Содержание к диссертации
Введение
1. Обзор литературы
1.1 Взаимосвязь органического и минерального вещества в почвах 6
1.1.1 Взаимодействие тонкодисперсных минеральных компонентов и гумусовых веществ как основной фактор формирования почвенных свойств 12
1.1.2 Существование тонкодисперсных алюмосиликатов и гумусовых веществ в почве как единого целого глино-металл-органического комплекса 19
1.2 Органическое вещество и плодородие почв 20
1.2.1 Особенности трансформации различных компонентов органического вещества 24
1.2.2 Биологическая активность почвы - устойчивый показатель ее биогенности 26
1.3.1 Влияние сельскохозяйственного использования на рганическоевещество почвы 30
1.3.2 Влияние агротехнических приемов на плодородие почвы 30
2. Объекты и методика исследований
2.2 Условия почвообразования
2.2.1 Геология и геоморфология 31
2.2.2 Почвообразующие породы 42
2.2.3 Климат
2.2.4 Растительность 43
2.3 Морфолого-генетическая и физико-химическая характеристика почв
2.3.1 Черноземы южные 47
2.3.2 Черноземы обыкновенные карбонатные (предкавказские)
2.3.3 Каштановые почвы 49
2.3.4 Солонцы 52
3. Распределение гумуса по гранулометрическим фракциям основных типов почв России 56
3.1.1 Распределение гумуса по гранулометрическим фракциям чернозема южного 67
3.1.2 Распределение гумуса по гранулометрическим фракциям чернозема обыкновенного карбонатного 77
3.1.3 Распределение гумуса по гранулометрическим фракциям почв каштаново-солонцового комплекса 83
3.2 Неоднозначность показателя «содержание гумуса на 100 г почвы» как функции двух переменных 86
4. Минералогическая характеристика почв 100
4.1.1 Состав и закономерности распределения минералов мелкопылеватой фракции 100
4.1.2 Состав и закономерности распределения минералов илистой фракции 107
Основные выводы 128
Список использованной литературы 130
- Органическое вещество и плодородие почв
- Геология и геоморфология
- Неоднозначность показателя «содержание гумуса на 100 г почвы» как функции двух переменных
- Состав и закономерности распределения минералов илистой фракции
Введение к работе
В свете развития сельскохозяйственного производства и усиления антропогенного воздействия на почву проблема изменения органо-минерального состояния пахотных почв имеет первостепенное значение. Знание и понимание путей трансформации гумуса и минералов позволит правильно оценить и выявить направленность процессов, имеющих место в пахотных почвах.
Органо-минеральное вещество почвы всегда вызывало пристальное внимание ученых-почвоведов всего мира и к настоящему времени изучено довольно подробно. Интерес к изучению органической части почвы и, в первую очередь, гумусовых веществ обусловлен их значением для свойств почв и плодородия. Гумус играет важную роль в формировании водопрочной структуры, от которой зависят водный, воздушный, биологический режимы почв, их противоэрозионная устойчивость.
Вместе с тем гумус является главным источником азота, углекислоты, отчасти фосфора и калия. В 100 граммах гумуса содержится 3-4% азота, 0,5-1,5% Р2О5, 1,5-2,0 К20. От содержания гумуса, его состава и запасов зависят практически все агрономически ценные свойства почв (Алешин, Шаймухамедов, 1962).
В последнее время вопрос изучения гумусовых веществ в связи с массовой потерей гумуса пахотными почвами на территории как России, так и стран СНГ, приобретает особое значение. По обобщенным данным ВАСХНИЛ, потери гумуса за период 1975-1995гг. были следующими: в Нечерноземной зоне - 0,5 % (абсолютные величины от массы почвы), в Центральночерноземном районе - 0,15 %, на Северном Кавказе - 0,4 %, в Восточной Сибири и Дальнем Востоке - 0,5 %. По сравнению с материалами В.В. Докучаева (1883), гумусированность черноземов ЦЧР снизилась почти вдвое -от 10-14 % до 7-Ю % (Макунина, 1989).
Данная проблема достаточно актуальна и для Ростовской области: по обобщенным данным, ежегодные потери гумуса черноземами типичными составляют 2,2-3,0 т/га, черноземами южными - 0,56 т/га. Черноземы южные характкризуются высокими потерями гумуса (Орлов, Бирюкова, 1996; Караваева, Герасимова, 1997).
