Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Специфика почвообразования в прибрежных ландшафтах 7
1.1.Особенности функционирования береговой зоны моря 7
1.2. Влияние моря и береговых агентов на процесс почвообразования 10
1.3.Маршевью почвы морских побережий различных регионов 19
1.4. Классификационное положение маршевых почв 32
1.5.Влияние экологических факторов на состояние береговой зоны моря 38
Глава 2. Природные условия района исследования 40
2.1.Климат 40
2.2.Растительность 42
2.3. Геология и почвообразующие породы 50
2.4.Почвенный покров исследуемой территории 55
Глава 3. Объекты и методы исследования 58
3.1 Объекты исследования 58
3.2 Методы исследования 66
Глава 4. Особенности формирования почв приморских лугов на различных типах берега Белого моря 68
4.1 Почвы островной территории 68
4.2 Почвы берега открытого типа 84
4.3. Почвы берега переходного типа 93
4.4.Почвы берега закрытого типа 98
Глава 5. Маршевые почвы Карельского Беломорья 115
5.1. Маршевые примитивные почвы 115
5.2. Маршевые дерновые почвы 122
5.3. Маршевые болотные почвы 140
Выводы 145
Список использованной литературы 147
Приложение 160
- Влияние моря и береговых агентов на процесс почвообразования
- Геология и почвообразующие породы
- Почвы берега переходного типа
- Маршевые дерновые почвы
Влияние моря и береговых агентов на процесс почвообразования
Влияние Мирового океана на формирование почвенного покрова и генезис определенных типов почв весьма значительно и не вызывает сомнения, хотя при этом, традиционно, как один их факторов рассматривается только климатическая составляющая данного воздействия. Вместе с тем, моря и океаны являются огромным источником масс химических элементов и соединений, которые поступают на сушу.
В.В .Добровольский (1991), говоря о влиянии мирового океана на формирование почвенного покрова, выделяет следующие формы воздействия: во-первых, моря и океаны являются огромным источником солей. О количественной стороне этого явления можно судить по тому факту, что из океана на континенты с атмосферными осадками ежегодно переносится (0,5 -0,9) х 109 т солей. Воздушные массы переносят соли с побережий вглубь материков на 50-150 км, привнося с осадками от 2 до 20 т солей на км2, что составляет 10-25% от суммы солей, образующихся в результате выветривания (Бреслер, Макнил, Картер, 1987). Это данные для южных территорий. Количество же солей, выпадающих на поверхность тундры и тайги, составляет 5-Ю т в год на км2 (Исаченко, 1991). Массоперенос солей является наиболее значимой, но не единственной стороной геохимического воздествия морей и океанов на сушу. Другими источниками засоления являются морские отложения, а также соли, непосредственно поступающие с приливными морскими водами и способствующие образованию оригинальных талассоморфных почв. Дополнительным источником засоления прибрежных почв, особенно на территории приморских дельт, могут являтся соли, выносимые с материка речными водами, особенно в том случае, если реки прорезают соленосные породы. Ковда (1985) по типу соленакопления делит прибрежные зоны материков на две группы: приморские, в которых основным источником солей является море, и дельтовые, где сочетается морское засоление с привносом солей речными водами.
В.В.Добровольским (1991) было проведено сравнительное изучение почв и растительности на островах и побережьях, находящихся в разных природно-географических условиях - от тропического пояса до полярной зоны. Говоря о влиянии массопереноса солей автор отмечает, что с геохимической точки зрения зона воздействия океана на сушу значительно меньше ареала его климатического (гидротермического) воздействия. Убывание поступающих масс химических элементов происходит очень быстро, то есть на сравнительно узкой полосе материковых побережий и на площади относительно небольших островов действует особый фактор почвообразования, влияние которого весьма ограничено на удалении в несколько десятков километров от берега и полностью отсутствует на внутриконтинентальных территориях. Важное значение имеет не только непосредственное поступление солей на поверхность почвы, а также аккумуляция их растительностью. Все это обуславливает образование в почвах специфических геохимичческих особенностей, а в определенных условиях даже формирование особого типа почв.
