Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности формирования гранулометрического и химического состава черноземов при длительном их сельскохозяйственном использовании 8
1.1. Роль литологического фактора в образовании черноземных почв 8
1.1.1. Почвообразующие породы черноземов Средне-Русской возвышенности 12
1.1.2. Изменение гранулометрического состава черноземов при сельскохозяйственном использовании 20
1.2. Изменение структурного состояния черноземов при сельскохозяйственном использовании 23
1.3 Особенности формирования химического состава черноземов 34
Глава 2. Объекты и методы исследования 50
2.1. Методы исследования 50
2.2. Объекты исследования 52
2.2.1. Гранулометрический состав 53
2.2.2 Физико-химические свойства 55
2.2.3. Агрохимические свойства 56
Глава 3. Особенности формирования гранулометрического состава выщелоченного чернозёма при длительном применении различных систем удобрений 57
Глава 4. Микроагрегатный состав выщелоченного чернозема при длительном применении различных систем удобрения 87
Глава 5. Содержание водорастворимых веществ в выщелоченном черноземе при длительном применении различных систем удобрения . 112
Глава 6. Особенности формирования валового химического состава при длительном применении удобрений и мелиоранта 119
6.1. Железо 120
6.2. Кальций 136
6.3. Магний 152
6.4. Калий 171
6.5. Натрий 191
Глава 7. Микроэлементное состояние выщелоченного чернозема при длительном применении различных систем удобрения 200
7.1. Общие положения 200
7.2. Содержание отдельных микроэлементов в выщелоченном черноземе при длительном применении разных систем удобрения 206
7.2.1. Медь 206
7.2.2. Молибден 218
7.2.3. Марганец 224
7.2.4. Цинк 236
7.2.5. Бор 251
7.2.6 Кобальт 265
7.2.7. Никель 272
Выводы 280
Список литературы 288
Приложения
- Почвообразующие породы черноземов Средне-Русской возвышенности
- Особенности формирования гранулометрического состава выщелоченного чернозёма при длительном применении различных систем удобрений
- Микроагрегатный состав выщелоченного чернозема при длительном применении различных систем удобрения
- Содержание водорастворимых веществ в выщелоченном черноземе при длительном применении различных систем удобрения
Введение к работе
Актуальность темы. Чернозем является единственной почвой, в которой
органическая и минеральная части находятся в наиболее оптимальном
состоянии. Несмотря на то, что чернозем представляет довольно устойчивую
природную систему, его современное агроэкологическое состояние вызывает
большую тревогу. Интенсивная эксплуатация плодородия черноземов без
соответствующих компенсационных мер привела к их сильной антропогенной
деградации. Наряду с потерей гумуса, подкислением в черноземах происходят
процессы по изменению минеральной части. В пахотных черноземах баланс
ила в большой степени сдвигается в отрицательную сторону по сравнению с
целинными аналогами. Обезиливание, максимальная интенсивность которого
отмечается в пахотных горизонтах, усиливается в выщелоченных и
оподзоленных черноземах (Щеглов, 2004). Сельскохозяйственное
использование черноземов приводит к однонаправленному изменению
структуры в сторону увеличения доли агрегатов более 10 мм и уменьшению
зернистой и пылеватой фракций. В агрегатном составе наблюдается снижение
водоустойчивости и размеров структурных элементов. Указанные негативные
изменения прогрессивно нарастают при интенсификации
сельскохозяйственного производства.
Интенсивное использование черноземов приводит к значительным потерям многих важных химических элементов. Наблюдается отрицательный баланс кальция, магния, калия и других элементов. В.А. Ковда (1973) отмечал, что в процессах выветривания и почвообразования образуются значительные количества вторичных соединений, отличающихся различной геохимической подвижностью. Включаясь в новые циклы геологического, почвенного и биологического круговорота веществ они переживают сложную историю миграции, перераспределения, взаимодействия и аккумуляции.