Явление потери гумуса почвами, уменьшения его запасов грозит катастрофическими последствиями: по данным Д.С. Орлова и О.Н. Бирюковой (1996), при существующих темпах потерь уже в 2025 году в некоторых почвах вообще не останется гумуса. В связи с этим вопросы распределения гумуса и минералов по гранулометрическим фракциям, его качественного состава в них, а также изучение механизма закрепления гумусовых веществ в почве в виде органо-минеральных соединений представляет особый интерес как для России, так и для Ростовской области.
Цель и задачи исследований. Изучить распределение органического и минерального вещества в гранулометрических фракциях основных типов почв Ростовской области при различных антропогенных нагрузках.
Для достижения поставленной цели решались следующие задачи: определить содержание гумуса и глинистых минералов в гранулометрических фракциях исследуемых почв;
- оценить взаимосвязь гумуса и глинистых минералов в почве и по гранулометрическим фракциям;
- изучить профильное распределение органо-минеральной части почвы;
- оценить влияние антропогенных факторов на гумус-минералогические отношения.
Положения выносимые на защиту: 1. Сопряженное изучение в почвах минералов и гумуса определяется высоким их сродством. Практически 80 - 95% гумуса и глинистых минералов функционально связаны во фракциях физической глины как глино-металло-органические комплексы.
2. В результате антропогенного воздействия на черноземы и почвы каштаново- солонцеватого комплекса разрушаются преимущественно средне- и крупнопылеватые гранулометрические фракции.
3. Процесс разрушения средне- и крупнопылеватых гранулометрических фракций сопровождается изменением иловатости/пылеватости физической глины, ее фульватизацией и смектизацией.
4. При орошении черноземов и каштановых почв Ростовской области отмечается гидрослюдизация почти всей почвенной толщи, как отражение интенсивного выветривания первичных минералов и трансформации смектитовой фазы в гидрослюдистую.
Научная новизна исследований. Впервые для почв Ростовской области проведено совместное изучение органической и минеральной части в гранулометрических фракциях в системе: целина - богара - орошение.
Практическая значимость исследований. Результаты исследования в перспективе могут быть использованы в практике сельскохозяйственного производства Ростовской области при составлении мероприятий по сохранению и повышению плодородия почв.
Органическое вещество и плодородие почв
Органическое вещество почвенного раствора можно представить как многофункциональные ненасыщенные органические соединения (кислой природы), возможно, ароматического или циклического строения, с сопряженными углеродными связями, которые содержат небольшое количество азота (Карнаухов, 1953; Дьяконова, Максимова, 1968, Поддубный, Кирюхина, 1971; Сильверстова, 1972). Опыты, проведенные И.М. Андреевой (1966), показали тесную генетическую связь между основными фракциями воднорастворимых гумусовых веществ и гумусовыми кислотами. Установлено, что интенсивность процессов отщепления гумусовых кислот усиливается по мере сужения отношения гумусовых кислот Сгк/Сфк, увеличение степени увлажнения температуры, щелочности почвы. В процессе компостирования воднорастворимых гумусовых веществ наблюдается уменьшение количества гуминовых кислот и увеличение содержания фульвокислот. Может происходить также отщепление последних от «молодых» ГК. В течение года наблюдается заметное снижение оптической плотности гумусовых кислот, вероятно, за счет разрыхления углеродной сетки. В работах К.В. Руденской (1968) отмечалось, что растворимость органического вещества может служить показателем энергии разложения гумуса: чем выше растворимость гумуса, тем больше гуминовых кислот, гуматов и меньше гуминов, объедененных азотом, и, следовательно, тем шире отношение Сгк/Сфк в составе гумуса и заметнее его изменение по профилю. Наблюдалась прямая зависимость содержания и динамики подвижных фосфатов от растворимого гумуса и способность воднорастворимого органического вещества образовывать комплексы с железом (Карнаухов 1953; Ноздрунова, 1961; Иванова, Ноздрунова, 1963). Таким образом, воднорастворимые соединения являются одним из показателей трансформационных процессов почвенного органического вещества, выполняя свойственные ему функции (Александрова, 1966; Андреева, 1966; Руденская, 1968; Базилинская, 1974). Источниками синтеза гумусовых веществ можно считать углеводы аминокислоты, т.е. неспецифические соединения гумуса (Базилинская, 1974; Jacquin et all., 1974; Садовникова, Орлов, 1976). Содержание углеводов в почве (относительное количество по углероду) варьируется от 5 до 20-30 % к почвенному органическому веществу (Орлов, Садовникова, Садовников, 1975; Хазиев, Багаутдинов, 1987). Полисахариды почвенного органического вещества сосредоточены, главным образом, во фракции гумина за счет высокой интенсивности биологическим процессов и значительных количеств коллоидной глины, а также наряду с моносахаридами входят в состав фульвокислот в качестве структурных фрагментов. Вероятно, этот факт служит объяснением четкой корреляции содержания углеводов от количества гумуса (Dormaar, 1967; Lowe, 1978; Дергачева, Кузьмина, 1979; Hoetzclaw et all., 1980; Орлов, 1990; Gordienko, Vorisek, Lasik, 1990). Углеводные компоненты, поступающие в почву с растительными и животными остатками, довольно быстро подвергаются различным превращениям: ферментативному гидролизу, окислению, конденсации.