Отмечено, что под влиянием атмосферного массопереноса из океана в верхних горизонтах почв велико содержание водорастворимых и обменно-поглощенных форм солеобразующих катионов, особенно Na и Мд, валовых и подвижных форм Sr и тяжелых металлов. Для изучения данного вида воздействия океана на почвообразование идеальным объектом являются почвы коралловых рифов, как геохимически чистые образования, но роль атмосферного массопереноса усиливается в условиях отрицательных температур, замедляющих мобилизацию химических элементов из почвообразующих пород. Поэтому признаки геохимического влияния океана отчетливо выражены в почвах арктических островов. Непосредственное участие морской воды в почвообразовании приводит к формированию группы талассоморфных почв ( Добровольский, 1991) : мангровых, маршевых, приморских солончаков и др., которые объединяются общими закономерностями распределения по профилю физико-химических элементов, а также повышенной концентрацией талассофильных химических элементов.
Характер и течение почвообразовательных процессов связано также со строением берегов, режимом затопления, соленостью морскими водами и рядом других факторов, степень выраженности которых сильно варьирует в зависимости от типа и формы берега, создавая широкий спектр микроклиматических обстановок. Микроклиматическое воздействие моря выражается в некотором сглаживании сезонных и суточных перепадов температуры, повышении влажности воздуха на побережье в течение всего года, капельно-ветровом переносе морской влаги. Розенбергом и др. (Rosenberg, Seginer, Lomas, 1973) установлено, что влажный морской воздух представляет собой мощный сток для теплообмена, в связи с чем эвапотранспирация находится значительно ниже уровня, который обеспечивается радиационным балансом.
Белое море сравнительно неглубокий водоем, наибольшая глубина в его Бассейне достигает примерно 300 м. Глубинная котловина Белого моря вытянута по оси Кандалакшского залива к Двинскому заливу.
Величина прилива в окраинных морях мало отличается от океанов, так как эти моря имеют широкое сообщение с океаном; во внутренних же морях, к которым относится и Белое море, наблюдается совсем иная картина. В связи с тем, что внутренние моря глубоко вдаются в сушу и имеют узкое и мелководное сообщение с океаном, приливы в них достаточно малы. Это может быть объяснено тем, что приливная волна не может проникнуть через узкие проливы, а площади таких морей ничтожно малы по сравнению с мировым океаном, поэтому в них не образуется приливная волна большой высоты (Романычев, 1955).
Основное влияние на колебания уровня моря во внутренних морях оказывают ветры, которые при достаточной устойчивости, продолжительности и силе, способны повышать или понижать уровень у берегов до 4 м и более.
Приливно-отливные явления на Белом море носят правильный полусуточный характер: в течение суток наблюдается два повышения уровня (прилив-полная вода) и два понижения (отлив-малая вода). Амплитуда колебания уровня моря на разных участках составляет от нескольких дециметров до 6-7 метров и зависит от очертания и рельефа берегов, наличия и расположения островов, рельефа дна и т.д. (Карельская АССР, 1956). Тироном (1939) отмечено, что правильность полусуточных приливов несколько нарушается влиянием мелководья: чем дальше на запад, тем больше разница во временах роста и падения. Мыс Турий, выступающий далеко в море, представляет собой естественную границу между Бассейном и Кандалакшским заливом и, тем самым, вызывает деформацию приливной волны, выраженную в увеличении разницы во временах роста и падения на 19 м. Таким образом, характер распростанения приливной волны в Кандалакшском заливе вызывает целый ряд изменений в гидрологическом режиме и указывает на большую обособленность собственно Кандалакшского залива.