В результате длительного антропогенного воздействия в почве происходят глубокие процессы, приводящие к изменению ее химического состава и свойств. В то же время прогрессивная антропогенная эволюция почв
обуславливает изменение почв во времени таким образом, что их свойства,
нарушенные в процессе сельскохозяйственного производства, или их
техногенной деградации, восстанавливаются до уровня или выше параметров
почв естественных экосистем, или плодородие их при этом возрастает
(воспроизводится). Следовательно, воспроизводство плодородия
деградированных черноземов является главным способом регулирования направления антропогенеза черноземов и предотвращения развития деградационных процессов. При этом создаются и поддерживаются высокоэффективные, экологически сбалансированные агроэкосистемы, где максимально используются природно-климатические ресурсы, полностью реализуются генетические потенциалы агроценозов и рационально применяются дополнительные антропогенные субсидии (удобрения и др.), которые необходимы для обеспечения самовозобновления агроэкосистем (Хазиев, 2000).
Анализ состояния пахотных почв черноземной зоны показывает недостаточный запас питательных веществ. В них повсеместно отмечается отрицательный баланс многих элементов. Аналогичная ситуация сохранится в последующие годы. Изменчивость минеральной части черноземных почв в условиях многолетнего опыта с различными системами удобрения позволит более отчетливо выявить влияние длительного применения органических, минеральных и известковых удобрений на изменение гранулометрического, микроагрегатного состава, а также на аккумуляцию макро- и микроэлементов.
Почвообразующие породы черноземов Средне-Русской возвышенности
Средне-Русская возвышенность отчетливо выделяется как самостоятельная геоморфологическая область Русской равнины. Северная граница проходит по долине Оки от Калуги до Рязани. На востоке она граничит с Тамбовской равниной по долине Дона до слияния его с Северским Донцом. К Средне-Русской возвышенности относят и Калачаевскую возвышенность, лежащую в междуречье Дона и нижнего течения Хопра (Гужевая, 1948). Южной границей области считают долину Северского Донца; юго-западная граница идет по верхней террасе Днепра.
Северо-восточная часть Средне-Русской возвышенности является самой высокой (200-270м над уровнем моря). На междуречье правых притоков Оки -рек Плавы и Зуши высоты достигают 310м. На севере, востоке и северо-востоке высоты 200-270м близко подходят к границам области, поэтому склон Средне-Русской возвышенности к окружающим ее равнинам более крутой и короткий, чем пологие и растянутые южный и юго-западный склоны, постепенно падающие в сторону Северского Донца и Днепра.
В центральной части Средне-Русской возвышенности расположен гранитный выступ докембрийского возраста. Он выходит на дневную поверхность в долине Дона в Павловском и Богучарском административных районах. Под осадочными породами он залегает на глубине 150-200м (Архангельский, 1922). К югу от воронежского выступа кристаллических пород расположены Днепровско-Донецкая (Архангельский, 1941) или Украинская меловая мульда (Шатский, 1937). Северная часть Средне-Русской возвышенности совпадает с южным крылом Подмосковной котловины, где на небольшой глубине залегают отложения девона и карбона, имеющие уклон к центру котловины. В северной части Средне-Русской возвышенности, расположенной в пределах Подмосковной котловины, коренные породы представлены девонской и каменноугольной свитами. Плотные, толстослоистые девонские известняки выходят на дневную поверхность вдоль долин рек Оки и Дона. Девонская известняковая площадь в бассейне Дона (восточный край Средне-Русской возвышенности) покрыта глинисто-песчаными отложениями мелового возраста. Мощность их колеблется от 20 до 40 м. В верховьях Оки (западная часть возвышенности) над известняками лежат пески и серые глины юрского возраста. Мощность юрских отложений