Их химическая трансформация в дальнейшем может происходить различными путями: а) в условиях высокой биологической активности наблюдается распад углеводных соединений до мономеров с их дальнейшей конденсацией; б) низкая биологическая активность способствует накоплению высокомолекулярных соединений за счет процессов ароматизации и карбоксирования. Наиболее интенсивно процессам разложения подвергаются простые углеводные соединения. Максимальное расположение наблюдается в первые три месяца при значительном накоплении новообразовательных гемицеллюлоз. Исследователями (Кононова, 1963, 1968; Тюрин, 1965; Орлов, Садовникова, Садовников, 1975; Панников, Садовникова, Фридланд, 1984) отмечались специфические функции углеводов в почве: 1. Формирование почвенной структуры за счет водопрочных агрегатов и усиления их стабильности, определяемых высокой клеящей способностью микробных слизей, обусловленных различными углеводными формами (Greenland et all., 1961; Watson et all, 1965; Хан, 1969; Jacquin, Guckert, 1973; Dapriel, Beck, Hartes, 1990); 2. Образование органо-минеральных солей с полуторными скислами и глинистыми частицами; ускорение выветривания минералов за счет образования хелатных соединений; 3. Участие в ионно-обменных процессах, т.е. значительное влияние на поглотительную способность почвы; 4. Влияние на питание растений как путем непосредственного поглощения (свободные моносахариды), так и косвенно, через образование различных соединений (полисахариды); 5. Трансформация гумусовых веществ микроорганизмами ускоряется в присутствии углеводов как источника энергии и углерода; при этом углеводные соединения включаются во фракции стабильного гум и на. Хотя вопросы о распространении углеводов в почвах, влиянии типа почв на их содержание и распределение пока изучены недостаточно, в целом, можно сделать вывод о существенной роли углеводных компонентов в почвообразовательном процессе. К индивидуальным неспецифическим органическим веществам, присутствующим в почве, относят и аминокислоты (АК). В составе растительных остатков и микробных тел в почву поступает значительное количество азотосодержащих соединений, подвергающихся в дальнейшем действию протеолитических и дезаминирующих ферментов (Умаров, Осеева, 1971; Щербаков, 1972; Кцоев, 1977; Панников и др., 1984). АК в почвах, как и углеводы, могут быть свободными и связанными. Однако, в отличие от углеводных соединений, количество свободных АК больше содержания связанных, а роль их более существенна, так как они являются структурными элементами в синтезе белка, субстратом эндогенного дыхания, регулятором ферментативных реакций. По профилю наблюдается снижение как количества, так и разнообразия состава АК. При этом в сумме свободных АК возрастает относительное количество нейтральных соединений, устойчивых к минерализации (Умаров, Асеева, 1971; Полтавская, Продан, 1973; Купревич, 1974; Барыкова, Никитина, 1978). Одной из особенностей аминокислотного состава почв является корреляция последних с запасами общего и гидролизующего азота, почвенного гумуса (Мишустин, 1956; Щербаков, 1972; Карягина, 1983). Качественный состав гумусовых соединений характеризуется значительным преобладанием АК и кислоторастворимого азота в составе гуминовых кислот (50%), преимущественно в виде полипептидов. В условиях дефицита аминный азот аминокислот может служить дополнительным источником азота для растений, особенно в естественных фитоценозах. Таким образом, аминокислоты в почве являются важным звеном в системе органическое вещество-питание растений, обеспечивая условия для развития почвообразовательного процесса и возделывания сельскохозяйственных растений.
