Содержание к диссертации
Введение
1 . Природные факторы почвообразования степной зоны Хакасии 8
1.1 .Геологическое строение 10
1.2. Рельеф и почвообразующие породы 13
1.3. Поверхностные воды 17
1.4. Климат и растительность 20
2. Объекты и методы исследования 26
3. Специфичность условий и особенности формирования почв приозерных ландшафтов степной зоны Хакасии 37
3.1.Происхождение озер и их влияние на развитие ландшафтов и почвообразование 39
3.2. Современные особенности формирования и распространения почв 47
4. Особенности вещественного состава, свойств и морфологических признаков почв приозерных ландшафтов 60
4.1. Гидроморфные почвы аккумулятивных ландшафтов 60
4.1.1. Солончаки 60
4.1.2. Озерно-аллювиальные почвы 72
4.1.3. Луговые почвы 82
4.2. Полугидроморфные почвы транзитно- аккумулятивных ландшафтов 91
4.2.1. Лугово-черноземные почвы 91
4.2.2. Лугово-каштановые почвы 100
4.3. Ксероморфные почвы транзитных и автономных ландшафтов 108
4.3.1. Черноземы 108
4.3.2. Каштановые почвы 120
4.3.3. Солонцы 130
4.3.4. Неполноразвитые почвы 137
5. Эко лого-мелиоративная характеристика почв приозерных ландшафтов 144
5.1. Эколого-геохимическое состояние почв 144
5.2. Мелиоративная характеристика почв 153
Выводы 161
Список использованной литературы 163
Приложения 181
- Рельеф и почвообразующие породы
- Современные особенности формирования и распространения почв
- Полугидроморфные почвы транзитно- аккумулятивных ландшафтов
- Ксероморфные почвы транзитных и автономных ландшафтов
Введение к работе
Актуальность исследований. Степная зона Хакасии характеризуется рядом физико-географических особенностей, обусловленных историей развития межгорных впадин Минусинского прогиба. Около 13 % площади хакасских степей представлено водосборными бассейнами крупных и малых озер различной степени минерализации. Являясь динамичными образованиями, озера оказывают разностороннее влияние на развитие окружающих ландшафтов, что находит прямое отражение в строении современного почвенного покрова, во многом предопределяет специфику земельных и других ресурсов степной зоны Хакасии.
Широкий ареал распространения и специфичность условий почвообразования обусловили большую неоднородность почвенного покрова и многообразие почв приозерных ландшафтов, которые заслуживают выделения их в качестве самостоятельного объекта изучения. В пределах этих ландшафтов встречаются практически все почвы, распространенные в степной зоне Хакасии, и, кроме того, формируются своеобразные почвенные образования, характерные только для приозерных водно-аккумулятивных поверхностей.
Несмотря на значительное количество почвенных исследований, проведенных в степной зоне Хакасии (Прасолов Л.И., 1911; Винокуров М.А., Горшенин К.П., 1931; Градобоев Н.Д., 1954; Горшенин К.П., 1955; Орловский Н.В., Казанцев Н.В., 1960; Формирование и свойства перевеянных почв, 1967; Коляго С.А.,1971; Танзыбаев М.Г., 1993; и др.), целостное представление об особенностях формирования почв ландшафтов, прилегающих к озерам,, требует постоянных дополнительных исследований. Недостаточность сведений о свойствах почв этих территорий и естественных условиях их существования осложняет решение широкого круга задач природопользования степной зоны Хакасии, в том числе мониторинга заповедных и широко известных рекреационных зон.
Таким образом, всестороннее изучение почв приозерных ландшафтов, представляется весьма актуальным как в теоретическом, так и в практическом отношении.
Цель работы. Выявить влияние озер на почвообразование в степной зоне Хакасии для установления особенностей формирования и свойств почв приозерных ландшафтов.
Задачи исследований. 1.Выявить специфичность условий развития почв приозерных ландшафтов в зависимости от гидрологического и геохимического влияния озер.
2. Установить особенности современного почвообразования на примере формирования гидроморфных почв приозерных ландшафтов
3. Выявить разнообразие почв исследуемых территорий, а также изучить их состав и свойства.
4. Дать эколого-геохимическую и мелиоративную характеристику почвам, необходимую для предупреждения нежелательных процессов ухудшения их состояния при хозяйственном использовании.