около 40 м. Коренные породы меняются в средней части Средне-Русской возвышенности в полосе над Воронежским кристаллическим горстом. Здесь на глубине 120-140 м залегают рыхлые пестроцветные песчанистые глины с прослоями мергелей. Они покрыты юрскими глинистыми осадками, над которыми лежит толща меловых отложений, состоящих в верхней и нижней частях из песков, а в средней из глин, мергеля и мела. Склоны Средне-Русской возвышенности, обращенные на юг и юго-запад и совпадающие с меловой мульдой, сложены отложениями мелового возраста. Обычно они представлены белым мелом и мергелями. Их покрывают рыхлые отложения нижнетретичного времени — глины и пески, иногда с прослоями конгломератов и гальки (Афанасьева, 1966). Наиболее распространенной почвообразующей породой в лесостепной полосе Средне-Русской возвышенности является тяжелый лёссовидный суглинок. Если его мощность достигает 2,5-Зм и более, то почвенный профиль полностью с ним совмещается. В черноземах заметного выноса веществ из почвенного профиля не наблюдается. Под влиянием выветривания и почвообразования в них происходят главным образом перегруппировка элементов на месте, что сопровождается изменением их минералогического состава. Экспериментально доказаны превращения первичных минералов во вторичные путем гидролиза (Горбунов, 1963). Наблюдается большое сходство валового химического состава лёссовидных суглинков и моренных отложений. Наибольшее сходство наблюдается в содержании кремния, алюминия и железа. Содержание калия, кальция, магния мало различимо. Химический состав лёссовидных, как и других рыхлых кластических пород определяется гранулометрическим составом. Различие в валовом химическом составе рыхлых пород обусловлено главным образом содержанием в них кварца. Большее или меньшее содержание кварца в лёссовидных породах зависит главным образом от их первоначального гранулометрического состава при отложении. Почвенные процессы в условиях лесостепного климата направлены в сторону обогащения минералами за счет разложения, по-видимому, полевых шпатов (Афанасьева, 1966). Оценивая лессовые породы по более низкому содержанию в них калия, чем в моренных отложениях, Е.А. Афанасьева (1966) считает, что потеря оснований произошла в процессе их переотложения. Если бы калий освобождался в процессе выветривания лёссовидных пород на месте, то он, по всей вероятности, вошел бы в состав вторичных моносиликатов, а значит фиксировался на месте. Магний, освободившись при выветривании, частично вошел в состав вторичных алюмосиликатов, частично осадился в виде карбоната. Кальций, освободившийся при выветривании, переходит в осадок в виде СаСОз.
Общее содержание кварца и полевых шпатов в мощном черноземе по данным трех кислотных вытяжек и минералогического состава несколько расходятся, но оба показателя свидетельствуют о высоком содержании этих минералов (Афанасьева, 1947). Отношение оснований к полуторным оксидам в глинистых минералах лёссовидных наносов ниже, чем в моренных отложениях. Таким образом, вслед за калием, происходили и потери кальция лессовидными породами. Как считали И.П. Герасимов, К.К. Марков (1939) и Е.А. Афанасьева (1966), лёссовидные породы имеют более высокую степень выветренности, чем это наблюдается в мореных отложениях.
Почвообразующие породы района исследований являются гляциально-озерными отложениями. Они отлагались из малых ледниковых вод в бассейне, окаймленном ледяными берегами Донского и Днепровского языков ледника (Афанасьева, 1966). Мощность льда, заполнявшего долины Днепра и Дона, была выше водоразделов Средне-Русской возвышенности. В период наступления ледника, когда он находился на большом расстоянии от Средне-Русской возвышенности, ледниковые воды, стекающие к югу, перекрывали лишь пониженные места рельефа, где и откладывались наносы из ледниковых вод. Как считает Е.А. Афанасьева (1966), именно в это время и произошло заполнение депрессий древнего рельефа.