Геология и геоморфология
Согласно принятым в настоящее время представлениям, изучяемая часть Ростовской области находится в зоне Русской и Предкавказской платформ (Погребнов, Потапов, 1962). Основные тектонические элементы территории следующие: 1. Воронежская антеклиза Русской платформы; 2. Донецкая антеклиза (вал Карпинского) Предкавказской плиты; 3. Азовская антеклиза Предкавказской плиты. Воронежская антеклиза представляет собою удлиненное в юго-восточном направлении крупное тектоническое поднятие с типичным для платформы двухъярусным строением. Верхний ее ярус (чехол) сложен породами карбона, девона, и мезокайнозоя, а фундамент — кристаллическими породами протерозоя и архея. Предкавказская плита представляет собой более молодой (по сравнению с Русской платформой) участок платформенной области. Ее фундаментом являются дислоцированные толщи палеозойских пород, а платформенным чехлом служат мезозойские и кайнозойские отложения. Донецкая антеклиза (вал Карпинского) — это обширная валообразно приподнятая зона Предкавказской плиты, вытянутая в юго-восточном-восточном направлениях от Донецкого выступа (Открытого Донбасса) к дельте Волги. Эту зону зачастую называют Погребенным кряжем или валом Карпинского. Азовской антеклизой названа вытянутая почти в широтном направлении приподнятая часть Предкавказской плиты, соответствующая погруженному продолжению Украинского щита до глубин залегания кристаллических пород — 1200 м. На своде Азовской антеклизы — под Таганрогским заливом, под Азовом и Ростовом на глубинах 400—600 м залегают кристаллические допалеозойские породы Украинского щита, которые, распространяясь восточнее, образуют так называемы Азовский массив, окаймленный размытым складчатым палеозоем. Формирование геологических структур продолжалось и в неоген-четвертичное время. Характер неотектонических движений территории связан с неотектоническим движением Северного Кавказа и Предкавказья (Панов, 1964). Согласно схеме неотектонического районирования Д.Г. Панова (1964), исследуемая территория представляет собой область унаследованных доплиоценовых и плиоцен-четвертичных неотектонических поднятий, продолжающихся и в настоящее время. В работах первых авторов по изучению геоморфологии области, была отмечена основная закономерность строения рельефа территории - четко выраженная ступенчатость (Православлев, 1934). Геоморфологические особенности участков освещаются в работах Я.М. Коваль (1955), А.Г. Ляховой (1955). Вопросов развития эрозии и степени расчленения территории касались в своих работах В.А. Фильков (1935, 1956), П.Ф. Молодкин (1958, 1959, 1960). Большая часть выше названных работ освещает орографию и морфологические черты поверхности, что мало дает нам для понимания истории и генезиса рельефа во взаимосвязи с почвами. Историко-генетического направления в развитии рельефа исследуемой территории придерживался Д.Г. Панов (1963,1964,1965).
Им показана тесная взаимосвязь между формами современного рельефа, его расчлнением и развитием тектонических, неотектонических и климатических особенностей более раннего и четвертичного периода. Поэтому, при характеристике геоморфологии исследуемой территории (в пределах Ростовской области), нами за основу взята схема геоморфологического районирования, предложенная Д.Г. Пановым (1963). Согласно этой схеме, на рассматриваемой терртории ввделяются следующие геоморфологические единицы: 1. Доно-Донецкая геоморфологическая провинция, включяющая: а) Восточную часть Донбасса (не входит в район исследований); б) Доно-Чирскую область; в) Восточно-Донскую гряду. 2. Азово-кубанская геоморфологическая провинция, включающая: а) Северное Приазовье; б) Азово-Кубанскую низменность; в) Манычский прогиб (не входит в район исследований). 