Объекты и методы исследований. Объектами исследования явились почвы приозерных ландшафтов степной зоны Хакасии в пределах Чулым о-Енисейской и Южно-Минусинской впадин Минусинского межгорного прогиба. Основой изучения почв послужил сравнительно-географический подход с применением общепринятых лабораторно-инструментальных методов. Содержание тяжелых металлов и других микроэлементов определялось полуколичественным эмиссионным спектральным анализом в аккредитованной лаборатории Геоэкоцентра ГГП «Берёзовгеология» г. Новосибирска.
Исследования проводились по хоздоговору (№ 277) с Госкомитетом по охране окружающей среды Республики Хакасия с целью составления геоэкологического атласа, а также в рамках программы «Университеты России - фундаментальные исследования» (1998-2001 г.г.) и проекта молодых ученых РАН (№ 267).
Научная новизна. Впервые наиболее обстоятельно рассмотрено влияние озер на почвообразование в приозерных ландшафтах степной зоны Хакасии. Показано, что специфичность условий развития почв этих территорий тесно связана с эволюцией и гидрологическим режимом озер, которые определяются изменчивостью увлажненности климата. Установлены особенности современного формирования почв, обусловленные колебаниями уровней вод озер.
Выявлено почвенное разнообразие приозерных ландшафтов, отражающее своеобразие гидрологических и геохимических условий почвообразования. Дана разносторонняя характеристика почвам от начальных стадий гидроморфного почвообразования до полнозрелых зональных, представленных черноземами и каштановыми почвами.
Полученные данные о микроэлементном составе основных генетических горизонтов почв позволили выявить естественные уровни содержания тяжелых металлов и других микроэлементов, а также почвы с различной радиальной геохимической контрастностью почвенного профиля.
Защищаемые положения. 1. Специфический гидрологический режим озер обусловливает основное почвенное разнообразие приозерных ландшафтов степной зоны Хакасии и развитие почв со сложным, морфологически ярко выраженным полициклическим профилем.
2. Наличие сорбционных, глеевых и испарительных барьеров определяет наиболее контрастное перераспределение микроэлементов в почвах аккумулятивных ландшафтов.
Теоретическая и практическая значимость. Результаты исследований углубляют и расширяют существующие представления о формировании почв водно-аккумулятивных поверхностей межгорных впадин гор юга Сибири. Излагаемые материалы о почвообразовании, протекающего на фоне общего усыхания озер и под влиянием колебаний уровней их вод, вносят вклад в решение вопросов прогнозирования развития почв в естественно изменяющихся условиях.
Информация о почвах приозерных ландшафтов, их составе, свойствах и распространении имеет непосредственное практическое значение для организации сельскохозяйственных угодий, рекреационных и заповедных зон на территории степной зоны Хакасии.
Полученные материалы о содержании и распределении тяжелых металлов и других микроэлементов в почвах положены в основу почвенно-экологического мониторинга при выявлении негативного техногенного воздействия на исследуемые территории, а также другие степные геосистемы и природно-территориальные комплексы со сходными природными условиями.
Публикации и апробации работы. По теме диссертации опубликовано 13 работ. Результаты исследований докладывались на Международных конференциях и симпозиумах: по природным условиям региона исследования (Томск, 1999; Горно-Алтайск, 2000), по проблемам почвоведения и охране почв (Санкт-Петербург, 1997; Барнаул, 1999; Томск, 2000, 2002), по проблемам геологии и охране окружающей среды (Томск, 2000); также на научных конференциях по географии и экологии Сибири (Абакан, 1997; Томск, 2003).
Автор глубоко признателен за помощь при выполнении работы д.б.н., профессору Михаилу Гавриловичу Танзыбаеву; за консультации и содействие д.б.н., зав. кафедры почвоведения и экологии почв Томского госуниверситета Сергею Павлиновичу Кулижскому; также за ценные советы к.б.н., доцентам Николаю Андреевичу Макаренко и Елене Витальевне Каллас.
Рельеф и почвообразующие породы
Современная морфология рассматриваемой территории оформилась под влиянием альпийского орогенеза, когда произошел дифференцированный подъем геоструктурных блоков Минусинского межгорного прогиба. Выше других были приподняты Чулымо-Енисейская впадина, левобережье Абакана и Енисея в Южно-Минусинской впадине, а также обрамляющие впадины горные сооружения.