В зависимости от геоморфологического строения выделяют различные типы морских побережий открытые, закрытые, переходные, носящие названия: " марши", " лайды", " ватты" и др., часто региональные термины (Четырехязычный словарь, 1980). Часть береговой зоны, подвергающаяся попеременному затоплению и осушению во время приливов и при сгонно-нагонных явлениях называется осушкой (Барков, 1958). Морфологически осушка разделяется на две зоны: верхнюю, затопляемую сравнительно редко лишь при наиболее высоких приливах (или в комбинации прилива с нагоном), и нижнюю, ежедневно затопляемую и осушаемую (Леонтьев, 1955). Луга в верхней части илистых и илисто-песчаных осушек (иногда болотистые), заливаемые во время сизигийных приливов называются маршами, а на берегах наших северных морей - лайдами (Андросова, 1937; Мильков, 1970). Лайды хорошо развиты на берегах Белого и юго-восточной части Баренцева моря. Растительные ассоциации состоят из видов, выносящих временное засоление. Поверхность маршей сложена морскими отложениями, реже - коренными породами. В отечественной литературе (Леонтьев, Никифоров, Сафьянов, 1975) маршами предложено называть полосы осушек, заливаемые при сизигийных приливах, независимо от их грунта и наличия той или иной растительности (рис.1).
Маршевые луга играют существенную роль в динамике берегов, так как они способствуют отложению илистой мути и увеличению поверхности осушек (Природные основы берегозащиты, 1987). Если осушка имеет значительную ширину, то ее называют вапами; последние обычно располагаются у отмелых берегов, в вершинах заливов или речных эстуариев, а также под прикрытием островов и полуостровов.
Геология и почвообразующие породы
Территория Карелии лежит в пределах древнего Балтийского кристаллического щита и отличается от равнинной части СССР отсутствием мощных толщ осадочных пород (Почвы Карелии, 1981; Морозова, 1991). В тектоническом отношении восточная часть Балтийского щита представляет собой древнюю складчатую страну, которая к настоящему времени преобразована различными дислокациями.
Вся территория Карелии сложена наиболее древними докембрийскими породами, которые, как отмечает в своих работах ПАБорисов (1956) могут быть подразделены на следующие этапы формирования:
1. Древнейший нижнеархейский этап, представленный мощными толщами отложений осадочных пород и современных им магматических образований.
2. Более молодой, верхнеархейский этап, выраженный развитием интрузий -сначала основных и ультраосновных пород, а затем микроклиновых гранитов.
3.Нижнепротерозойский этап, характеризующийся широким распространением осадочных и вулканогенных толщ, сопровождается интрузиями основных, ультраосновных пород и гранитов.
4. Последний, верхнепротерозойский этап представлен образованиями песчаных осадков (позже метаморфизированных) и внедрением гранитов- рапакивии основных пород - габбро-диабазов.
В истории геологического развития древнейшие породы неоднократно подвергались перекристаллизации, разломам и перемещениям, что в свою очередь в значительной степени определило не только их состав и свойства, но и основные черты современного рельефа Карелии (Марченко, 1962).
Большинство древних кристаллических пород покрыто толщей четвертичных отложений, и только в отдельных местах они выходят на дневную поверхность. Влияние других пород сказывается через посредство четвертичных отложений, являющихся почвообразующими породами, и минералогический состав которых тесно связан с составом и свойствами кристаллических пород, слагающих Фенно-Скандинавский щит (Лаврова, 1960).
В формировании почвенного покрова наибольшую роль играют рыхлые отложения последнего оледенения, которые покрывают почти всю территорию Карелии. Мощность их крайне неравномерна и колеблется от нескольких сантиметров до 150 метров. Минимальная мощность наблюдается близ северозападных побережий крупных водоемов, в частности Белого моря, прибрежные части которого нередко скалисты.
Исследования, проведенные Карельским филиалом АН СССР, показывают, что наиболее древними отложениями четвертичного периода являются предледниковые флювиогляциальные (ледниково-речные) и озерно-ледниковые отложения. Рыхлые осадки предледникового периода представлены песками и супесями различного механического состава. На флювиогляциальных и озерно-ледниковых песках и супесях залегает нижняя морена с большим количеством валунов, что указывает на смену климата и смену ледниковой эпохи межледниковой. В это же время, большая часть территории Карелии была покрыта водами "Карельского межледникового моря". К этому периоду относятся морские и пресноводные отложения, представленные, главным образом, глинами и песками, которые накапливались в многочисленных озерах, заполненных в то время талыми ледниковыми водами (Биске, 1959).
Нижняя морена и межледниковые отложения имеют сравнительно небольшое распространение, и роль их в почвообразовании весьма ограничена. Эти отложения указывают, что территория Карелии неоднократно подвергалась оледенению и освобождалась от ледника постепенно; следовательно, формирование современого почвенного покрова на данной территории происходило не одновременно.