3. Доно-Сало-Манычская (Возвышенность Ергеней) геоморфологическая провинция, включающая: а) Сало-Манычская область; б) Возвышенность Ергеней (не входит в район исследований). Выделение типов рельефа внутри областей, произведено с учетом интенсивности овражно-балочного расчленения, абсолютных отметок над уровнем моря, мощности четвертичных отложений и историко-генетической взаимосвязи этих процессов 1) Нерасчлененные равнины (плато). Водоразделы р. Глубокой и нижнего течения рек Калитвы и Быстрой высотой более 180 м, а также к северу и северо-востоку от г. Миллерово с отметками более 200 м. 2) Пластовая равнина (ниже-четвертичная) с отметками 150-180 и вдоль линий всех рек данной области. 3) Пластовая равнина с овражным расчленением (средне-четвертичная). Высота 100-135 м. Черноземы южные в данной области преобладают. Восточно-Донская гряда занимает правобережье реки Дон в его среднем течении от станции Мигулинской до Донской Луки, с преобладающими отметками 150-200 м. Выделяются следующие типы рельефа: 1) Останцы нижнеплиоценовой денудационной равнины. 2) Равнина с овражно-балочным расчленением (верхнеплиоценовая). 3) Денудационная равнина нижнечетвертичного возраста. 4) Денудационно-аккумулятивная равнина (среднечетвертичная). Наряду с южными, встречаются и обыкновенные черноземы. Сложность истории развития Северного Приазовья заключается в чередовании поднятий и опусканий на протяжении всего неоген-четвертичного времени (особенно интенсивно в галоцене). Это обусловило формирование денудационных пластовых и аккумулятивных ступенчатых равнин. На данной территории выделяются следующие типы рельефа: 1) Пластовая равнина (не входит в район исследований). 2) Равнина с овражно-балочным расчленением (плиоцен-четвертичная). По высоте равнина охватывает ярусы от 120 до 90 м с развитыми здесь черноземами южными. 3) Пластово-денудационная равнина (не входит в район исследований). Азово-Кубанская низменность плиоцен-четвертичного возраста.
Господствующие в неоген-четвертичное время опускания определяли формирование аккумулятивного рельефа. Только наиболее поздние из неотектонических движений определили поднятие ранее созданной аккумулятивной поверхности и ее слабое эрозионное расчленение. На данной территории выделяются следующие типы рельефа: 1) Доно-Егорлыцкая аккумулятивная равнина сложена легко размываемыми лессовидными породами. Средняя высота ее над уровнем моря 80-100 м, наибольшая - 131 м. Поверхность этой равнины пересечена таррасированными долинами рек Егорлыка, Среднего Егорлыка, Кагальника и др., а на севере верховьями балок Мокрая Кугульта, Юла и др. 2) Аккумулятивная равнина Нижнего Дона (не входит в район исследований). На данной территории в основном распространены предкавказские черноземы. Ергенинская возвышенность (Вал Карпинского) обладает сложным строением палеозойского фундамента с системой расчленения на ряд отдельных поднятий, прогибов и впадин. На данной территории выделяются следующие типы рельефа: 1) Денудационно-эрозионная равнина Сало-Манычского водораздела и западных склонов Ергеней, высота местности от 100 до 200 м. 2) Доно-Сальская аккумулятивно-эрозионная равнина. Представляет собой почти плоскую поверхность, пересеченную хорошо разработанной долиной р. Сала и его притоков. Высота местности 50-100 м. На данной территории в основном распространены почвы каштаново-солонцового комплекса. Таким образом, в геоморфологическом отношении, вся исследуемая территория "как система поднятых на разную высоту поверхностей, геоморфологических уровней, отделенных один от другого ступенями" (Панов, 1964).