Особенности формирования гранулометрического состава выщелоченного чернозёма при длительном применении различных систем удобрений
Анализ гранулометрического состава глинистых и тяжелосуглинистых разновидностей выщелочных черноземов, наиболее распространенных в Центральном Чернозёмном регионе, проведенный Б.П. Ахтырцевым и А.Б. Ахтырцевым (1993), показал, что для чернозема как типа характерно значительное преобладание в гранулометрическом составе фракций крупной пыли и ила, составляющих около 70%. Этими авторами установлены изменения абсолютного содержания исследуемых фракций и соотношениями между фракциями ила и крупной пыли в широтно-географическом ряду. Внутрипрофильное распределение данных фракций характеризуется нарастанием количества ила и снижением содержания пылеватых частиц сверху вниз. Как считают Д.И. Щеглов и Л.И. Горохова (2000), эти изменения связаны с различием в интенсивности почвообразовательного процесса и миграцией ила по профилю. Утяжеление гранулометрического состава черноземов с глубиной отмечали и другие авторы, однако, причину этого явления объясняли исходной литологической неоднородностью пород (Афанасьева, 1966). Кроме того, существует мнение, что неравномерное распределение илистых частиц обусловлено различной интенсивностью процессов внутрипочвенного выветривания (Алексеев, Шурагина, 1971; Койнов, 1964; Крупеников, 1967; Флоря, Коня, Мунтяну, 1964; Obrejany, Chiriak, 1963; Вальков, 1973; Крыщенко, 1981; Гарифулин, Ашимов, Кольцова, 1980).
Полученные Д.И. Щегловым и А.И. Бреховой данные показали, что признаки оглинивания (К 10) с невысокой степенью достоверности, отличаются только в нижних слоях целинных черноземов. Причем более заметны они у северных подтипов, для которых характерно и общепризнано наличие процессов иллювирования илистых частиц в почвенном профиле. Авторы сомневаются в однозначности коэффициента оглинивания, как показателя процесса, определяющего неоднородность содержания илистых частиц в профиле черноземов.
В пахотных чернозёмах баланс ила по отношению к материнской породе еще более сдвигается, причем по всему профилю, в отрицательную сторону. Д.И. Щеглов и А.И. Брехова (2000) считают, что наибольшее обезиливание в профиле пахотных чернозёмов наблюдается в пахотном горизонте. Максимальное различие в содержании ила в пахотных и подпахотных слоях наблюдается у оподзоленных черноземов (3-4%), у типичных и выщелоченных оно уменьшается до 2,0% Минимальная разница (0,7-1,0%) отмечается у обыкновенных чернозёмов.
Из изложенного можно считать, что гранулометрический состав черноземов не является столь консервативным свойством, как полагали ранее многие исследователи. В процессе почвообразования в черноземах отмечается внутрипрофильное перераспределение фракций гранулометрического состава, которое усиливается в ряду от южных к северным подтипам. Под воздействием антропогенных факторов эти процессы возрастают в ряду: целинные -пахотные - орошаемые чернозёмы. Основные данные о распределении гранулометрических фракций в профиле почв исследуемых вариантов приведены на рисунке 1. Как видно из этого рисунка, в почвах исследуемых вариантов достаточно высокую долю среди изучаемых фракций занимают песчаные фракции.
Так в профиле целинного чернозёма содержание песчаных частиц размерностыо 1-0,25мм колеблется в пределах 7,81-11,29%. В верхнем двадцатисантиметровом слое оно более высокое, чем в остальной части профиля. Высока доля мелкого песка 14,8-25,9%. В сумме количество песчаных фракций равно 22-32%. В других вариантах профили почв также содержат значительное количество песчаной фракции. При этом обращает внимание факт более низкого содержания песчаной фракции в почве вариантов, в которых на фоне органических применялись минеральные удобрения.
Второй наиболее важной фракцией в изучаемых почвах является крупнопылеватая фракция. Количество ее по вариантам изменяется от 20 до 28%. Нужно отметить, что в целинной почве содержание этой фракции в профиле самое низкое 17,2-24,4% Особенно низкое количество ее в горизонте 80-100см - 11,66%, в то время как содержание песчаной фракции здесь достаточно высокое (31,66%). Более равномерное и достаточно высокое количество крупной пыли характерно для профиля почвы контрольного варианта (25,5-27,8). Более высокое содержание этой фракции характерно для почв вариантов, в которых применялись на фоне органических минеральные удобрения. Особенно высоким (22,55-28,88%) оно было в почве варианта (фон + N12oPi2oKi2o)- Таким образом, можно считать, что длительное применение минеральных удобрений способствовало значительной трансформации песчаных частиц в крупнопылеватые.