В общем геоморфологическом плане Минусинского межгорного прогиба Чулымо-Енисейская и Южно-Минусинская впадины занимают соответственно центральное и южное положение. Они имеют угловатое начертание в форме овалов, вытянутых в субширотном направлении и разделенных между собой Батеневским кряжем. Для его поверхности характерны мягкие очертания склонов, выположенность водоразделов, что придает рельефу общий вид "дряхлости" (Зятькова Л.К., Раковец О.А., 1969). На юге и западе впадины в виде подковы охватывают сильно расчлененные массивы Кузнецкого Алатау и Западного Саяна. Абсолютные высоты внутри впадин колеблются от 200-300 м на уровне рек до 500-700 м на междуречьях. В предгорьях они увеличиваются до 800-900 м, затем до 1000 м и т. д. (Щербакова Е.М., 1954).
Меридиональной долиной Енисея межгорные впадины разделяются на две части, за которыми в литературе укрепилось название левобережья и правобережья. В левобережной части, относящейся к Хакасии, находятся Ширинская, Уйбатская и Койбальская степи (рисунок 1). Поверхность хакасских степей характеризуется неоднородным рельефом, обусловленным широким распространением куэст, котловин выдувания, молодых аккумулятивных и денудационных равнинных поверхностей, развитием мелкосопочника. По всей территории ярко выражены процессы селективного выветривания и денудации, а также отмечается четкая зависимость морфологии поверхности от геологического строения (Геология и полезные ископаемые Северной Хакасии, 1998). Куэстовые гряды с абсолютными высотами 500-700 м развиты на моноклинально залегающих девонских и каменноугольных вулканогенно-осадочных породах. Относительные превышения гряд достигают 200 м. Цепи куэст имеют два выдержанных направления: северо-западное и северо-восточное (Зятькова Л.К., Раковец О. А., 1969).
Плоскоравнинный рельеф связан с обширными озерными котловинами, а также с древними долинами рек и местами формирования делювиальных шлейфов. Котловины озер имеют главным образом дефляционное происхождение и тесно связаны с определенными геологическими структурами Минусинских межгорных впадин. Так, котловины крупных озер отчетливо приурочены к отрицательным пликативным структурам, которые получили одноименные названия Ширинская и Иткульская синклинали, Белевская и Черноозерская мульды; котловины многих мелких водоемов расположены вдоль тектонических швов, длинные оси которых практически совпадают с простиранием дизъюнктивных нарушений (Макаренко Н.А., Парначев В.П., 1997).
Озерные котловины, совпадающие с замкнутыми пологими синклиналями и открытыми мульдами, образуют мозаичные плитки рельефа. Ядром их служит крупное озеро или группа мелких озер, как правило, засоленных. Озеро окружено рядом концентрических полос последовательно сменяющихся типов рельефа: 1) озеро; 2) плоскоравнинный рельеф приозерной котловины; 3) холмисто-увалистый рельеф; 4) куэстовый и грядовый рельеф. В случае приуроченности озерных котловин к открытым синклинальным складкам, полосы рельефа не носят характера концентрических полос, а открываются в ту или иную сторону. Между собой озерные котловины соединяются межкуэстово-грядовыми ложбинами (Геология и полезные ископаемые Северной Хакасии, 1998). Многие озера обнаруживают признаки усыхания в виде характерных форм рельефа: береговых валов, озерных террас и др.
Разнообразие геоморфологических элементов обусловливает значительную пестроту процесов экзогенного рельефообразования на территории степной зоны Хакасии, что находит прямое отражение как в свойствах и строении почв, так и в организации их в составе почвенного покрова.
Специфика поверхностной рыхлой толщи, как отмечалось, обусловлена неоднократным проявлением экзогенных процессов. В отличие от большинства других межгорных котловин Южной Сибири (Михайлов Н.И., 1961; Олюнин В.Н., 1975), в Минусинских межгорных впадинах очень слабо развиты кайнозойские, в том числе и четвертичные отложения. На левобережье Енисея, при преобладании денудации, плащ четвертичных отложений тонок и часто прорывается плотными коренными породами. Мощность почвообразующего субстрата сильно варьирует в зависимости от геоморфологических условий и геологического строения территории и редко достигает 1-1,5 м.