В развитии почвенного покрова основная роль принадлежит отложениям последнего оледенения, которые как бы "чехлом" покрывают почти все древние породы. Среди этих отложений на территории Карелии можно выделить: ледниковые, позднеледниковые, послеледниковые отложения. Все они имеют различный состав и свойства, а также различное географическое распространение (Марченко, 1962; Биске, 1969).
Среди ледниковых отложений наибольшее распространение имеет морена последнего (Валдайского) оледенения, характерными свойствами которой являютя: отсутствие сортировки материала, значительное содержание (30-70%) песчаной фракции, большая плотность валунных слоев. Представлена морена в основном валунными песками, супесями, реже суглинками и крайне редко глинами. В северной части Карелии широкое распространение получили валунные моренные пески более грубого состава (Почвы Карелии, 1981; Морозова, 1991).
К отложениям позднеленикового времени относятся флювиогляциальные (водно-ледниковые), которые подразделяются на отложения: потоков талых ледниковых вод, преимущественно стоячих ледниковых вод, нерасчлененных текучих и стоячих талых ледниковых вод.
Флювиогляциальные отложения потоков талых ледниковых вод слагают озы, для последних характерна слабая сортированность и слоистость отложенных материалов. Механический состав озовых отложений крайне непостоянен, и чаще всего это песчаные отложения, представленные крупно-, средне- и мелкозернистыми песками с валунами, гравием и галькой.
Одной из самых распространенных форм водно-ледниковой аккумуляции, преимущественно стоячих ледниковых вод, являются камовые отложения, характеризующиеся более ясной слоистостью и сортированностью, чем озы. Механический состав камовых отложений представлен песчаной фракцией с большим участием гравийно-галечного материала.
Помимо этого, на территории Карелии выделяются отложения песчаных волнистых равнин, которые вероятно подвергались неоднократным переотложениям, следствием чего является их большая сортированность.
Механический состав данных пород отличается достаточным постоянством и представлен в основном песчаной фракцией. К озерно-ледниковым отложениям относятся осадки приледниковых озер различного механического состава, они характеризуются слоистым сложением и полным отсутствием палеофлористических остатков. Эти породы приурочены к пониженным участкам доледникового рельефа (Почвы Карелии,1981; Карпович, 1984).
Из позднеледниковых отложений встречаются ленточные глины и суглинки, которые приурочены к крупным депрессиям рельефа (Морозова, 1991). Так прибрежная полоса Беломорья окаймляется узкой полосой (20-50 км) Беломорской низменности (50-100 м над уровнем моря) ( Почвенно-геологические условия Нечерноземья, 1984), сложенной морскими засоленными глинами, мощность которых по данным геологических исследований (Марченко, 1962) колеблется от 3 до 5 метров, но в отдельных местах достигает 10-12 метров. Эти глины в нижней части часто замещены хорошо сортированными песками, и граница между указанными отложениями выражена ясно.
Своеобразие геологического положения Белого моря заключается в том, что оно находится частью на северо-восточной окраине Балтийского щита, а частью - в пределах собственно Русской платформы, то есть распространяется на область, где древний докембрийский фундамент уходит под недислоцированный чехол осадочных пород нижнего и среднего палеозоя. Конфигурация Белого моря находится в прямой зависимости от структурного плана Балтийского щита (Каплин и другие, 1991).
В отличие от подавляющего большинства других морей все берега Белого моря имеют собственные названия. Так, исследуемый нами берег Кандалакшского залива и Карелии сложен в основном кристаллическими породами щита и характеризуется интенсивной расчлененностью береговой линии. Многочисленные заливы нередко напоминают фиорды, ледниковой обработкой береговых склонов и явной приуроченностью к линиям разломов и зонам дробления. Однако, в отличие от фиордов берега этих заливов невысоки, и могут быть отнесены к фиардам (Невесский и другие, 1977) - заливам ледниково-тектонического происхождения, широко развитым на побережьях Швеции и Финляндии. Подобное сходство с берегами вышеназванных стран усиливается обилием " луд" - мелких скалистых островков, которые являются беломорскими аналогами шхер. Таким образом, Кандалакшский и Карельский берега по типу расчленения относятся к фиардово-шхерному типу.