Микроагрегатный состав выщелоченного чернозема при длительном применении различных систем удобрения
Уникальное почвенное образование, придающее почве специфическую структуру и лежащее в основе всех почвенных функций — почвенный агрегат имеет пространственную организацию, где главную роль «клеящих веществ» отводят гумусовым веществам, илу и таким структурообразующим катионам, как Са, А1, Fe. Минеральный каркас в большинстве случаев представлен элементарными минеральными почвенными частицами. Первичные минеральные частицы соединены друг с другом «клеящими веществами» различной природы. Этому находится подтверждение в огромном количестве микроморфологических наблюдений, данных по гранулометрическому анализу, минералогическому анализу гранулометрических и микроагрегатных фракций. Приведенное строение агрегатов можно считать неоспоримым фундаментальным фактом почвоведения (Шейн, 2005).
Одним из основных механизмов признан механизм «прикрепления», «склеивания» отдельных частиц, микроагрегатов, агрегатов за счет различного рода почвенных «клеев», прежде всего тонких илистых частиц, соединяющих наподобие цемента более крупные элементарные почвенные частицы, например зерна кварца. Для прочности такого рода «клея» необходимо присутствие иона Са, в этом случае соединение будет устойчивым. Другим важным почвенным «клеем» является почвенное органическое вещество. Положительная роль илистого и органического «цемента» в структурообразовании - также доказанные факты.
В соответствии со строением почвенного агрегата появлялись и гипотезы формирования почвенной структуры. Среди этих гипотез весьма условно можно выделить три основные, или наиболее распространенные, которые на данный момент можно назвать теориями. Первоначально основной теорией была коагуляционная теория структурообразования, основоположником которой был К.К. Гедройц (1955). В ней предполагается, что минеральные глинистые частицы и органические почвенные коллоиды при взаимной коагуляции слипаются, формируя первичные микроагрегаты. Причем устойчивость этих микроагрегатов будет зависеть от катиона, который находится в почвенном поглощающем комплексе. Ионы кальция, железа, магния, алюминия будут вызывать наиболее быструю и устойчивую коагуляционную связь. Впоследствии эта гипотеза не раз критиковалась. Выдвигались следующие ее недостатки: 1) коагуляция весьма затруднена в почвенной массе, где подвижность коллоидов по сравнению с суспензией сильно ограничена; 2) агрегаты крупнее 0,05 мм. в процессе коагуляции образоваться не могут. Эта теория не может объяснить формирование микроагрегатов; 3) катион кальция далеко не всегда способствует улучшению или поддержанию устойчивой структуры, чему также имелись многочисленные подтверждения. В то же время она сыграла плодотворную роль как в развитии теории структурообразования, так и в практике. Коагуляционная теория нашла свое продолжение в идеях И.Н. Антипова-Каратаева с сотрудниками (1948), которые предложили следующую схему структурообразования. Первая стадия - простое «прилипание» минеральных каллоидов друг к другу. Затем (вторая стадия) - склеивание первичных образований минеральными аморфными «клеями» (гидраты полуторных оксидов, кремнезем и проч.). Большое значение имеет минералогический состав минеральных компонентов, заряд их поверхности. И, наконец, на третьей стадии происходит дополнительное склеивание частиц органическим веществом, причем наиболее прочная связь будет наблюдаться при сорбции органических молекул на внутренних поверхностях смектитовых минералов. Эта теория позволила разработать определенные схемы анализа почвенных агрегатов, выделить их характерные типы.
Одним из существенных дополнений в теорию структурообразования была теория В. Вильямса (1936), который сделал акцент на роли биологического фактора. Он подчеркивал значение, во-первых, корневых систем растений как макрофактора образования зернистой структуры, во-вторых, роль так называемого «свежего» органического вещества, которое образуется в анаэробных условиях и является продуктом непосредственного выделения анаэробных бактерий. Причем, по предположению В.Вильямса, эти анаэробные процессы протекают внутри почвенных агрегатов, а на их поверхности идут аэробные процессы.