Многообразие почвообразующих пород Минусинских межгорных впадин, и озерных котловин в частности, по М.Г. Танзыбаеву (1993) может быть сведено к следующим группам: 1. Элювиальные и элювио-делювиальные продукты выветривания коренных пород (известняков, красноцветных девонских и пестроцветных пермокарбоновых отложений), повсеместно распространенные во впадинах. Общей характерной чертой водораздельных комплексов пород является их скелетность, различная как в отношении количественного содержания обломков, так и характера самих обломков (щебень, дресва, гравий). Элювио-делювий красноцветных пород содержит меньшее количество кальция и фосфора, но обогащен магнием по сравнению с элювио-делювием пермокабоновых отложений. Часто эти породы засолены. Сухой остаток водной вытяжки из элювио-делювиев известняков и красноцветных пород девона- 0,04 - 0,3 %, из элювио-делювиев зеленых сланцев около 2 %. В обоих случаях основная масса солей представлена сульфатами. 2. Делювий коренных пород (известняков, пермокарбоновых и девонских отложений), распространенных по склонам в холмисто-сопочных районах и представленных желто-бурыми и розоватыми суглинками и глинами. Характер делювия весьма разнообразен и определяется типом коренных пород, подвергшихся выветриванию. Делювий известняков — глинистая порода различной степени карбонатности и щебнистости. Щебень в породе мелкий, часто можно отметить несколько горизонтов его максимального скопления. З.Лессы, лессовидные суглинки и лессовидные супеси. Встречаются только на севере Абакано-Енисейского междуречья (Койбальская степь). Для лессов характерно высокое содержание пылеватых фракций с преобладанием крупной пыли. 4. Перевеянные пески и супеси древних долин и озерных котловин. Эта группа пород была образована реками былой гидрографичекой сети. Последняя фаза четвертичного тектогенеза, вызвавшая образование современных водоразделов, пересекающих древние долины, была первопричиной эолового переотложения озерно-речных осадков. 5. Отложения современных озер приурочены к отрицательным формам поверхности, где и имеют важное значение в почвообразовании. Условно их можно разделить на две группы. В первую группу относятся озерные отложения, образовавшиеся в результате абразионной переработки пород береговой зоны. Основная масса их представлена иловатыми супесями, песками, а также гравием и мелкой галькой. Вторую группу составляют отложения внутренних частей водоемов, обычно минерализованные и обогащенные тонкодисперсным веществом (пылеватые суглинки, темные глины и илы). Донные отложения ряда минеральных озер представлены сульфидными грязями и соляными куполами.
Современные особенности формирования и распространения почв
Ареал распространения озер и сопряженных с ними ландшафтов приурочен к степным изолятам, почвенный покров которых, образует самую нижнюю ступень в системе кольцевых почвенных макроструктур Минусинских впадин (рисунок 3). Согласно "Почвенно-географическому районированию СССР" (1962), одноименному районированию Г.В.Добровольского и И.С. Урусевской (1984), эта территория входит в состав Минусинской провинции обыкновенных и южных черноземов и Тувинской Южно-Забайкальской провинции темно-каштановых и каштановых почв.
Основное направление современного почвообразования в степном поясе Минусинских межгорных впадин, и в приозерных ландшафтах в частности, определяется особенностями местной биоклиматической и литологической обстановки. Континентальность и засушливость климата характерные для центральных частей азиатского материка, усугубляется здесь орографической замкнутостью впадин. Суровость экологических условий, связанная с длительным промерзанием почв, сухой весной и резкими колебаниями температуры воздуха, затрудняет развитие растительных сообществ и процессов гумусообразования. Биологическая продуктивность степных фитоценозов составляет 13,3-5,3 ц/га (Растительный покров Хакасии, 1976), что примерно в два раза ниже урожайности поволжских (Кононова М.М., 1963) и казахстанских (Емельянов И.И., 1956) степей. Органическое вещество поставляется в почвы главным образом подземными органами растений. Трансформация его из-за укороченности периода положительных температур и биологической активности протекает не так полно, как в степных почвах европейских территорий. Сосредоточенность корневой системы растений в самой верхней наиболее увлажняемой и прогреваемой толще почв и слабое передвижение продуктов почвообразования обусловливает общую малую мощность гумусового горизонта и резкое падение содержания гумуса с глубиной. В связи с продолжительными низкими температурами в течение года гумусовые вещества почв подвергаются сильной морозной денатурации, что видимо, сказывается на их физико-химической активности (Танзыбаев М.Г., 1993). Узкое отношение гуминовых кислот к фульвокислотам при высоком содержании гуминов в групповом составе гумуса сближает степные почвы Хакасии с аналогичными почвами Тувы, Якутии, Забайкалья и других районов с континентальным климатом (Градобоев Н.Д., 19546; Волковинцер В.И., 1973, 1977; Почвы Баргузинской котловины, 1983; Танзыбаев М.Г., Булатова Н.Ю., 2001).
