Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА I. Объекты и методы исследований 6
1.1. Объекты исследований 6
1.2. Методы исследований 8
ГЛАВА 2. Состояние изученности почв тундры и северной тайги европейского северо-востока 9
ГЛАВА 3. Характеристика факторов почвообразования... 18
3.1. Геологическое строение и рельеф 18
3.2. Почвообразующие породы 20
3.3. Климатические условия 23
3.4. Растительный покров 28
ГЛАВА 4. Морфолого-генетическая характеристика почв 32
4.1. Почвы южной тундры 32
4.2. Почвы тундровых биоценозов лесотундры 46
4.3. Почвы лесных биоценозов лесотундры 53
4.4. Почвы крайне северной тайги 62
4.5. Почвы северной тайги 69
ГЛАВА 5. Генезис и классификационное положение почв 84
Выводы 100
Литература. 102
Приложения 120
- Геологическое строение и рельеф
- Почвообразующие породы
- Почвы тундровых биоценозов лесотундры
- Почвы крайне северной тайги
Введение к работе
Актуальность темы. В связи с возрастающим освоением природы европейского Северо-Востока России, в настоящее время все большее значение приобретает изучение почвенно-земельных ресурсов этой территории.
В почвенном покрове европейского Северо-Востока России значительная доля принадлежит почвам, формирующимся на покровных суглинках, которые являются одними из распространенных выходящих на поверхность типов четвертичных отложений региона. Покровные суглинки занимают около 7,7 % площади Республики Коми (Забоева, 1975),
Между тем, вопросы генезиса, географии и классификационного положения автоморфных почв северной и крайне северной тайги, а также лесотундры и тундры, традиционно относимых к глееподзолистым и тундровым глеевым, остаются дискуссионными (Забоева, 1952, 1958, 1965, 1967, 1975, Русанова,
1981, 1983 и др.)-
Названные выше автоморфные почвы являются привлекательным объектом генетических и географических исследований благодаря особенностям их почвообразующих пород. Профиль, формирующихся на них почв, в отличие от почв на преобладающих в регионе двучленных и моренных отложений, имеет относительно однородный гранулометрический состав, в котором преобладают пылеватые фракции. Фактор относительной однородности почвообразующих пород является важным условием для изучения свойств почв, формирующихся в разных климатических условиях и под разными типами растительности.
Задачи исследований:
Охарактеризовать специфику морфологического строения и аналитических свойств северотаежных, лесотундровых и тундровых автоморфных почв северо-востока Русской равнины на покровных отложениях во взаимосвязи с внешними и внутренними факторами почвообразования.
Разработать диагностику и определить место изучаемых почв в системе "Классификации и диагностике почв России".
3. Выявить особенности границ между почвами тундровых и таежных экосистем.
Научная новизна. Использование профильно-генетического подхода в изучении автоморфных почв европейского Северо-Востока, развивающихся на покровных суглинках, позволило выявить диагностические показатели основных типов профилей тундрово-таежного экотона и установить их место в системе новой "Классификации и диагностики почв России". Впервые для севера европейской России охарактеризованы выделенные в новой российской классификации почв светлоземы и криометаморфические почвы. Выявлены географические закономерности распространения этих почв, а также глееземов и глееподзолистых почв и характер границ между ними.
Теоретическая и практическая значимость. Полученные результаты расширяют представления о генезисе и географии тундровых и северотаежных почв Северо-Востока Европейской России, развивающихся на покровных отложениях и дают материал для совершенствования новой классификации почв России. Ряд разработок, касающихся диагностики и номенклатуры тундровых и таежных почв учтен во втором издании новой классификации почв, которое было опубликовано в 2004 г. Материалы диссертации могут быть использованы при характеристике лесорастительных свойств почв на покровных суглинках, для разработки методических пособий и подготовки курсов лекций по географии и генезису почв Севера.
Апробация работы. Результаты выполненных исследований докладывались на Всероссийской конференции "VII Докучаевские молодежные чтения" (Санкт-Петербург, 2004), 8-й Международной Пущинской школе-конференции молодых ученых (Пущино, 2004), XI молодежной научной конференции Института Биологии Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар, 2004), во время трансполярной научной экскурсии Воркута-Лабытнанги-Салехард в рамках Международной конференции по классификации почв (Петрозаводск, 2004), XII молодежной научной конференции Института Биологии Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар, 2005), VI международной молодежной научной конференции «Север- геотех-2005» (Ухта, 2005), 2nd European Conference on Permafrost (Потсдам, 2005), IV International Conference on Cryopedology (Архангельск, 2005), Всероссийской конференции «Актуальные проблемы регионального экологического мониторинга: научный и образовательный аспекты» (Киров, 2005).