Впоследствии эти гипотезы были дополнены данными о значении гифов грибов в первичном (сначала механическом, а затем и биохимическом) формировании агрегатов, многочисленными данными о значении гидрофобизации в формировании устойчивости структуры, о значении анаэробных процессов в образовании водоустойчивых агрегатов. Роль почвенного органического вещества — основная, это признается всеми исследователями. Однако, как считает Е.В.Шейн (2005), механизм формирования устойчивой структуры за счет гумусовых веществ так и остается до конца неясным. В этой связи Е.В. Шейн (2005) особое внимание в формировании структуры обратил на значение амфифильных свойств почвенного органического вещества. Амфифильность — это свойство природных органических веществ проявлять как гидрофобные (отталкивать воду), так и гидрофильные (притягивать, соединяться с молекулами воды) качества (Шейн, Милановский, 2003). Большинство биологических макромолекул являются амфифильными веществами. Амфифильность обусловлена наличием в их составе как гидрофильных (полярных), так и гидрофобных (неполярных) зон. Соотношение гидрофильных и гидрофобных участков в молекуле обусловливает ее растворимость, пространственную организацию и разнообразие функциональных свойств. Поскольку минеральные компоненты почвы гидрофильны, то за формирование более гидрофобных поверхностей в почве ответственно органическое вещество. От степени гидрофобности поверхности органоминеральных веществ будет зависеть их способность к взаимодействию друг с другом за счет гидрофобного связывания и образования водопрочных агрегатов. В отсутствии амфифильных гумусовых веществ минеральные частицы, имея на поверхности обменные катионы, будут отталкиваться друг от друга за счет того, что между частицами образуется зона, почвенного осмотического давления - здесь выше концентрация катионов. Так формируется разрушающее действие воды, проникающей между этими частицами. За счет разрушающего, расклеивающего давления частицы легко «отходят» друг от друга, структура оказывается неустойчивой как к водному действию, так и к механическому. При наличии же в межчастичном пространстве амфифильных молекул гумусовых веществ полярные группы этих молекул взаимодействуют с поверхностью минеральной матрицы, а гидрофобные - друг с другом за счет сил гидрофобного связывания. Формируются новые энергетические связи, удерживающие частицы друг с другом, обусловливающие водоустойчивость этого агрегатного комплекса.
Таким образом, как считает Е.В. Шейн (2005), на уровне почвенного агрегата (педа) способность суглинистых почв сохранять водоустойчивую структуру обусловлена, прежде всего, гумусовыми веществами с амфифильными свойствами. Вследствие этих взаимодействий и образуется устойчивый почвенный агрегат, состоящий из глинистых частиц, соединенных между собой силами гидрофобного связывания благодаря амфифильным гумусовым веществам. Формирование структурообразующих связей и водоустойчивость будут объясняться следующими механизмами: амфифильное почвенное органическое вещество своими гидрофильными частями будет прочно прикрепляться к гидрофильной же поверхности минералов. А гидрофобные части органической молекулы займут противоположное положение, будут направлены в межчастичное пространство. Гумусовые вещества с преимущественно гидрофобными компонентами формируются внутри первичных агрегатов, в близких к анаэробным условиям.
Содержание водорастворимых веществ в выщелоченном черноземе при длительном применении различных систем удобрения
Состав и концентрация почвенных растворов отражают всю совокупность современных процессов, являются интегральным показателем современных режимов почвы и биогеоценоза в целом (Волкова, 1983). Данные о почвенных растворах черноземных почв малочисленны. Проводились исследования по типичным и выщелоченным черноземам Среднерусской возвышенности Т.П. Коковиной (1965), Е.А. Афанасьевой (1966), И.А. Крупениковым, З.А. Синкевичем (1970), З.А. Синкевичем (1975, 1977); Синкевич, Ганенко (1978), Д.И. Щегловым (1999), черноземом обыкновенным Т.Л. Быстрицкой, В.В. Волковой, В,В. Снакиным (1981), Е.А. Афанасьевой (1980), Д.И. Щегловым (1999). В естественных условиях черноземы центра Русской равнины вследствие глубокого залегания уровня грунтовых вод характеризуются непромывным или периодически промывным водным и стабильным солевым режимами. В этих почвах все соли, растворимость которых не зависит от парциального давления углекислого газа в почвенном воздухе, опускаются к границе максимального промачивания почв и фиксируют ее нижнюю границу (Благовещенский, Дмитриев, Самсонова, 1983). В связи с этим, как считает Д.И. Щеглов (1999), в черноземах Лесостепи верхняя 2-метровая толща хорошо промыта от легкорастворимых солей, и солевой профиль в этой части практически не выражен.