Формирование почвенного покрова сопровождается значительным проявлением экзогенных процессов. Особой интенсивностью характеризуется дефляция в «аридных» ядрах Минусинских межгорных впадин, к которым приурочены степные территории Хакасии. Вследствие особенностей географического положения, геоморфологической ситуации и прочих отличий от остальных частей Сибири ветровой режим в степной зоне Хакасии определяют постоянные ветры западных румбов, сила которых достигает 20-30 м/с (Громов Л.В., 1954; Титова Э.А., Любцова Е.Н., 1987). Эоловые процессы, активизирующиеся в засушливые годы и в весенне-раннелетние периоды, задерживают развитие почв на одной и той же стадии. В связи с этим, почвы степных районов характеризуются укороченной мощностью профиля и частой их неразвитостью. Помимо физико-механического воздействия на почвенный покров, ветры усиливают иссушение воздуха и почв и способствуют развитию процессов опустынивания.
На скорость почвообразования большое влияние оказывает также состав рыхлых и коренных пород. Лессы и лессовидные суглинки занимают небольшие территории по сравнению с красноцветными породами девона. Наблюдается низкий темп почвообразования на этих породах, по сравнению с четвертичными суглинками (Танзыбаев М.Г., 1990). Кроме того, к районам с комплексом девонских пород территориально и генетически приурочиваются почвы солонцово-солончакового ряда.
Специфичность условий формирования почв приозерных ландшафтов, связанная с наличием озер и их гидрологическим и геохимическим влиянием, значительно усложняет отмеченные особенности регионального степного почвообразования, что находит прямое отражение в большом разнообразии распространенных здесь почв.
К пониженным депрессионным формам рельефа, аккумулирующих поверхностный и внутрипочвенный сток с окружающих ландшафтов, приурочены почвы гидроморфного ряда. Слабая дренированность, наличие засоленных коренных пород и озер, обеспечивающих подпор минерализованных грунтовых вод, способствуют развитию в почвах явлений засоления, окарбоначивания и осолонцевания. Общая картина почвообразования осложняется динамичностью гидрологического режима территорий в связи с колебаниями уровня озер и почвенно-грунтовых вод в сезонных и многолетних циклах. Это приводит к обособлению прибрежных участков с озерно-аллювиальным обводнением, частой смене типов водного режима, чередованию процессов засоления и рассоления почв. Интенсивность перемещений солевых масс в почвенном профиле находится в тесной связи с гранулометрическим составом озерных отложений, на которых формируются почвы. Слоистость почвообразующих пород создает предпосылки для чрезвычайной неоднородности приозерных почв по характеру и степени засоления и комплексности почвенного покрова.
Широкий спектр гидроморфных и полугидроморфных почв образует кольцевые дифференцированно-увлажненные (по В.М. Фридланду, 1984) структуры на относительно небольших пространствах вокруг озер. Подавляющее большинство почв характеризуется карбонатностью и засоленностью в пределах всего профиля. Среди гидроморфных почв распространены омергелеванные варианты. Внутренняя часть кольцевых образований обычно занята луговыми, внешняя - лугово-черноземными или лугово-каштановыми почвами. Последние из них, являясь естественными спутниками каштановых почв, формируются только в приозерных ландшафтах южной части степной зоны Хакасии. В прибрежных зонах формирование почв находится в зависимости от особенностей гидрологического режима озер и протекает в двух направлениях.
Полугидроморфные почвы транзитно- аккумулятивных ландшафтов
Почвы этого типа являются полугидроморфными аналогами черноземов. Развитие их в степной зоне Хакасии связано преимущественно с грунтовым увлажнением и определяется сочетанием господствующего дернового процесса со слаборазвитым процессом внутрипочвенного оглеения. От всех остальных степных почв лугово-черноземные отличаются наиболее гумусированным профилем (Градобоев Н.Д., 1954; Коляго С.А., 1971; Танзыбаев М.Г., 1993). Лугово-черноземные почвы приозерных ландшафтов не являются исключением из общего правила, но при этом обладают и некоторыми особенностями, обусловленными историей их формирования.
