозёмов, определены лимитирующие факторы плодородия. Проведена оценка устойчивости агрегатов к эрозии, разработаны рекомендации по предотвращению деградации физического состояния агропочв на основе проектов внутрихозяйственного землеустройства территорий, на которых располагаются эрозионноопасные земли со смытыми и размытыми почвами.
Защищаемые положения:
1. Особенности физического состояния пахотных почв лесостепной
зоны Предалтайской провинции.
Динамика физического состояния агропочв происходит под воздействием факторов почвообразования, в том числе сельскохозяйственного использования и ускоренной эрозии.
Способы предотвращения деградации параметров физического состояния агропочв лесостепной зоны.
Апробация материалов исследований. Материалы диссертации доложены в 6 сообщениях на научно-практической конференции «Геоэкологические проблемы почвоведения и оценки земель» (Барнаул, 2003), на IV съезде Докучаевского общества почвоведов (Новосибирск, 2004), на III Всероссийской научной конференции «Современные проблемы почвоведения и оценки земель Сибири» (Томск, 2005), конференциях профессорско-преподавательского состава Алтайского ГАУ (Барнаул, 2003-2007).
Публикации. По материалам диссертации опубликовано б работ, в том числе одна в центральной печати.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и выводов; написана на 161 странице компьютерного текста, содержит 29 рисунков и 37 таблиц. В списке использованной литературы 253 наименования, в том числе 16 иностранных источников.
Личный вклад автора. Автор участвовал в планировании и проведении полевых и лабораторных исследований, в обработке и обсуждении полученных результатов.
Благодарности. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю Л.М. Татаринцеву за постоянную помощь и поддержку при выполнении работы, и большую благодарность В.А. Мерецкому и В.Л. Татаринцеву за ценные советы и замечания при написании работы и интерпретации результатов исследования.
Некоторые теоретические положения и методические подходы
Почву как многофазную и полифункциональную систему и физическое тело изучают с помощью информации об её свойствах. Свойства, в свою очередь, представляют собой понятия, которые могут быть описаны числовыми значениями, получаемыми в результате эксперимента или опыта. Условно свойства почвенной системы разделяют на основные и производные. Отличительной чертой основных свойств (Ashby, 1958; Sposito, 1980) почвы является то, что они вместе взятые образуют минимальное количество свойств, обеспечивающее полное описание или характеристику системы. Группу числовых значений основных свойств отождествляют с состоянием почвы, которое они описывают. Эти основные свойства называют переменными состояния. Эти переменные состояния могут изменятся со временем в процессе естественной динамики факторов и антропогенного воздействия. Совокупность физических свойств, изменяющихся во времени и пространстве, называют физическим состоянием почвы. Очевидно, что физические параметры почв зависят от точки пространства и времени развития почвенного тела, циклической динамики факторов почвообразования. В связи с этим почва (любая её подсистема или фаза) характеризуется большим числом переменных.
Из вышеизложенного следует, что физическое состояние любой зональной системы (почвы) будет иметь определённую специфику. Область (граница) варьирования параметров физического состояния зависит от пространственной изменчивости факторов-почвообразователей. При этом физическое состояние почвы динамично во времени и будет изменяться около положения равновесия. С агрономической точки зрения важно установить границы естественной динамики физического состояния во времени. Кроме того, физическое состояние быстро и качественно меняется под воздействием антропогенных факторов. Для лесостепной зоны Алтайского края является актуальным изучение изменения физического состояния в результате развития ускоренной эрозии, которая является порождением хозяйственной деятельности человека.