В исследованиях, проводимых по изучению почвенных растворов, очень мало данных, отражающих влияние различных систем удобрения на формирование состава почвенных растворов.
Определение водорастворимых веществ производилось в водной вытяжке. Основные данные содержания основной массы водорастворимых веществ (сухой остаток), количества водорастворимых органических веществ, а также минеральных солей представлены в таблице 16. 0,36% в самом верхнем двадцатисантиметровом слое до 0,24% в слое 40-60 см и снова возрастает до 0,30% в горизонте 80-100 см. С чем связано, что содержание водорастворимых веществ изменяется по профилю отчетливо? Более высокое количество данной группы веществ в самом верхнем (0-40 см) горизонте мы связываем с более высоким содержанием гумуса (Авад Раед Авад, 2007) и более высоким содержанием обменных катионов, (Ашрам Мазен Джумах, 2007), которые находятся в равновесии с почвенным раствором и могут в большем количестве вытесняться из обменного состояния. Более высокое общее содержание легкорастворимых веществ связано также и с более высоким количеством в целинном черноземе водорастворимых органических веществ - 12 мг С на 100 г. В профиле данной целинной черноземной почвы отчетливо выделяется элювиальный горизонт (40-60 см), в котором содержание легкорастворимых веществ уменьшено до 0,24%. Выделяется в этой почве и иллювиальный горизонт, (60-100 см) содержание водорастворимых веществ в котором более высокое (0,28-0,30%), чем в элювиальном.
Целинная черноземная почва, как мы отмечали выше, характеризуется достаточно высоким количеством органических веществ. Содержание их по профилю изменяется в пределах 9,6-12 мг С на 100г. Более высокое оно в слое 0-60 см - 12 мг С на 100г, и более низкое (9,6 мг на 100г) в горизонте 60-100 см. Минеральная часть водорастворимых веществ в целинном черноземе представлена главным образом гидрокарбонатами и хлоридами кальция и магния. Рассматривая отдельно катионный и анионный состав минеральных солей можно видеть, что в. профильном распределении содержания гидрокарбонатного аниона (НСОз") наблюдается аккумулятивный горизонт 0-40 см, содержание НСОз" в котором равно 0,20 мг - экв/100г, элювиальный горизонт 40-80 см с содержанием данного аниона 0,16 м-экв/100г и иллювиальная часть почвенного профиля - 80-100 см. Количество хлор-иона-СГ более высокое — 0,16 мг-экв/100г — в слое 0-40 см. С глубиной содержание этого аниона снижается до 0,12 мг-экв/100г. Среди катионов выделяются Са2+ и Mg . При этом более высокая аккумуляция Са приурочена к верхнему сорокасантиметровому слою - 0,19-0,20 мг-экв/100г. С глубиной количество этого катиона уменьшается до 0,14-0,15 мг-экв/100г. Более низкое содержание магния (0,10-0,11 мг-экв/100г) распределяется равномерно в пределах изучаемого почвенного профиля.