Публикация результатов. По материалам диссертации опубликовано 14 работ.
Объем и структура работы. Работа состоит из введения, 5 глав, выводов, списка литературы из 197 источников (из них 21 на иностранных языках), 3 приложений. Работа изложена на 148 страницах машинописного текста, содержит 31 таблицу.
Геологическое строение и рельеф
По мнению И. В. Игнатенко (1971, 1972а, 1979), территория восточноевропейского Крайнего Севера по характеру автоморфных почв и структурам почвенного покрова достаточно четко подразделяется на 2 почвенные зоны и 4 подзоны (применительно к почвам на суглинистых отложениях): 1. зона тундровых глеевых почв с подзонами: а) тундровых глееватых почв, б) тундровых глеевых почв; 2. зона элювиально-глеевых почв с подзонами: а) поверхностно-элювиально-глеевых почв и б) поверхностно-элювиально-глееватых оподзо-ленных почв. Переходные между двумя зональными типами подтипы почв встречаются в смежных почвенных подзонах, но играют подчиненную роль в почвенном покрове. И. В. Игнатенко указывает на мозаичность почвенного покрова и большое разнообразие типов почвообразования как в разных зонах и подзонах, так и внутри них. Он проводит сопоставление (Игнатенко, 1979) тундровых глеевых, поверхностно-элювиально-глеевых и глееподзолистых почв. Тундровые глеевые почвы характеризуются неглубоким залеганием многолетней мерзлоты, маломощностью, оглеенностью, тиксотропностью, неоднородностью почвенного профиля по распределению в нем ила и R2O3. Элювиально-глеевые почвы отличаются от тундровых глеевых четкой дифференциацией профиля по распределению ила, валовых Si02 и R2O3, обменных оснований и гумусировашюстью только верхних горизонтов. При формировании их в автоморфных условиях в профиле присутствуют верхний и нижний оглеенные горизонты, между которыми располагается неоглеенная хорошо агрегированная толща с кремнеземистой присыпкой на гранях отдельностей. Формирование северотаежных глееподзолистых почв связано с развитием процессов оглеения в подзолистом горизонте, т.е. с одновременным действием двух элементарных процессов: подзолистого и глеевого, без участия дернового процесса. Количественные соотношения этих процессов находятся в прямой зависимости от биоклиматических условий (Забоева, 1975). Указанные особенности автономных почв лесотундры, крайне северной тайги и северной тайги, как уже упоминалось ранее, впервые отмечены Е. Н. Ивановой (1956), считавшей, что они свидетельствуют о переходном характере глеево-подзолистых почв между тундровым глеевым и подзолистым типами, и предложившей выделить их в самостоятельный тундрово-подзолистый тип. При этом Е. Н. Иванова полагала, что дифференциация профиля этих почв обусловлена подзолистым процессом, в соответствии с чем, они были отнесены к подзолистому типу. Аналогичного мнения придерживается и И. В. Забоева (1975), считающая, что глее подзол истые почвы имеют моногенетический профиль. Игнатенко (1979) и другие авторы (Таргульян, Александровский, 1976; Русанова, 1981) по этому вопросу придерживаются иной точки зрения. Они полагают, что мощная элювиальная толща в глее подзол истых почвах была сформирована в период среднеголоценового климатического оптимума. Как доказательство, они указывают на близкую мощность элювиальной толщи в суглини-сто-глинистых почвах как в кустарниковой тундре и лесотундре, так и в северной тайге. В позднеголоценовое похолодание на дифференцированный профиль наложилось тундровое глеевое почвообразование, а в современное потепление - элювиалыю-глеевый процесс. Последний в разных биоклиматических условиях реализуется неодинаково: в кустарниковой тундре он слабо выражен, в лесотундре приводит к образованию в почвах осветленных пятен под подстилками, в крайне северной и северной тайге - к формированию обособленных осветленных горизонтов. По мнению И. В. Забоевой (1965, 1975), в последних двух регионах элювиально-глеевое почвообразование сочетается с подзолистым. Такие почвы Н. А. Караваева (1973а, б) выделяет в самостоятельный подзолистый элювиально-глееватый тип. А. О. Макеев полагает, что схема голоце-новой эволюции этих почв требует существенной корректировки. Текстурную дифференциацию профиля не следует рассматривать как результат былых условий почвообразования в голоцене. Почвенные профили могут содержать признаки самых ранних этапов почвообразования, по-видимому, рубежа плейстоцена и голоцена, о чем свидетельствуют фрагменты погребенных гумусовых горизонтов, а также многие черты структурной организации тяжелой части профиля. По мнению этого автора, текстурно-дифференцированные почвы в пределах северной половины Русской равнины не являются результатом почвообразования, а представляют собой исходно литологически двучленную почво-образующую породу (Макеев, 1983, А. О. Макеев, О. В. Макеев, 1989).