При оценке физического состояния почвы необходимо помнить, что она является четырёхфазной системой, и состоит из твёрдой фазы, впитывающей жидкую фазу (почвенный раствор), почвенный воздух и почвенную биоту (живую фазу). Следовательно, физическое состояние почвы будет определяться состоянием всех фаз и их взаимодействием. В тоже время твёрдая фаза, как основная, определяет свойства других фаз. Естественно, что физическое состояние почвы будет описываться физическими свойствами всех фаз, входящих в почвенную систему как физическое тело. времени (временного тренда) приводят к образованию нормальной (зональной) почвы, под которой И.А. Соколов (1986, 2004) понимал модальную для той или иной зоны почву. Эта зональная почва подвергается исследованию её физического состояния. Совокупность параметров динамических почвенных свойств, определяемых в конкретный момент времени, названа И.А. Соколовым (1984) «почвой-моментом».
При изучении физического состояния мы учитывали, что почва представляет собой сложную структурно-организованную систему, которую следует изучать на разных иерархических уровнях -профильном, горизонтном, агрегатном и т.д. При этом последовательно должны быть определены особенности физического состояния зональных почв, выявлены границы варьирования физических свойств, установлены степень пространственного варьирования отдельных физических параметров почв лесостепной зоны, установлены факторы пространственной изменчивости основных физических признаков. При решении этих задач мы использовали методы вариационной статистики (Плохинский, 1970; Дмитриев, 1972; Савич, 1972; Доспехов, 1979).
Изучение физических свойств проведено по общепринятым методическим руководствам (Агрофизические методы..., 1966; Вадюнина, Корчагина, 1973, 1986). Расчёт статистических показателей (средних арифметических - М, средних квадратических отклонений - о, ошибок среднего -ти коэффициента вариации - V) проведён с использованием ЭВМ. Критерий Колмогорова-Смирнова рассчитан по алгоритмам Н.А. Плохинского (1970). За границы доверительного интервала средней арифметической величины принят лимит M+tm, где t - коэффициент Стьюдента при заданной вероятности.
Методика обобщения агрофизических параметров состояла в следующем. Для каждого подтипа почв средней лесостепи определяли модальные значения параметров в конкретном генетическом горизонте. По модальным значениям физических свойств строили профильные кривые. Затем профильные кривые по подтипам (или типам) сводили в обобщённые группы на основе сходства этих почв внутри типа (подтипа), но с учётом их гранулометрического состава. Обработка графиков по типам кривых и зонам варьирования производилась по методике, изложенной ранее в монографии В.О. Таргульяна (1971). При сопоставлении параметров физического состояния подзональных почв использовали сравнительно-аналитический метод (Роде, 1971). Для выяснения зависимостей пространственной изменчивости физических свойств пользовались информационно-логическим анализом (Пузаченко, Мошкин, 1969).
При установлении влияния антропогенных факторов (сельскохозяйственного освоения и эрозии) на динамику и трансформацию физического состояния применялся исторический поход. При изучении агрогенной эволюции также применяли исторический подход. Однако, при применении этого метода приходилось учитывать некоторые трудности, на которые указал Ф.И. Козловский (1991). Во-первых, эти трудности вызываются динамичностью воздействий во времени и изменчивостью их в пространстве, отсутствием или неполнотой данных по истории полей. Во-вторых, - это обусловлено изменением возможностей сравнительно-морфологического анализа горизонтов из-за стирания обработками важных черт дифференциации в верхней части профиля агропочв, часто с неопределённым изменением самой начальной точки отсчёта -горизонтов исходной почвы, что вносит неопределённость при сопоставлении разрезов. Эти трудности могут быть устранены (хотя и не полностью) статистическим методом, при котором сопоставляются не почвенные индивидуумы, а выборка распределения величин параметров почвы. Так как антропогенные изменения затрагивают пахотный и частично подпахотный горизонты, то анализ
Почвообразующие породы
Сложная история формирования и эволюции морфоструктур Алтайского края обусловили большую пестроту рыхлых пород. Почвообразующие породы представлены сложным комплексом отложений (Адаменко, 1974). На Бие-Чумышской возвышенности распространены субаэральные отложения краснодубровской свиты. На водораздельных пространствах Бие-Чумышской возвышенности мощность лёссовых отложений достигает 15-25 м, на надпойменных террасах Оби -1-5 м. Согласно последним данным (Адаменко, 1974), накопление мощной толщи лёссовых пород на стыке Западно-Сибирской равнины и Алтае-Саянской горной страны продолжалось с перерывами относительно длительное время с раннего плейстоцена до наших дней. Перерывы в накоплении лёссовых отложений разной продолжительности были обусловлены существенными изменениями климатических условий и растительности - потеплением при повышенном атмосферном увлажнении в межстадиалы оледенений и сменой ксерофитных степей, луговыми степями и остепнёнными лугами на междуречьях (Архипов, 1971; Адаменко, 1974). В целом в верхнечетвертичной толще лёссовых отложений выделяется пять основных межстадиальных периодов почвообразования. Многими исследователями лёссовых отложений Сибири (Соколовский, 1943; Самодуров, 1957; Лукашёв, 1961; Кригер, 1965; Адаменко, 1974 и др.) признаётся, что важнейшими факторами, определяющими образование лёссовых и лёссовидных отложений, является эоловый перенос пыли, делювиальный литогенез и синтетические процессы выветривания и почвообразования в засушливом (семиаридном) климате.