Совершенно иная картина формирования состава почвенного раствора наблюдается в почве контрольного варианта. Во-первых, в почве данного варианта резко снижено общее содержание водорастворимых веществ. Во-вторых, в два и более раз уменьшено количество водорастворимых органических веществ (4,2-4,8мг С на 100г). Суммарное содержание легкорастворимых веществ (сухой остаток) в почве контрольного варианта изменяется по профилю от 0,10 до 0,18%. Выделяется очень мощная (0-60 см) элювиальная часть почвенного профиля и небольшой по мощности (60-80 см) иллювиальный горизонт, содержание водорастворимых веществ в котором равняется 0,18%, против 0,10% в элювиальном горизонте. Водорастворимые органические вещества аккумулируются в почве контрольного варианта в крайне малых количествах. В пределах восьмидесятисантиметровой толщи количество их изменяется от 4,2 до 4,8 мг С на 100г, а в горизонте 80-100 см еще_меньше_ 2,4_мг_С_на_100г._Такое_низкое_колинество_легкорастворимых органических веществ мы связываем с существенным снижением содержания гумуса в почве этого варианта и кислой реакцией, снижающих биологическую активность в почве этого варианта. Отличительной особенностью формирования анионного состава минеральных солей в почве контрольного варианта является более высокая, чем в целинном черноземе аккумуляция гидрокарбонатного аниона (НСОз"). Количество его по профилю изменяются от 0,32 до 0,36 мг экв/100 г. Оно более низкое в слое 0-60 см -0,32 мг-экв/100г и более высокое в горизонте 60-80 см - 0,36 мг-экв/100 г. Более высокое в данной почве и содержание хлор-иона. Количество его в слое 0-40 см равно 0,20-0,24 мг-экв/100г и резко снижено с глубиной до 0,12 мг-экв/100 г в слое 40-80 см и 0,16 мг-экв/100г в слое 80-100 см. В отличие от целинного чернозема в почве контрольного варианта существенно снижено количество катиона Са2+ - 0,08-0,12 мг-экв/100г. Содержание катиона Mg2+меньше, чем в целинном черноземе. Применение органических удобрений в фоновом варианте способствовало тому, что распределение общего количества водорастворимых веществ в профиле почвы стало более дифференцированным. Если в слое 0-40 см, содержание легкорастворимых веществ равно 0,12-0,10%, то в слое 40-60 см оно снизилось до 0,06%. В иллювиальной части почвенного профиля (60-100 см) общее количество легкорастворимых солей увеличено до 0,10-0,14%. Содержание легкорастворимых органических веществ в почве фонового варианта в сравнении с контрольным вариантом увеличено до 7,2-9,6 мг С на 100г. Более высоким (9,6 мг С на 100г) оно было в сорокасантиметровом слое. С глубиной количество их уменьшено до 6,0-7,2 мг С на 100 г. В составе минеральной части водорастворимых веществ анионная часть представлена главным образом гидрокарбонатным (НСОз") и хлор (CL") ионами. Содержание гидрокарбоната (НСОз") изменяется по профилю от 0,20 до 0,24 мг-экв/100 г. В горизонте 0-40 см количество НСОз" равно 0,24 мг-экв/100 г, 0,20 мг-экв/100 г в слое 40-80 см. Содержание хлор-иона (CL") примерно такое же, как содержание НСОз" (0,20-0,24 мг- экв/100г). Катионы Са ив этой почве представленБ1_в таких же-примерно-количествах какимиПони-бьЖй"в почве контрольного варианта. Отличие состоит в том, что в почве фонового варианта хорошо выражено элювиально-иллювиальное распределение катиона магния (Mg2+).
Применение органо-минеральных систем удобрения в варианте фон + КбоРбоКбо не изменило общее содержание водорастворимых веществ. Также как в почве фонового варианта выделяется элювиальный (40-60 см) и иллювиальный горизонты в профильном распределении легкорастворимых веществ. В отличие от фонового варианта в почве данного варианта наблюдается некоторое возрастание количества легкорастворимых органических веществ в слое 0-60 см - 10,8мг С на 100 г. В составе минеральных солей преобладающими являются гидрокарбонаты и хлориды Са, Mg и других катионов. В отличие от фонового варианта, в почве данного варианта наблюдается обеднение верхнего сорокасантиметрового слоя гидрокарбонатным ионом 0,20 мг-экв/100г и возрастание его в слое 60-100 см -0,28 мг-экв/100 г. Еще более выраженная картина иллювиального накопления наблюдается в отношении хлор-иона.