Анализ картографических данных прибрежной зоны Белого моря (Сорокин и др., 1987), а также материалы дистанционных съемок и тектоническая интерпритация выделенных разрывных нарушений, позволяют заключить, что в современную эпоху продолжаются интенсивные погружения впадины Кандалакшского залива и центральной Беломорской впадины, и, кроме того, происходит поднятие структур Кандалакшского берега и опускание в районе Терского (Мусатов," 1987). Кандалакшский берег разграничивает интенсивно поднятую новейшими движениями Колвицкую морфоструктуру от интенсивно погруженной морфоструктуры Кандалакшского залива и обладает сильной расчлененностью за счет многочисленных узких фиордообразных заливов, которые приурочены к разломам субмеридиального направления и в современном рельефе выражены в виде узких долин-грабенов.
Особенность изучаемого региона заключается в том, что Карельский берег Белого моря характеризуется поднятием суши вследствие гляциостатического поднятия восточной части Балтийского щита (Биске, 1969). После высвобождения суши от ледника (7-7,5 тыс. лет назад) скорость поднятия составляла порядка 7 мм/ год (Невесский и др., 1977). К настоящему моменту поднятие постепенно замедляется, и большинство исследователей сходятся в том, что оно не превышает 2 мм/год. Вследствие регрессии линии моря, на дневную поверхность выходят морские отложения; на поднимающихся морских берегах формируются почвы, в совокупности представляющие собой хроноряд, состоящий из разновозрастных почв, формирующихся на поверхностях, в различное время вышедших из-под моря (Геннадиев, 1990; Глазовская, Геннадиев, 1995; Кузнецова 1999; Кузнецова, 2000).
Господствующей почвообразующей породой является грубая песчаная и супесчаная морена, которая сильно завалунена. В местах выхода на поверхность цоколя почвообразование развивается на элюво-делювии коренных пород, главным образом гранитов. Элюво-делювий гранитов по своему составу близок к сильнозавалуненной песчаной морене, и по влиянию на почвообразование они практически равноценны. Валунно-галечниковые и песчаные накопления озов и камов, а также озерно-ледниковые отложения занимают меньшие площади.
Почвы берега переходного типа
Растительность. С точки зрения флоры данная территория, кроме бара с растительными группировками лугов среднего уровня, относится к лугам низкого уровня.
Узкую, сильно завалуненную полосу у кромки воды занимает изреженный покров астры морской. Следующей зоной является ассоциация ситника черно-бурого (Juncus gerardii Lois ssp. atrofuscus (Rupr.) Tolm.). Растительность бара представлена сообществом колосняка песчаного, с примесью лебеды голостебельной (Atriplex nudicaulis Bogusk), растения типичного для штормовых выбросов. Здесь также встречаются овсяница красная {Festuca rubra L), осот приземистый {Sonchus humilis Orlova), щавель кистецветный (Rumex thyrsifbrus Fingernh.) Далее за баром расположена ассоциация ситника черно-бурого и подорожника морского {Piantago maritima L). Кроме того, в этом сообществе появляется белозор туполепестковый (Pamassiapalustrisl. Ssp. Obtusiflora (Rupr.) DA. Webb) - растение характерное для пресноводных болот, но выносящее небольшое засоление.
За сообществом ситника черно-бурого следует березняк. Основной вид -береза пушистая, также встречается ива (Saiix lapponum L). Травяно-кустарниковый ярус из-за сильной переувлажненности не выражен, по этой же причине древесные породы угнетены и низкорослы.
Данный эколого-топологический ряд растительного сообщества не встречает аналогов в классификации Бреслиной. Если нижняя часть склона (до бара наносов) является характерной для песчаного эколого-топологического ряда, то дальнейшее распределение растительности, в частности произрастание ситника, не типично, и объясняется некоторой защитой баром от волнобоя, пологостью литорали, более тонкими морскими отложениями и, как следствие этого, повышенным гидроморфизмом.