Верхняя толща лёссовых отложений мощностью 6-Ю м имеет послеалередский возраст (не древнее 11-12 тыс. лет) и относится ко времени последней норильской (сартанской) стадии зырянского оледенения (Архипов, 1971). Эоловый материал для накопления мощных толщ лёссовых отложений выносился из Казахстана, а, возможно, даже из Средней Азии (Нагорский, 1941; Федорович, 1960; Малолетко, 1963; Архипов, 1971, Адаменко, 1974). В.В. Вдовин и А.М. Малолетко (1969) предполагают, что во время самаровского оледенения эоловый материал вследствие образования пыльных бурь мог поступать на Бие-Чумышскую возвышенность и из центральных районов Кулунды. Развеиванию подвергались отложения обширных дельтовых пространств Кулунды и ложбин древнего стока Приобского плато, о чём свидетельствует хорошо сохранившийся дюнный рельеф. Приведённые материалы, а также имеющиеся в литературе данные по скорости лёссообразования, позволяют довольно однозначно утверждать, что формирование толщи лёссовидных пород, изменённых современным почвообразованием, происходила в условиях сухого климата и господства как минимум сухостепных или даже полупустынных ландшафтов. Мощность лёссовидных отложений и облёссованность пород растёт от Приобской полосы к центральной и восточной части Бие-Чумышской возвышенности и от элементов гидрографической сети к водоразделам речных систем. Параллельно ослабевает слоистость рыхлой толщи.
В том же направлении уменьшается опесчаненность, увеличивается оглиненность лёссовидных суглинков. На пойменных террасах р. Оби почвы сформированы на легкосуглинистых облёссованных отложениях. На водоразделах они развиты, в основном, на средне- и, реже, тяжелосуглинистых материнских породах (табл. 2). Как видно, для лёссовидных суглинков характерно высокое содержание крупной пыли (49-51%). Содержание песчаных частиц в среднем колеблется от 5 до 21%, средней пыли - от до 9%, мелкой пыли - от 6 до 11% илистой фракции - от 13 до 25%. Количество физической глины от легкосуглинистых к тяжелосуглинистым породам возрастает с 25 до 46%. Аналогичный рост наблюдается для тонкой пыли и илистой фракции. Противоположная закономерность характерна для фракций песка. В классе легкосуглинистых преобладают породы с иловато-песчано-крупнопылеватым составом и песчано-иловато-крупнопылеватым, в среднесуглинистых соответственно распространены песчано-иловато-крупнопылеватые, в тяжелосуглинистых - пылевато-иловато-крупнопылеватые (табл. 3). ил и третью - мелкий песок. В классе тяжелосуглинистых почв пылеватая разновидность по сравнению с иловато-крупнопылеватои отличается более высоким количеством ила и физической глины. Различия между разновидностями существенны (HCP05 d). Высокая пылеватость лёссовидных пород, их слабая водоустойчивость на фоне значительного расчленения рельефа Бие-Чумышской возвышенности (см. выше), климатические условия и антропогенные факторы способствуют развитию поверхностной и линейной эрозии.