В. Д. Тонконогов (1999) также рассматривает пылевато-суглинистые почвы северной тайги и лесотундры как полигенетическое и полихронное образование, в котором различаются унаследованный от прошедших этапов почвообразования, медленно развивающийся или достигший равновесного состояния глинисто-дифференцированный профиль и вложенный в обедненную илом верхнюю часть этого профиля субпрофиль, в котором идет современное специфическое глее-альфегумусовое подзолообразование. При этом он замечает, что на относительно однородных по гранулометрическому составу покровных суглинках глинистая дифференциация осуществляется преимущественно за счет почвенных процессов, но ее суммарный эффект может быть существенно усилен исходной литологической двучленностью почвообразующих пород.
В западной литературе приблизительным эквивалентом выделяемых у нас почв на покровных отложениях являются почвы на лессовых отложениях эолового происхождения (Pewe, 1951). При их рассмотрении основное внимание сосредоточено на изучении многолетней мерзлоты и механизма криотурбаций. Однако, в ранних исследования субарктической территории Канады (Leahey, 1947, 1949) отмечается, что некоторые почвы имеют красновато-бурые тона, и их можно соотносить с лесными бурыми подзолистыми почвами с облегченным по гранулометрическому составу подзолистым горизонтом.
Среди почв североамериканской арктики и субарктики, широко распространены плохо дренируемые почвы (Rieger, 1974). Эти почвы развиты на пы-левато-суглинистых отложениях, обычно сильно переувлажнены, характеризуются высокой насыщенностью основаниями из-за близкого залегания многолетней мерзлоты и слабого латерального стока даже на склонах. В наиболее типичном случае, они состоят из поверхностного подстилочно-торфянистого го ризонта; серого, серовато-бурового или голубоватого минерального горизонта, с пятнами и полосами органического материала; и серого постоянно-мерзлого горизонта, который может включать в себя пятна органического материала из вышележащих горизонтов (Holowaychuk et al., 1966, - цит. по Rieger, 1974). Пылевато-суглинистые почвы, формирующиеся на немерзлотных возвышенностях, приблизительно соответствуют неглеевым и поверхностно-глеевым почвам тундры (Ping and Moore, 1993).
Из этого можно заключить, что в тундре и лесотундре североамериканского континента на лессовидных отложениях встречаются как глее-вые, так не глеевые почвы. Развитие в них текстурной дифференциации затрудняется активными процессами криотурбации, вызванных более континентальным, чем на Европейском Северо-Востоке климатом арктической Канады и Аляски. Зона многолетней мерзлоты здесь смещена далеко на юг и охватывает северную тайгу. Кроме того, судить о наличии в почвах глинистой дифференциации затруднительно также из-за различий в методике определения гранулометрического состава (Mazhitova, 2004).
В целом, обзор литературы показал, что и в субарктических областях Северной Америки, почвы на покровных отложениях имеют широкое распространение. Но эти почвы значительно отличаются от почв, характерных для Европейского Северо-Востока и ближе к почвам Сибири.
Таким образом, исследования, предшествующие нашим, позволили получить обширный научный материал, установить географические закономерности образования и строения почвенного покрова на Европейском Северо-Востоке, показать зональность биоклиматических, геокриологических условий и растительного покрова; выявить особенности тундрового глеевого почвообразования, таежного альфе-гумусового подзолообразования; особенности текстурной (глинистой) дифференциации пылевато-суглинистых почв.