Морфология почв. Катена берега переходного типа состоит из 4-х разрезов, которые представлены маршевыми примитивными торфянистыми почвами. Разрез 6.92 заложен на участке практически лишенном растительности и, скорее всего, его можно рассматривать как одну из начальных ступеней почвообразовательного процесса, так как имеет место биогенная аккумуляция органического вещества. Под сообществом колосняка песчаного и лебеды голостебельной (р.7.92) вскрывается маршевая примитивная торфянистая почва.
Разрез 8.92 расположен на таком же удалении от моря как и 7.92, однако растительность представлена ассоциацией ситника черно-бурого. За береговым баром под лугом низкого уровня с доминантными видами подорожника морского, ситника черно-бурого и примесью белозера туполепесткового развивается аналогичная маршевая примитивная торфянистая почва (р.9.92).
Физико-химические свойства. Анализ водных вытяжек маршевых почв берега переходного типа (табл.8) показал, что они являются сильно засоленными. Химизм засоления преимущественно сульфатно-хлоридный. Наибольшее засоление наблюдается в верхнем органогенном горизонте AT р.6.92, где величина плотного остатка достигает 8,03%, а в подстилающем его слое мелкозернистого песка - 0,26%. В почвах, расположенных в районе бара-полосы береговых наносов крупнозернистого песка, засоление несколько уменьшается и величины плотных остатков верхних горизонтов составляют 5,28%. Участие ионов НСОз" и К+ в засолении незначительно, содержание Са2+ достигает 10 мг-экв/ 100 г.п. в верхних горизонтах, однако, дифференциации по его содержанию не прослеживается. Основными ионами, участвующими в засолении являются СГ, S04 2+, Mg 2+, Na+, количество которых максимально в верхних органогенных горизонтах (табл.8) и несколько снижается в р.7.92 и 8.92, опять возрастая в р.9.92. Прослеженные изменения содержания солей в маршевых примитивных торфянистых почвах, вероятно, объясняются геоморфологическим строением данной территории.
Величины актуальной кислотности всех исследованных почв (табл.9) приближены к нейтральным значениям (рН - 6,25) в верхних горизонтах, и несколько снижаются в гор.С (рН - 6,4). Незначительно отличается от водного и солевой рН, значения которого составляют 5,5 - 5,8 в верхних горизонтах, а в нижних - разница между актуальной и обменной кислотностью нивелируется, что объясняется отсутствием в поглощающем комплексе ионов водорода и подтверждается результатами анализа гидролитической кислотности, значения которой не выше 1-2 мг-зкв./ЮО г.п.
В составе обменных оснований преобладает магний, содержание которого достигает от 40 до 45 мг-зкв./ЮО г.п. в верхних горизонтах. Несколько меньше участие в ППК кальция - 16-20 и натрия - 6-17 мг-экв/100 г.п. Содержание обменного водорода и калия незначительно. Таким образом, основную роль в поглощающем комплексе маршевых почв берега переходного типа играют ионы, присутствующие в значительных количествах в морской воде, а именно магний, натрий, а также кальций.
Таким образом, при некоторой защищенности берега от волнобоя, на фоне общей гидроморфности и застоя воды, развиваются торфянистые разности маршевых почв, не имеющие значимых морфологических отличий профилей.
Маршевые дерновые почвы
Маршевые дерновые почвы на изученных участках Карельского берега представлены маршевыми собственно дерновыми и дерново-глеевыми почвами.
Маршевые собственно дерновые почвы формируются на открытых берегах, где преобладает процесс аккумуляции наносов, на широких песчаных осушках, в верхних и средних участках которых создаются благоприятные условия для развития дернового процесса. Эти почвы имеют наиболее широкое распространение на исследуемой территории. Маршевые дерново-глеевые почвы развиваются на закрытых берегах, в лагунах, где посредством разветвленной сети ложбин стока приливных вод (криков), создаются условия повышенного гидроморфизма.
Почвы формируются под разнотравно-душистоколосковыми ассоциациями или дерновинными злаками (осотом, колосняком, полевицей и др.). Развитие маршевых дерново-глеевых почв протекает под покровом осок с участием подорожника морского, а также дерновинных злаков.