В пределах Алтайского Приобья сформировался сложный почвенный покров. Исключительная роль в почвообразовании на исследуемой территории принадлежит климату. Особенности климата юго-востока Западной Сибири отражены в работах B.C. Мезенцева (1957), Я.И. Фельдмана (1960), А.П. Сляднева (1965). Наиболее широко и детально климатический материал обобщён в работах B.C. Мезенцева (1957) и А.П. Сляднева (1965) в связи с агроклиматическим районированием степной и лесостепной зон Западной Сибири. Алтайский край расположен в суббореальном поясе. Главная роль в формировании климата континентальных районов принадлежит арктическим и атлантическим воздушным массам (Орлова, 1962; Сляднев, 1965). В целом климат юго-востока Западной Сибири резко континентальный с жарким летом и холодной зимой. Средняя температура января -16...-18С, июля - +19...+20С. При этом зимой температура в отдельных случаях понижается до -52С, а летом достигает +38...+40С (Агроклиматические ресурсы..., 1971). Низкие
Химические и физико-химические свойства агропочв и их изменение при антропогенном воздействии
Химическая и физико-химическая характеристика почв лесостепной зоны даётся в ряде работ (Гуськов, 1947; Горшенин, 1955; Почвы..., 1959; Уваров, 1981; Орлов, 1983; Бурлакова, 1984; и др.). Однако, с течением времени свойства изменяются. Поэтому важно посмотреть их параметры в настоящее время. Статистические характеристики некоторых химических и физико-химических свойств почв лесостепной зоны представлены в таблице 7. Из материалов ясно, что чернозёмы оподзоленные более кислые, чем чернозёмы выщелоченные. Суммарное количество обменных катионов, обменного кальция и магния в почвах одинаковое. В свою очередь пахотный горизонт чернозёмов выщелоченных несколько выше гумусирован, чем в чернозёмах оподзоленных. Хотя эти различия недостоверны (сКНСРоб)- Подпахотные горизонты АВ имеют одинаковое содержание гумуса. Варьирование свойств в верхних горизонтах агрочернозёмов укладываются в границы «небольшое», «среднее» и «высокое» (Савич, 1972; Доспехов, 1979). «Небольшое» варьирование характерно для рН солевой в горизонте Апах чернозёмов выщелоченных и горизонтах Апах и АВ чернозёмов оподзоленных. Такое же «небольшое» варьирование характеризует суммы обменных катионов в чернозёме выщелоченном. Для большинства свойств характерно «среднее» варьирование. «Высокое» варьирование наблюдается только в трёх случаях. Оценка различий свойств чернозёмов оподзоленных и выщелоченных показывает, что они носят случайный характер (HCP05 d), т.е. разница средних величин (d) меньше величины наименьшей существенной разности (НСР05). После 20 лет использования в пахотном горизонте уменьшилось содержание гумуса, емкость катионного обмена, количество обменных кальция и магния, что сопровождается снижением рН солевой вытяжки. В подпахотном горизонте АВ свойства чернозёмов, как правило, остаются на прежнем уровне. Более высокое изменение отмечается в подпахотном горизонте чернозёмов выщелоченных.