Почвообразующие породы
Район исследований расположен в северной половине Республики Коми, которая характеризуется умеренно-континентальным умеренно-холодным климатом. В подзоне южной тундры в зимнее время преобладают ветры южного направления, а летом - холодные ветры северного направления поэтому л и -мат этого района характеризуется значительной суровостью. Лето короткое (на северо-востоке составляет всего 30-40 дней) и прохладное, зима многоснежная, продолжительная и морозная. Климат формируется под воздействием интенсивного западного переноса воздушных масс в условиях малого количества солнечной радиации зимой и повышенного летом. Вынос теплого морского воздуха, связанный с прохождением атлантических циклонов, и частые вторжения арктического воздуха придают погоде большую неустойчивость. При продвижении на восток и северо-восток влияние Атлантики заметно ослабевает, обусловливая рост континентальности климата и понижения температуры воздуха в этом направлении (Атлас..., 1997).
Среднегодовое количество осадков варьирует от 700 до 800 мм. За теплый период в районе исследований выпадает 450-500 мм осадков, за холодный -175-275. Наибольшее количество осадков (80 мм) наблюдается в августе, наименьшее (40-45 мм) приходится на февраль. Эти данные приведены с поправками на ветровой недоучет осадков, смачивание осадкомерного ведра и испарение осадков из ведра за время между окончанием дождя и сроком измерения (Атлас..., 1997).
Высота снежного покрова, полученная по результатам снегосъемок на снегомерных участках в поле, составляет 80 см в р-не пос. Троицко-Печорск, всего 50 см в р-не г. Инта, 60 см в р-не г. Воркута, Запас воды в снеге примерно одинаковый и составляет от 150 мм в районе г. Воркута до 200 мм в районе пос. Троицко-Печорск (Атлас..., 1997). Нужно отметить, что в условиях холмистого микро- и мезорельефа наблюдается интенсивное перераспределение снега. С возвышенностей снег сносится в депрессии, при этом мощность снежного покрова варьирует в пределах от 10 см на наветренных склонах и вершинах до 1,5 м и более на крутых подветренных склонах (Кононенко, 1986). Эта закономерность наиболее четко проявляется в зоне тундры. В лесотундре и северной тайге благодаря влиянию леса и кустарников различие в высоте снежного покрова на разных формах микро- и мезорельефа сглаживается (Игнатенко, 1979). В тундре мощность снежного покрова сказывается на глубине протаивания. По данным И. И. Шамановой (1970), под снежным покровом, мощностью 0,7-1 м, многолетнемерзлые породы отсутствуют или же залегают на большой глубине. Под невысоким снежным покровом (0,3-0,5 м) многолетнемерзлые породы находятся на глубине 1-1,5 м. Почвы без снежного покрова за зиму промерзают в 1,2-1,7 раза глубже, чем почвы под снежным покровом. Согласно наблюдениям А. М. Шульгина (1957), температура в верхних слоях почвы под снегом может быть на 6-20С выше, чем без снега. Наибольшая потеря тепла почвой в условиях Воркутинской тундры (около 40% от общих теплопотерь) происходит обычно в ноябре, когда температура воздуха уже низкая, а снежный покров еще невысок (Шаманова, 1970). Весной же (май - начало июня) в течение 2-3 недель проявляется и охлаждающее влияние снега, особенно в понижениях, где снег иногда лежит до начала июля и задерживает сезонное протаивание грунтов
Забоева и др., 1985; Кононенко, 1986). Близкое залегание мерзлоты приводит к образованию мерзлотного водоупора, который не дает атмосферным осадкам -просачиваться вниз по профилю, что ведет к избыточному увлажнению и ог-леению не только верхней части, но и всего профиля почв. В результате переизбытка влаги развиваются различные криогенные процессы: морозобойные трещины, пятнообразование, пучение, термокапиллярное перераспределение почвенных растворов, которые ограничивают длительность и активность почвообразовательных процессов по сравнению с зонами крайне северной и северной тайги (Игнатенко, 1979).