Неоднозначность показателя «содержание гумуса на 100 г почвы» как функции двух переменных
Гранулометрический состав исследуемых почв тяжелосуглинистый, крупно-пылевато-иловатый (таблица 12). Орошаемые и старопахотные участки по сравнению с целинными отличаются некоторым увеличением илистой фракции (оглинивание) за счет снижения песчано-пылеватой. Наиболее удобно диагностику этого процесса можно выразить через коэффициент дисперсности физической глины, который составляет для верхних горизонтов орошаемых почв 0.98-1.13 %, целинных и старопахотных почв - 0.87-1.09 %, почв ГСУ -1.12-1.17%. Таким образом, наблюдается тенденция возрастания коэффициента дисперсности в каштановых почвах используемых в сельскохозяйственном обороте, но наиболее ярко эта тенденция проявляется в солонцах. Например, в целинном солонце коэффициент дисперсности для горизонта А0 составляет 0.87 % и возрастает на орошении и богаре до 1.01-1.13 % (таблица 12). Общее содержание гумуса в верхнем горизонте целинных почв выше, чем на орошении и богаре (таблица 12, приложение 5). Например, содержание гумуса в верхнем горизонте каштановой целинной почвы 3.2 %, в солонце целинном -3.46 % и оно снижается на богаре в каштановой почве до 2.50-2.70 %, в солонце до 2.48 %. Аналогичное снижение содержания гумуса происходит и на орошаемых участках. С глубиной во всех фракциях содержание гумуса уменьшается (Тюрменко, 1973). Наиболее гумусированы фракции мелкой пыли и ила. Во всех случаях содержание гумуса в мелкой пыли больше этой величины в иле (Воронин, 1958; Тюрменко, 1973; Травникова, Титова, 1978). На целинных участках содержание гумуса в горизонте А во фракции ила равно 4.2-5.8 % и при антропогенном использовании уменьшается до 3.1-3.7 %. Количество же илистой фракции при антропогенном использовании несколько увеличивается: с 22.2-28.4 % на целине до 27.0-31.1 % на богаре и орошении. Фракция мелкой пыли по содержанию гумуса превосходит илистую фракцию примерно на 2 %. На целине оно равно 6.7-7.7 % и уменьшается при сельскохозяйственном использовании почв до 4.0-4.8 %. Количество мелкой пыли каштановых почв в сравнении с целиной увеличивается от 16.0 % до 18.3 %, солонцов -уменьшается от 17.2 % до 16.3 % (приложение 5). Доля вклада илистой и мелкопылеватой фракций в гумусированность почвы в 2-3 раза больше вклада крупных фракций (таблица 13). Органо-минеральная масса ила больше органо-минеральной массы мелкой пыли, за исключением целинного солонца, где эта закономерность обратная. Но единица массы мелкой пыли более насыщена гумусом.
В сумме фракции средней и крупной пыли имеют значительно меньшую органо-минеральную массу в сравнении с илом и тонкой пылью. При антропогенной нагрузке на почву возрастает доля органо-минеральной массы илов на каштановых почвах ГСУ и солонцов при орошении. Гумусность при этом падает. Для горизонта А целинных почв величина органо-минеральной массы составляет 119-128 %, тогда как для старопахотных и орошаемых вариантов уменьшается до 78-115 % (приложение 6). Наиболее объективно процесс дегумификации пылеватых фракций может быть оценен через отношение органо-минеральных масс ила и пыли (приложение, 6). В горизонте А целинных почв органо-минеральная масса пылеватых фракций составляет 61.7 % в каштановой почве и 60.9 % в солонце, от таковой массы всей почвы. На долю органо-минеральной массы илистой фракции приходится соответственно - 38.3 и 39.1 %. В результате антропогенной нагрузки это соотношение изменяется в сторону илов: на каштановых почвах ГСУ 42.6 и орошаемых солонцах 44.4 %, и в сторону пыли: на каштановых почвах при орошении 65.7 и солонцах на богаре 61.4%. 3.1.4. Неоднозначность показателя «содержание гумуса на 100 г почвы» как функции двух переменных Рассмотрим природу и специфику показателя «содержание гумуса на 100 г почвы». Этот показатель отражает в себе двойственную информацию: о концентрации гумуса во фракциях физической глины и соотношении ее с почти безгумусовой массой почвы, которая разбавляет указанную концентрацию до значения показателя - «содержание гумуса на 100 г почвы». В почвоведении принято выражать гумусное состояние почвы одним наиболее используемым показателем - «содержание гумуса на 100 г почвы». В литературе никогда специально не обсуждалась специфика и природа этого показателя. Допускается как бы отсутствие предмета обсуждения: принимается на веру и без сомнения, что получаемые в анализе почвы по методу Тюрина цифровые значения несут информацию только лишь о содержании гумуса. Это не совсем так. Более того, одностороннее восприятие этого показателя не безобидно и таит в себе скрытую методологическую погрешность, которая способствует «отрыву» гумуса от своей минеральной матрицы, с которой у него генетическое и функциональное сродство. Разъединение неделимого влечет за собой ошибки и некорректные выводы при решении задач по оценке гумусового состояния и де гумификации почв, которые проводятся в отрыве и без конкретного учета гранулометрического состава. Вероятно по этой же причине отсутствует к настоящему времени единая общепризнанная теория гумусообразования. Последние сосредоточены в физической глине и выступают как катализаторы полимеризации-деполимеризации органического вещества. Продукты биокатализа органического опада, вероятно, выступают как исходный «строительный» материал подготовительного этапа гумусообразования. Продукты метаболизма на этом этапе сохраняют еще фрагменты биоорганических структур. Далее они попадают под влияние и воздействие минеральных катализаторов (глинистых минералов, тяжелых металлов, рН-среды и т.д.), которые завершают разрушение биоорганических структур и параллельно синтезируются и накапливаются относительно инертные ароматические структуры.