Более существенные изменения свойств агропочв происходят под воздействием эрозии (табл. 9) Так, содержание гумуса в пахотном горизонте чернозёмов оподзоленных слабосмытых по отношению к не смытым уменьшилось на 11,5%, среднесмытых - на 39,4%; в абсолютных процентах соответственно на 0,7 и 1,4%. В эродированных чернозёмах выщелоченных относительная убыль соответственно составляет 14,4 и 30,5%, абсолютная - 0,98 и 1,98%. Очевидно, что в чернозёмах выщелоченных абсолютные величины потерь гумуса выше, чем в оподзоленных. Разница обусловлена тем, что чернозёмы оподзоленные размещаются на теневых склонах, а чернозёмы выщелоченные на инсолируемых, на которых активнее проявляются эрозионные процессы. Реакция почвенного раствора (рНсол) в чернозёмах оподзоленных в слабосмытых на 0,14 единицы, в среднесмытых - на 0,66 единицы ниже, чем в не смытых. Большое снижение в среднесмытых чернозёмах вызвано вовлечением в пахотный горизонт нижней оподзоленной части горизонта А, где более кислая реакция почвенного раствора, чем в верхней и особенно ниже (гор. АВ и В). В чернозёмах выщелоченных, напротив, в слабосмытых увеличивается на 0,23 единицы, в среднесмытых - на 0,67 единицы по сравнению с не смытыми. Аналогичная закономерность наблюдается и в подпахотном горизонте агрочернозёмов. При этом рост рН в чернозёмах выщелоченных более высокий, чем в чернозёмах оподзоленных. В чернозёмах оподзоленных слабосмытых рН увеличилась на 0,22 и среднесмытых на 0,26 единицы, в чернозёмах выщелоченных соответственно на 0,15 и 0,60 единицы. Это связано с тем, что профиль чернозёмов выщелоченных имеет меньшую кислотность, чем оподзоленных. Сумма обменных катионов в слабосмытых оподзоленных чернозёмах уменьшилась на 1,59 мг-экв и среднесмытых - на 9,37 мг-экв и выровнялась с суммой поглощённых катионов в подпахотном горизонте. В чернозёмах выщелоченных, наоборот, по мере нарастания смытости почвы, растёт сумма поглощённых катионов, которая в пахотном горизонте увеличивается соответственно на 2,2 и 2,59 мг-экв, подпахотном - на 2,72 и 2,89 мг-экв на 100 г почвы. Аналогичная закономерность наблюдается в отношении обменного кальция. Количество поглощённого магния по мере усиления степени смытости всё больше уменьшается. Эта же зависимость отмечается и в подпахотном горизонте чернозёмов выщелоченных. Гидролитическая кислотность в смытых чернозёмах оподзоленных убывает по сравнению с не смытыми. Так, в пахотном горизонте среднесмытых почв её величина уменьшается на 1,63 мг-экв, в подпахотном - на 1,28 мг-экв на 100 г почвы. Таким образом, характер изменения химических свойств под воздействием эрозии определяется особенностями строения и почвообразования в чернозёмах оподзоленных и выщелоченных, их местоположением на элементах рельефа. Однако, основные свойства (кроме гидролитической кислотности) чернозёмов оподзоленных ухудшаются, в чернозёмах выщелоченных все свойства (кроме суммы обменных оснований) также ухудшаются. На фоне ухудшения физических свойств снижение параметров химических и физико-химических свойств агрочерноземов становится причиной снижения почвенного плодородия и продуктивности сельскохозяйственных культур.
Учитывая взгляды В.А. Хмелёва (1988, 1989), можно предположить, что физическое состояние лесостепных почв является результатом смены стадий почвообразования в голоцене. Широкие пространственные флуктуации биоклиматической обстановки в голоцене наряду с постепенным усилением расчленённости поверхности в пределах Бие-Чумышской возвышенности способствовали развитию различных вариантов автоморфных почв, начиная от серых лесных до чернозёмов выщелоченных, в которых в разной степени проявляются элювиально-иллювиальные процессы. На проявление этих процессов указывали многие исследователи почв Верхнего Приобья (Герасимов, 1940; Гуськов, 1947; Почвы..., 1959; Агрофизическая характеристика..., 1976; Бурлакова, 1984; Л.М. Татаринцев, 1993; и др.). Гранулометрический состав пахотного горизонта агропочв средней лесостепи, как правило, среднесуглинистый, реже легко- и тяжелосуглинистый (табл. 10). В твёрдой фазе агропочв Бие-Чумышского плато преобладают крупнопылеватые частицы (0,05-0,01 мм) и иловатые ( 0,001 мм) частицы. Исключение составляют лишь верхние горизонты легкосуглинистых почв, в которых на второе место выходит фракция мелкой пыли (0,005-0,001 мм). Количество песчаных частиц (которым принадлежит третье место) уменьшается от легкосуглинистых почв к тяжелосуглинистым. Аналогичная картина наблюдается в отношении крупнопылеватых частиц. На фоне снижения количества крупной пыли отмечается рост количества средней и мелкой пыли, а также ила.