Испарение с поверхности суши составляет порядка 250 мм в год в тундре и 350 мм - в северной тайге, годовое значение коэффициента увлажнения по Н.Н. Иванову соответственно 3,2 и 1,5 (Атлас..., 1997; Агроклиматический справочник..., 1961). Сопоставление суммы осадков за год, с одной стороны, и относительные потери за счет стока, испарения и транспирации - с другой (Баранов, 1954) позволяет заключить, что водный баланс в почвах всегда положителен. Это обусловливает как нисходящее, так и латеральное передвижение влаги в почвах на покровных отложениях.
Согласно классификации, предложенной В. Н. Димо (1968), глееподзоли-стые почвы северной тайги по температурному режиму относятся к очень холодному подтипу сезоннопромерзающего типа и характеризуются коротким периодом активных температур. Тундровые поверхностно-глеевые почвы по своему температурному режиму относятся к холодной и мерзлотной формациям. В холодных почвах многолетнемерзлая толща залегает глубоко и не смыкается с сезонно-мерзлым слоем. Активные температуры только в экстремально теплые годы проникают в минеральную толщу, в остальные годы активные температуры наблюдаются лишь в моховой подстилке.
В подзонах южной кустарниковой тундры и северной лесотундры мерзлые породы занимают от 30 до 40% общей площади (Иванова Г-ґ-Ф!, 1964) при температуре у верхней границы от 0 до -3С (Мухин и др., 1964). Глубина залегания верхней границы многолетнемерзлой толщи в значительной степени варьирует. На выпуклых элементах рельефа с низкорослым растительным покровом, при отсутствии торфянистой подстилки или малой ее мощности (пятнистая или сухая ковровая тундра) вечномерзлые грунты сливаются со слоем сезонного промерзания - оттаивания. В ерниковой мелкобугорковатой тундре (высота карликовой березки менее 1 м) при маломощной торфянистой подстилке мно-голетнемерзлая толща залегает на глубине 2-3 м (Братцев, 1958) или еще глубже. Влияние многолетнемерзлых пород, а также процессов периодического промерзания и оттаивания на почвообразование многообразно. Они сильно замедляют химические и биохимические процессы превращения почвенных минералов и органических остатков (Сумгин, 1931, 1937; Цыплёнкин, 1937, 1946), значительно сокращают период активного почвообразования.
Почвы тундровых биоценозов лесотундры
В соответствии с представлениями Б. А. Юрцева (1966), вся территория восточноевропейской тундры и лесотундры входит в состав гипоарктического ботанико-географического пояса. Крайний север исследуемой территории относится к подзоне южной кустарниковой тундры. Господствующей формацией являются ерники, занимающие около 60% территории (Руофф, 1960). Крупными массивами они располагаются на различных элементах рельефа и особенно характерны для пологих склонов. Высота карликовой березки варьирует от 15-20 см до 1 м и более, достигая максимальной высоты в нижних частях подветренных склонов. По мере движения вверх по склону ерник становится все более низкорослым и изреживается.
Для бровок приречных склонов, выпуклых вершин холмов и увалов наиболее характерны мелкокустарниковые моховые мелкобугорковатые тундры с высотой кустарникового яруса 30-60 см. В составе последнего господствует карликовая береза, в качестве примеси встречаются ивы шерстистая, серо-голубая, филиколистная. В кустарничковом ярусе брусника, голубика, багульник. Травянистые растения представлены вейником, овсяницей, осокой. Моховой покров сплошной, он состоит из гипновых и политриховых мхов, редко сфагнума. В близлежащих окрестностях Воркуты небольшие площади заняты сеяными лугами, состоящими из лисохвоста лугового и мятлика лугового, чаще встречаются луга с преобладанием мятлика над лисохвостом или мятликовые с примесью щучки дернистой (Кононенко, 1986). В настоящее время на лугах идет постепенное восстановление тундровой растительности.
Лесотундра - переходная полоса от тундровой зоны к таежной - подразделяется большинством авторов на северную и южную (Андреев, 1932, 1954; Юдин, 1954; Норин, 1961 и др.). В северной лесотундре преобладают тундровые группировки, а редколесные елово-березовые сообщества на плакорах приурочены к наиболее теплым и дренированным местообитаниям. В южной лесотундре, на водоразделах тундровые группировки присутствуют лишь по перегибам склонов, лишенным снега зимой. На большей части площади этой подзоны господствуют редколесные елово-березовые сообщества (Катенин, 1970; Норин, 1979).