Лугово-черноземные почвы, подобно черноземам, имеют широкий ареал распространения. Особенно характерны они для приозерных транзитно-аккумулятивных ландшафтов северной части степной зоны Хакасии. Гипсометрически лугово-черноземные почвы всегда располагаются ниже черноземов, занимая подсклоновые понижения и озерные террасы. Благодаря такому положению в рельефе лугово-черноземные почвы формируются в условиях повышенного внутрипочвенного увлажнения, связанного с относительно неглубоко залегающими почвенно-грунтовыми водами, на неоднородных наносах озерного или смешанного происхождения.
В генетическом отношении лугово-черноземные почвы занимают промежуточное положение между черноземами и луговыми почвенными образованиями. Поэтому в них выражены признаки и свойства, присущие и черноземам и луговым почвам. В "Классификации почв России" (2000) лугово-черноземные почвы выделены на уровне подтипа криптоглееватых черноземов. Характерными морфологическими особенностями, определяющими "лицо" лугово-черноземных почв, являются наличие темноокрашенного гумусового горизонта и присутствие следов переувлажнения в нижней части профиля.
Обобщенная схема строения профиля представляется в виде: Aca,s — ABca,s - Bca,s - BCca,s(g) — Cca,s,g. Мощность гумусового горизонта (А +АВ) достигает 45 см. Он обладает хорошо выраженной зернисто-мелкокомковатой структурой. Верхняя часть собственно гумусового горизонта (5-10 см) сильно задернована и имеет рыхлое сложение. Переход в следующий горизонт постепенный по осветлению окраски и возрастанию плотности. Признаки переувлажнения в виде сизоватых и ржавых пятен обнаруживаются в самой глубокой части почвенного профиля, в пределах которой располагаются горизонты ВС и С. К характерным чертам морфологии лугово-черноземных почв следует отнести также отсутствие или слабое проявление признаков солонцеватости и карбонатность всего профиля.
Гранулометрический состав лугово-черноземных почв преимущественно легкосуглинистый опесчаненный с незначительным содержанием фракций средней и мелкой пыли (рисунок 13). Нижняя часть профиля характеризуется неоднородным сложением и колебанием гранулометрического состава от супесчаного до среднесуглинистого. Общая особенность большинства лугово-черноземных почв - обогащение илистыми частицами и физической глиной части профиля, лежащей непосредственно под гумусовым горизонтом. Такое распределение высокодисперсной части является, по-видимому, унаследованным признаком от предшествующей стадии почвообразования и может свидетельствовать в пользу былой солонцеватости рассматриваемых почв. Вероятность этого предположения подтверждается также данными валового химического анализа (приложение 2), показывающими некоторую дифференциацию почвенного профиля но содержанию окислов Si02 и А1203. Физические свойства лугово-черноземных почв весьма своеобразны. В верхней части профиля, обогащенной гумусом и подверженной общему разрыхляющему действию корневых систем растений, плотность сложения не превышает l,ltya в слое 0-10 см снижается даже до 0,59 г/см3 (таблица 7).
В соответствии с этим гумусовые горизонты обладают общей порозностью, считающейся наилучшей по классификации Н.А. Качинского (Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А., 1961). С переходом к более глубоким слоям эти показатели резко ухудшаются. Так, плотность сложения увеличивается в 1,7-2,6 раза, а общая порозность снижается до 41,2-32,2 %. Характерно, что поровое пространство, сократившись до максимума в нижней части горизонта В, далее с глубиной практически не изменяется. Последнее обстоятельство следует объяснять изначально высокой плотностью упаковки гранулометрических частиц почвообразующих пород.