Физические свойства агропочв
Плотность почвы в естественном сложении является основным физическим параметром. Поэтому её широко используют для понимания генезиса, агрофизической и почвенно-мелиоративной оценки почв. На рисунке 10 представлены профильные кривые распределения величин плотности и плотности твёрдой фазы почвы, которые показывают, что их величины закономерно возрастают с глубиной. На рисунке видно, что характер кривых одинаковый, но плотность сложения среднесуглинистых почв более высокая чем тяжелосуглинистых. Легкосуглинистые почвы по плотности сложения одинаковы со среднесуглинистыми. Ещё больше совпадают кривые распределения плотности твёрдой фазы почвы. Особняком находятся только легкосуглинистые почвы, отличающиеся от других классов почв более высокими значениями плотности твёрдой фазы. Следует подчеркнуть, что наибольшая скорость увеличения плотности естественного сложения наблюдается в верхней гумусированной части (горизонтах А+АВ) профиля. До глубины 50 см на каждые 10 см плотность изменяется на 0,03 г/см3, тогда как на глубине 50-100 см увеличение плотности на те же 10 см составляет 0,02 г/см3. Во втором метре почвенного профиля каждые 10 см вглубь дают прирост плотности в среднем на 0,01 г/см3. Плотность твёрдой фазы почвы с глубиной изменяется значительно медленнее. Наибольшая скорость характерна для гумусового слоя (А+АВ), где она на каждые 10 см глубины прирастает на 0,016 г/см3, в слое 50-100 см - только 0,01 г/см3 и во втором метре плотность твёрдой фазы остаётся стабильной во всей толще. Всё это объясняется неизменностью минералогического состава почвы. Изменения в верхней части профиля связаны с постепенным убыванием количества органического вещества, которое существенно уменьшает плотность твердой фазы почвы в зоне корнеобитания и гумусонакопления.
Среднестатистические показатели варьирования величины плотности и плотности твёрдой фазы почвы приведены в таблице 16. Варьирование плотности сложения по профилю рассматриваемых почв средней лесостепи укладывается в градации «незначительное» (V 10%) и «небольшое» (N/=10-20%) (Савич, 1972). При таком пространственном варьировании плотности сложения и плотности твёрдой фазы почвы для объективной характеристики зональных объектов при 10%-ной точности среднеарифметической величины на уровне вероятности Р=0,95 требуется заложить для легкосуглинистых почв 3-5 разрезов, для средне- и тяжелосуглинистых 5-7 разрезов. Самая широкая зона варьирования величин плотности наблюдается в пахотном слое, иногда в переходном горизонте АВ. Используя информационно-логический анализ, мы изучили зависимость плотности сложения от других свойств почвы. На основе изучения зависимости между плотностью и другими физическими свойствами все факторы, определяющие плотность сложения пахотного слоя в порядке снижения их значимости, расположены в следующие ряды: чернозёмы оподзоленные средней лесостепи (W r A Ma pr Kfl), где Ma - содержание истинных микроагрегатов размером 0,25-0,01 мм; Г - содержание гумуса; W - влажность почвы; ФГ - содержание гранулометрических фракций размером менее 0,01 мм; А - содержание водопрочных агрегатов крупнее 0,25 мм; Кд - коэффициент дисперсности. Анализ вышеперечисленных рядов позволяет отметить, что значение факторов, влияющих на плотность сложения, в различных подтипах чернозёмов лесостепи неодинаково. Так в выщелоченных чернозёмах решающими факторами оказываются микроагрегатный состав и содержание гумуса. Влажность чернозёма выщелоченного только третий по значению фактор, влияющий на плотность сложения. В чернозёмах оподзоленных решающее значение на плотность оказывает влажность