Северная граница подзоны крайне северной тайги идет примерно по Полярному кругу, вдаваясь широким языком к северу вдоль Печоры и отступая на юг с приближением к Уралу, где возрастает заболоченность территории. Небольшими языками таежная растительность проникает на север по долинам крупных рек — Адзьвы, Б. Роговой и Усы благодаря их утепляющему воздействию.
На размещение растительных сообществ переходной полосы между лесотундрой и крайне северной тайгой влияют солярная и ветровая экспозиция, увлажнение почвы и мощность снежного покрова. Резкая смена таежной растительности тундровой, а также инверсии растительных сообществ еще больше усиливают пестроту растительного покрова (Катенин, 1970).
Несмотря на угнетенность и разреженность древесной растительности в крайне северной тайге, последняя способствует накоплению снега и меньшему промерзанию почвы, что, как будет показано ниже, существенным образом сказывается на строении и свойствах почв. Господствуют еловые и елово-березовые низкобонитетные леса долгомошной и зеленомошно-сфагново-долгомошной групп. Часты также лишайниково-зеленомошные и специфические северные зеленомошно-сфагново-лишайниковые группировки. Сомкнутость крон 0,3-0,5; средняя высота 8-12 м. Для берез характерны кустистые формы.
Подзона северной тайги начинается примерно с 6510 с. ш. Характерно резкое преобладание лесов и сокращение болот. Господствуют более сомкнутые леса - еловые, березово-еловые, сосновые, иногда с примесью пихты, кедровой сосны, осины. На плакорах формируются зеленомошно-долгомошные группы. Древесный ярус развит довольно хорошо ) сомкнутость крон 0,5-0,7; средняя высота древостоя 13-15 м, бонитет IV. Напочвенный покров дренированных местообитаний имеет мозаичный характер: на преобладающем зелено-мошном фоне появляются примеси лишайников, пятна политрихума и сфагнума, из северных видов развиты голубика, багульник и осока шаровидная. На водоразделах широко развиты ельники-долгомошники V бонитета в сочетании со сфагновыми изреженными ельниками плоских и пониженных частей водоразделов. Характерным признаком северной тайги является наличие элементов тундрового ландшафта по узким морозобойным долинам, где выпадает лесная растительность, развита карликовая березка с ивовыми зарослями вдоль русла ручьев (Забоева, 1975).
В целом для растительности изучаемых регионов характерен малоёмкий и заторможенный биологический круговорот (Родин, Базилевич, 1965). В почвах тундры, лесотундры и крайне северной тайги основная масса корней деревьев, кустарников и кустарничков сосредоточена в поверхностных органогенных и минеральных горизонтах, с глубиной их количество резко снижается. Низкие температуры, переувлажнённость почв и краткость теплого периода обусловливают малую активность разложения надземного и корневого опада, следствием чего является накопление органических остатков преимущественно на поверхности почв в виде торфянистых или перегнойных горизонтов. Таким образом, основная часть элементов питания извлекается растениями из органогенных и верхних минеральных горизонтов.
Почвы крайне северной тайги
Как мы уже отмечали, в исследуемых нами почвах преобладает очень слабый преимущественно поверхностный латеральный вынос небольшого количества элементов, мобилизованных при выветривании первичных минералов, что не способствует заметной дифференциации профилей. Последнюю ограничивают также процессы криогенного влаго- и массообмена. Первые наиболее выражены в осенне-зимний период, когда почвенные растворы в основном мигрируют из нижних и средних частей почвенного профиля в верхние в сторону фронта промерзания. Криогенный массообмен в деятельном слое почв осуществляется процессами морозобойного трещинообразования, пучения, пятнооб-разования, солифлкжции и термокарста, а также сопутствующими явлениями (вынос суспензий по оттаявшим трещинам, оплывание краев и т.д.), которые с разной активностью развиваются в течение всего года (Игнатенко, 1979).
Следует отметить, что указанные процессы криогенного влаго- и особенно массообмена имеют место и в других типах почвенных профилей и в других природных зонах, но в глееземах они достигают максимального развития (Иг натенко, Норин, 1969). Механизм криогенного перераспределения почвенных растворов в настоящее время хорошо изучен (Драницьш,,1914;Сумгин, 1927; Тютюнов, 1960; \ Материалы по лабораторным исследованиям..., 1957; и др.). Его обусловливают термический градиент и резкое уменьшение толщины водных пленок вокруг минеральных частиц в зоне кристаллизации льда. При этом передвижение влаги идет в направлении от частиц с толстыми водными пленками к частицам с тонкими пленками. Передвижение продолжается до уравнивания толщины пленок. Медленное промерзание способствует накоплению больших количеств влаги в верхней части почвенного профиля, при быстром промерзании изменения в содержании влаги в различных горизонтах относительно невелики.