Морфология почв. Профиль маршевых дерновых почв представлен следующими горизонтами: Ad-A1(A1Bf)-BfC-C. Горизонт Ad имеет мощность от 7 до 11см, густая корневая сеть образует хорошо выраженную дернину, переход от горизонта к горизонту постепеный по цвету; окраска нижележащего горизонта варьирует от светло-серого (А1) до буровато (рыжевато)-серого (A1Bf), представляющего собой песок от тонко-до крупнозернистого; горизонт С, как правило, являет собой тонкозернистый песок серого цвета. Ввиду того, что почвы формируются на открытых территориях, они часто завалунены или с поверхности, либо завалуненность увеличивается вниз по профилю. Маршевые дерновые почвы имеют легкий гранулометрический состав по всему профилю, для них характерна высокая степень минерализации грубого органического вещества.
Развитие почвенного профиля маршевых дерново-глеевых почв происходит под влиянием дернового процесса - в верхних горизонтах и глеевого -в нижних. Профиль чаще представлен следующими горизонтами Ad-A1(AC)-CG(Cg). Основными морфологическими особенностями являются хорошо выраженный дерновый горизонт мощностью от 5 до 11 см, чаще мокрый, содержащий густую корневую сеть, верхняя часть горизонта темно-буро-коричневая, нижняя - темно - бурая к черному; состав минеральных горизонтов от супесчаного до легко- среднесуглинистого, в пределах всего почвенного профиля наблюдается присутствие грубого органического вещества морского происхождения. Наличие признаков оглеения нижних горизонтов исследуемых почв оценивалось по морфологическим признакам, а именно характерной холодной окраске, которая варьирует от серой, белесоватой в легких почвах до сизой и синей - в суглинистых. Присутствие в глеевых песчаных горизонтах белой со слабым голубоватым, а иногда сизоватым оттенком (в мокром состоянии -серовато-белой) окраски, в отличие от синевато-сизой или зеленовато-синей окраски глеевых горизонтов суглинистых и глинистых почв, связано с потерей кварцевыми зернами песка окисных пленок железа (Зайдельман, 1974; 1998).
Микроморфология почв. Микроморфологические исследования маршевых дерновых почв свидетельствуют об обогащении гор. А1 бурой мелко сгустковой плазмой, которая образует рыхлые агрегаты неправильной формы, расположенные между песчаными зернами; гор. А2, имеющий песчаное микростроение, представлен пылевато-песчаной массой, содержащей большое количество биотита и минимальное - плазменного вещества. В гор. С наблюдается смена гранулометрического состава от мелкого к более крупному; пылеватый материал полностью исчезает; песок более крупный с обилием зерен биотита.
Микроморфологические описания маршевых дерново-глеевых почв приводятся ниже.
Гранулометрический состав почв зависит от места седиментации прибрежных отложений: на открытых побережьях с интенсивной волновой деятельностью аккумулятивные формы рельефа сложены грубообломочным материалом, где развиваются каменисто-песчаные, песчаные, реже - супесчаные маршевые дерновые почвы (рис 11.1, 11.2). Отмечено увеличение содержания фракций крупного и среднего песка в почвообразующей породе маршевой дерновой почвы открытого берега, которое резко снижается в подстилающей породе, где равномерно распределяются крупный, средний, мелкий песок, а также крупная пыль. Ярко выражена дифференциация почвенного профиля по содержанию илистой фракции, в верхнем горизонте А1- 6,8%, в почвообразующей породе С - 1,6%, в подстилающей породе D - 6,6%, что коррелирует с содержанием полуторных окислов железа. Наличие в горизонте D повышенного содержания тонких фракций и солей, по сравнению с вышележащими горизонтами, обусловлено динамикой структуры береговой линии. Данные по гранулометрическому анализу маршевых дерново-глеевых почв представлены в диаграммах (рис. 12.1, 12.2,12.3). В почвах, сформированных на открытых территориях преобладают фракции крупного и среднего песка. В почвах закрытого берега прослеживается некоторое увеличение количества пыли всех размерностей (суммарно 39,8%), а также илистой фракции (8,5%), что при органолептическом определении создает ощущение легкого суглинка.