почвы и содержание в ней гумуса. Микроагрегатный состав оказывается на четвёртом месте после влажности и содержания гумуса, пропуская на третье место агрегатный состав. Полигоны распределения величин плотности сложения, построенные для пахотных горизонтов (рис. 11а), показывают, что чернозёмы лесостепной зоны всех классов не различаются по плотности пахотного горизонта. Сходство кривых распределения подтверждается критерием Колмогорова-Смирнова, величины которого ниже самого низкого порога (Л 1,36) при 90%-ном уровне вероятности. Удлинение правой ветви кривой указывает на увеличение объектов с большей плотностью пахотного слоя. Это указывает на ухудшение физического состояния почвы: деструкцию пахотного слоя, минерализацию гумуса и другие процессы. Аналогичная закономерность наблюдается в отношении плотности твёрдой фазы почвы (рис. 116), а для среднесуглинистых чернозёмов характерно бимодальное распределение величин, что также указывает на различие объектов, объединённых в выборке. Наличие двух максимумов обусловлено структурой гранулометрических фракций, а также дивергенцией признаков пахотного слоя в процессе антропогенного развития почвы.
При сопоставлении полигонов распределения величины плотности сложения пахотного слоя, выявляется только один наиболее вероятный интервал значений лежащий в области 1,05-1,10 г/см3. Сравнение полигонов распределения величин плотности твёрдой фазы почвы выделяет три относительно специфичные (наиболее вероятные) области: для легкосуглинистых - 2,50-2,55 г/см3, среднесуглинистых -2,40-2,45 г/см3, и 2,50-2,55 г/см3, тяжелосуглинистых-2,60-2,65 г/см3. Кривые распределения величин общей пористости в профиле лесостепных почв обнаруживают большое сходство, при этом характер кривых прямо противоположный характеру распределения величин плотности (рис. 12а). Профильные кривые распределения величин общей пористости имеют различия до глубины 90 см. Глубже кривые очень сходны. В пахотном горизонте чернозёмов легкосуглинистых отмечается максимальная величина общей пористости. В гумусовой части чернозёмов оподзоленных среднесуглинистых характер изменения профильной кривой полностью совпадает с кривой чернозёма легкосуглинистого, но общая пористость в первых ниже, чем в легкосуглинистых. В чернозёмах выщелоченных среднесуглинистых и чернозёмах оподзоленных тяжелосуглинистых характер кривых до глубины 100 см идентичный, но в чернозёмах выщелоченных общая пористость выше. Характер кривой в чернозёме выщелоченном тяжелосуглинистом - аккумулятивный. Профильные кривые общей пористости чётко отделяют гумусовую часть профиля от иллювиальной и почвообразующей породы. Наибольшие величины наблюдаются в верхней части, а наименьшие в почвообразующей породе. Высокая пористость верхних горизонтов обусловлена хорошей оструктуренностью твёрдой фазы и хорошо развитой трещиноватостью и внутриагрегатной пористостью. Судя по профильным кривым распределения величин воздухоёмкости (пористости аэрации) (рис. 126), самые высокие величины в гумусовой части характерны для легкосуглинистых чернозёмов. Самые низкие - для тяжелосуглинистых. Среднесуглинистые почвы занимают промежуточное положение между легко- и тяжелосуглинистыми. Самая неблагоприятная воздухообеспеченность отмечается в гумусовой части чернозёмов оподзоленных тяжелосуглинистого состава. Пространственное варьирование величин общей пористости (табл. 17) «незначительное», иногда «небольшое» (Савич, 1972). Как уже было сказано выше, пространственная изменчивость величин плотности чернозёмов зависит от гранулометрического состава, содержания гумуса и агрегированности твёрдой фазы почвы. В отличие от