Лугово-черноземные почвы относятся к наиболее гумусированным почвам приозерных ландшафтов. Запасы гумуса в слое 0-50 см этих почв характеризуются величинами, близкими запасам гумуса в аналогичном слое обыкновенных среднемощных черноземов и луговых почв (приложение 4). Максимальное количество гумуса, составляющее 5,44-6,39 %, приурочено к верхней задернованной части горизонта А, где сосредоточена основная масса корней (таблица 8). С глубиной его содержание достаточно быстро снижается, что отражает общую особенность большинства почв степной зоны Хакасии, обусловленную резкоконтинентальным климатом. Аналогично распределены валовые количества азота. Запасы этого элемента в лугово-черноземных почвах не уступают, а иногда и превосходят таковые в луговых почвах. Вместе с тем в верхних горизонтах наблюдается более широкое отношение C:N, что, вероятно, указывает на относительно повышенное содержание в них гумусовых кислот, обогащенных углеродом.
Среди лугово-черноземных почв встречаются как незаселенные, так солончаковатые варианты. Низкое содержание солей отмечается в почвах с режимом непостоянного (остаточного) подпитывания слабоминерализованными грунтовыми водами, не обеспечивающим накопление легкорастворимых солей в почвенном профиле. Засоленные почвы, содержащие до 0,695 % солей, обычно характеризуются слабой степенью засоленности, сульфатным или хлоридно-сульфатным химизмом при преобладании в солевом составе сульфатов кальция и магния (рисунок 14).
Ксероморфные почвы транзитных и автономных ландшафтов
Черноземы - наиболее распространенный тип почв приозерных автономных и транзитных ландшафтов. Им, как и в целом, черноземам степной зоны Хакасии, присущи своеобразные черты, обусловленные спецификой местных природных условий. Континентальность и засушливость климата, невысокая продуктивность фитоценозов ограничивают возможность образования мощных высокогумусных почв, которым в традиционном представлении соответствуют черноземы. Наиболее характерными особенностями черноземов хакасских степей, отмечаемыми всеми исследователями (Прасолов Л.И., 1914; Коляго С.А., 1971; Лебедева И.И., 1983; Танзыбаев М.Г., 1993), являются: пониженные запасы органического вещества, укороченность гумусового профиля, слабая оструктуренность, высокое положение в почвенном профиле горизонта аккумуляции карбонатов.
Черноземные почвы исследуемых территорий представлены обыкновенными и южными подтипами, образующими основной фон экспозиционно-дифференцированного почвенного покрова склоновых поверхностей. Черноземы обыкновенные, располагаясь по северным и северо-восточным склонам, формируются под растительными ассоциациями луговой разнотравно-злаковой степи. Черноземам южным свойственна более ксерофитная растительность, представленная крупноковыльно-полынными и другими ассоциациями настоящих и сухих степей. В отличие от черноземов обыкновенных, южные выступают также сопутствующим компонентом сочетаний темно-каштановых почв и могут залегать на склонах любых экспозиций.
Почвообразующими породами, на которых развиваются черноземы приозерных ландшафтов, служат преимущественно маломощные, обычно щебнистые и слабосортированные элювиально-делювиальные и делювиальные накопления. Сравнительно однородные до глубины 1,5-2,0 м отложения эолового происхождения имеют весьма ограниченное распространение. Между собой почвообразующие породы сильно различаются гранулометрическим спектром и минералогическим составом, что является одной из основных причин разнообразия облика и свойств черноземов (Шамшаева, Булатова, Танзыбаев, 2000). В ходе полевых исследований среди черноземных почв приозерных ландшафтов были выделены обычные, карбонатные, остаточно-карбонатные, карбонатные солонцеватые и засоленные. В "Классификации почв России" (2000) эти почвы более всего соответствуют черноземам пропиточным, солонцеватым и засоленным отдела аккумулятивно-гумусовых почв. Морфологический облик черноземов, если отвлечься от различий связанных с особенностями почвообразующих пород, характеризуется следующими признаками. Общая схема строения профиля: A(ca,s) AB(ca,sn,s)-Bca(sn,s)-BCca(s)-Cca(s). Суммарная мощность гумусовых горизонтов (А + АВ) обычно не превышает 40 см, в связи с чем большинство черноземов относится к маломощным видам. Среднемощные и очень маломощные черноземы - образования более редкие. Типичные представители черноземов обыкновенных обладают сравнительно рыхлым сложением профиля и постепенными переходами в окраске верхних горизонтов. Вскипание от соляной кислоты обнаруживается на нижней границе горизонта АВ или в самой верхней части горизонта