Следует отметить, что активность криогенного перераспределения почвенных растворов неодинакова в почвах, развивающихся на разных элементах нанорельефа в пределах одного и того же микрокомплекса, что связано с наличием или отсутствием торфянистого горизонта и разной мощностью снежного покрова в раннезимний период. В пятнистых тундрах термокапиллярный перенос почвенных растворов наиболее выражен в почвах пятен, в бугорковатых тундрах - в почвах бугорков. В обоих случаях почвы указанных элементов нанорельефа замерзают раньше почв основных поверхностей и наиболее интенсивно охлаждаются (Игнатенко, 1979).
В почвах выровненных поверхностей, развивающихся под растительным покровом, криогенное перераспределение почвенных растворов выражено значительно слабее, чем в почвах пятен и бугорков. Во всяком случае оно не вызывает заметного изменения состава и свойств даже поверхностных минеральных горизонтов. Рассматриваемые почвы тундры сильно различаются между собой по со держанию оксидов алюминия и особенно железа. Содержание оксалатнорас творимых А120з и особенно Fe203 указывает на наличие четкой корреляции с реакцией среды, содержанием органического вещества и отчасти с морфологи чески выраженной степенью оглеения (табл. 6, прил. 2). Наименьшее количест во полуторных оксидов характерно для глееземов криометаморфических и ор гано-криометаморфических почв, характеризующихся слабокислой реакцией. Это согласуется с представлениями И. Н. Афанасьева (1930) и ряда других ав торов (Bloomfield, 1951; Аристовская, 1965; и др.), считающих, что мобилиза ция железа в оглеенных горизонтах наиболее активно осуществляется в кислой среде под воздействием органических соединений и продуктов жизнедеятель ности микроорганизмов. Глееземы отличаются значительно более высоким содержанием оксалат норастворимых форм железа (табл. 6, прил. 2). И.В. Игнатенко (1979) связывает это с сильнокислой реакцией почв, повышенным содержанием подвижных и особенно кислотнорастворимых фракций фульвокислот и интенсивным развитием восстановительных процессов в минеральных горизонтах в теплый период. Последнее согласуется с мнением ряда исследователей (Сердобольский, 1950; Кауричев, Ноздрунова, 1958; Сюта, 1962; и др.) о том, что анаэробный распад органического вещества, ведущий к развитию восстановительных процессов и подкислению, способствует растворению соединений железа и других элементов.
По характеру распределения оксалатнорастворимых полуторных оксидов в - профилях рассматриваемые почвы тундры заметно различаются (табл. 6). В ор- 1 гано-криометаморфических почвах их содержание в разных горизонтах прак- тически стабильно или несколько увеличивается в иллювиально-гумусово-железистом микрогоризонте, а в минеральной толще их количество практиче] ски однородно. В глееземах и особенно в глееземах криометаморфических распределение оксалатнорастворимого АЬОз и особенно Fe203 в деятельном слое четко дифференцировано. В этих почвах по отношению к ним обычно образу! ется два максимума, из которых верхний приурочен к иллювиально-гумусово-железистому микрогоризонту, а нижний к надмерзлотным слоям (Тонконогов, 1978; Классификация почв России, 2004).
Образование верхнего максимума обусловлено активным развитием глее-вого процесса, способствующего переводу нерастворимых окисных форм оксида железа в подвижные закисные, и последующим образованием устойчивых органо-минеральных комплексов с гумусовыми веществами (Пономарева, 1949, 1951,1964).
Ряд исследователей (Иванова, Полынцева, 1952; Крейда, 1958; Тютюнов, 1951; и др.) полагает, что криогенное перераспределение почвенных растворов из нижних и средних частей профиля в поверхностные горизонты вызывает обогащение последних подвижными продуктами почвообразования. Однако представленные данные свидетельствуют об обратном: верхние минеральные горизонты имеют наиболее кислую реакцию, заметно обеднены илом и выщелочены от обменных оснований.