Резко отличается по составу всех фракций подстилающая порода, в которой увеличивается, причем значительно, количество ила (15,4%) и мелкой пыли (26,5%) и, таким образом, содержание частиц физической глины составляет 54%. Содержание физического песка - 45,8%, что связано с транспортом и сортировкой материала вдольбереговых наносов.
Химические свойства почв. Маршевые дерновые почвы островных территорий характеризуются хлоридным, а почвы открытого берега - хлоридно-сульфатным типом засоления.По степени засоления относятся к слабозасоленным. Содержание солеобразующих ионов максимально для верхних горизонтов и имеет тенденцию к понижению, часто довольно значительному с глубиной, а также при удалении от моря причем быстрее уменьшаются количества натрия и хлора, как наиболее подвижных элементов. Маршевые дерново-глеевые почвы, сформированные на открытых берегах характеризуются хлоридно-сульфатным, реже хлоридным типом засоления; и сульфатно-хлоридным - в закрытой лагуне. Маршевые дерново-глеевые почвы лагуны засолены в большей степени, это обусловлено тяжелым гранулометрическим составом последних, а также и тем фактом, что привносимые с морскими водами соли, откладываясь, гораздо меньше вымываются обратно в море. Основными солеобразующими ионами в лагунах являются СГ, SO42", Мд2+, Са2+, в меньшей степени Na+.
Реакция почв варьирует от слабокислой до нейтральной. Наибольшая активная кислотность (рН=6,7) приурочена к поверхностному органогенному горизонту Ad; вниз по профилю активная кислотность снижается (рН=7,0) за счет уменьшения количества гумуса, и за счет накопления минеральных веществ щелочного характера. В лагуне, в маршевой дерново-глеевой легкосуглинистой почве происходит некоторое снижение значений рН водной вытяжки, которое увеличивается к породе: усиление оглеения в почвах тяжелого гранулометрического состава сопровождается уменьшением кислотности, напротив, в легких почвах того же генезиса, заболачивание может вызывать увеличение кислотности. Вместе с тем, значения рН оглеенных почв могут существенно не меняться по сравнению с автоморфными вариантами или несколько подщелачиваться в зависимости от химического состава грунтовых вод.
Близость значений актуальной и обменной кислотности в маршевых дерновых почвах связана с отсутствием или низким содержанием в ППК ионов водорода, а также наличием ионов, не извлекаемых KCI-вытяжкой. Можно предположить, что это ионы кальция, натрия и магния, содержание которых наиболее значительно. Установлено, что при удалении от моря разница между актуальной и обменной кислотностями становится более существенной: таким образом, при постепенном выходе из режима "прилив-отлив", в почвах заметно проявляются черты зонального почвообразования, проявляющиеся наличием оподзаливания.
Маршевые дерновые почвы имеют небольшую гидролитическую кислотность, значения которой снижаются вниз по профилю; что связано с уменьшением содержания гумуса и илистых частиц, которые и обуславливают физико-химическую (обменную) поглотительную способность почв. Повышенные значения гидролитической кислотности для оглеенных горизонтов маршевых дерново-глеевых почв, вероятно, обусловлены частичным окислением сульфидов до сульфатов с освобождением ионов водорода.
Сумма обменных оснований маршевых дерновых почв островной территории сравнительно не велика (8-18 мг-зкв. на 100 т.п.). Иная картина наблюдается в аналогичных почвах открытого берега, где обменные катионы или полностью отсутствуют (это связано с очень грубым механическим составом морских отложений и, как следствие этого, грубым механическим составом данных почв), или их распределение носит случайный характер. Содержание обменных оснований в маршевых дерново-глеевых почвах незначительно (4,5 -45 мг-зкв на 100 г.п. для верхних горизонтов и 3,2 - 10,4 мг-экв на 100 т.п.- для нижних). Состав ППК маршевых дерново-глеевых почв представлен преимущественно кальцием и магнием. Повышенное содержание магния в глеевых горизонтах, по сравнению с вышележащими почвенными горизонтами, связано с нейтрализацией основной массы органических кислот, которая происходит в поверхностных горизонтах почв.