В. Карбонаты обычно распылены, пропитывая мелкоземистую массу почвы, или встречаются в виде карбонатных корок на включениях почвообразующих пород. В черноземах южных, сформированных в однотипных литологических и геоморфологических условиях, верхняя граница карбонатов как закономерность располагается выше. Для этих почв характерно наличие уплотненности в горизонте АВ, который в сухом состоянии распадается на угловатые комковатые отдельности. Приуроченность черноземов к склоновым поверхностям предопределяет значительное варьирование мощности почвенного профиля: на более пологих склонах, а также склонах, находящихся в «ветровой тени» она достигает 180 см, в то время как на крутых склонах она не превышает 50-60 см. Почвы с укороченным профилем обычно отличаются значительной щебнистостью и карбонатностью. Валовой химический состав черноземов в связи с пестротой почвообразующих пород достаточно разнообразен (приложение 2). Содержание SiC 2 колеблется от 61,30 до 76,67 %, А12Оз - от 15,38 до 22,21 %, Fe203 - от 2,96 до 5,22 %, СаО - от 1,91 до 16,18 %. Почвы на эоловых отложениях содержат относительно меньше MgO и МпО, на продуктах выветривания вулканогенно-осадочных пород характеризуются повышенным содержанием ТІО и SO3. Динамика компонентов валового химического состава по профилю черноземов в большинстве случаев связана с неоднородностью почвообразующего субстрата. Современным почвообразованием обусловлены высокая изменчивость содержания СаО в результате вторичной аккумуляции кальцита, накопление в верхней части профиля биогенных элементов (фосфора отчетливо, марганца и серы слабее), а также сужение отношения БіС ЯгОз в солонцеватых горизонтах.
Среди черноземов наиболее распространены среднесуглинистые разновидности (рисунок 17). По мере увеличения глубины гранулометрический состав изменяется от супесчаного до легкоглинистого. Характер профильного изменения гранулометрического состава в значительной степени предопределен исходным составом почвообразующих пород. Как и в других почвах приозерных ландшафтов, физическая глина состоит в основном из илистых частиц. В мелкоземистой части преобладают фракции песка, в минимальном количестве содержатся фракции средней пыли. Наблюдается широко проявляющееся в степной зоне Хакасии облегчение верхней части горизонта А, которое обычно рассматривают как результат выдувания тонкодисперсных фракций при периодической активизации эоловых процессов. Физические и водные свойства черноземов определяются гранулометрическим составом и гумусированностью. Плотность твердой фазы в верхней части профиля составляет 0,93-1,28 г/см (приложение 6). Ее пониженные значения характерны для более прогумусированных черноземов обыкновенных, в которых условия для структурообразования улучшены. С глубиной плотность сложения увеличивается, достигая в почвообразующей породе 1,40-1,46 г/см3. Максимальная гигроскопичность, непосредственно связанная с содержанием гумуса и тонкодисперсных частиц, составляет в верхних горизонтах 6,1-13,2 % от объема почвы. В нижележащей части профиля наблюдается варьирование этой категории влаги от 9,2 до 19,2 %, обусловленное литологической неоднородностью почвообразующего толщи. В целом, большинство черноземов характеризуется вполне благоприятными агромелиоративными показателями: довольно высокой общей порозностью, значительной водоудерживающей способностью при широком диапазоне активной влаги.
Воздухосодержание при увлажнении, равном наименьшей влагоемкости, за исключением солонцеватых горизонтов, не опускается ниже критического уровня для растений и в целом по профилю составляет 14,3-37,0 %. В полуметровой толще черноземов обыкновенных и южных содержится соответственно 145,2-258,3 и 129,4-160,0 т/га гумуса, что значительно отличает их аналогичных почв Алтая (Хмелев В.А., 1983) и Русской равнины (Кононова М.М., 1963). Оценить запасы гумуса в метровом слое часто не представляется возможным из-за маломощности почвенных профилей черноземов. Наименее гумусированные черноземы южные по запасам гумуса близки к темно-каштановым почвам, но отличаются от них более равномерным их распределением (приложение 4). Общее содержание и распределение карбонатов в черноземах отражает литологические особенности почвообразующих пород и различия в увлажненности, связанные с положением в геоморфологическом профиле. В карбонатных и остаточно-карбонатных черноземах на маломощных продуктах выветривания карбонатных пород содержание СОг карбонатов увеличивается вниз по профилю и может достигать 12,71 % (таблица 11)
Похожие диссертации на Почвы приозерных ландшафтов степной зоны Хакасии