Поликонденсация и полимеризация последних на глинистых минералах приводит к избирательному (в зависимости от состава глинистых минералов в иле и пыли) гумусозакреплению, с нарастанием гидрофобности массы. Объем гумусозакрепления в почвах лимитируется количеством и качеством локальных «посадочных» мест для гумуса на каталитически активных центрах минеральной матрицы. В связи с этим всегда наблюдается тесная корреляционно-регрессионная связь между содержанием гумуса почвы в целом (у) и количеством физической глины в ней (z): у = 0,05z + 0,5. Именно в этом заключается суть понятия - «матричность гумус-минеральных отношений», как «унаследованность» объема и структуры полидисперсной системы почв (ПСП) закрепленным на ней гумусом. Таким образом, при гумусообразовании и его закреплении в почвах «работает» два типа катализаторов - биоорганические и абиотические. Им соответствует течение в почве био-абиогенного процесса, а не только биохимического. Доказательством самостоятельности течения абиогенного процесса при гумусозакреплении является то, что составные части гумуса не несут уже в себе биоорганических структур и к настоящему времени неизвестны микроорганизмы синтезирующие гумус. В составе матричного гумуса не обнаруживается белков, аминокислот, углеводов и макроэнергетических структур - АТФ, АДФ. Гумус по своим структурным характеристикам занимает промежуточное положение между биоорганическими и кристаллическими структурами. Это высокомолекулярные органические вещества - полимеры, различной степени оструктуренности и ароматизированности, сформировавшиеся на минеральных подложках. К их исследованию, поэтому, применима и используется классическая теория полимеров - высаливание. Генезис органических полимеров на кристаллических матрицах представляется как особая проблема, упрощенно именуемая гумусообразованием. Неотъемлемым свойством глино-металл-органических комплексов (кристалло-полимеров) является постоянное их стремление к динамически равновесному состоянию: цикличность от термодинамически неустойчивого, гетерогенного, высокодисперсного, структурно неупорядоченного состояния к более «зрелому», относительно инертному, устойчивому, агрегированному и структурно упорядоченному состоянию. В связи с этим в почвенной массе осуществляется известное сепарирование органо-минеральных компонентов по их размерности и качественному составу.
Состав и закономерности распределения минералов илистой фракции
От крупной к средней пыли содержание кварца снижается на 10-19%. Основная масса кварца в черноземах и каштановой почве приходится на лессовидную фракцию - 0,05-0,01 мм. Ее доля в гранулометрическом составе уменьшается к почвообразующей породе. В соответствии с этим содержание кварца по профилю возрастает от материнской породы к верхним горизонтам. Зерна кварца прозрачны, бесцветны, иногда покрыты пленками гидроокислов железа. Особенно это характерно для черноземов южных на оструктуренных глинах. Здесь же выделены (на глубине 190-200 см и глубже) спикулы губок, фораминиферы и обломки диатомитов. Полевые шпаты представлены главным образом плагиоклазами. Максимальное их содержание во фракции мелкой пыли. Слюды представлены бесцветными чешуйками мусковита (в большинстве своем) и окрашенными в яркие тона, красно-бурый, желтый, иногда зеленый, чешуйками биотита. В песке и крупной пыли слюда составляет 1-5%о, но резко возрастает в средней пыли (до 20%). Зерна гипса встречаются лишь в почвах предгорий - черноземах типичном и выщелоченном и, особенно, в темно-каштановой почве. Здесь его содержание колеблется от 10 до 18%, с возрастанием к почвообразующей породе. Глинисто-карбонатные агрегаты составляют наибольший вес легкой фракции донских черноземов, достигая в гор. А на лессовидных породах 38-60%. Приурочены к пылеватой фракции, но отмечены также и в песчаной. Данные агрегаты слагаются пылевато-иловатыми частицами. Цементируются известковой массой и реже гидроокислами железа. Другие минералы легкой фракции: глауконит, фосфаты, окислы марганца, кальцит, халцедон -встречаются в малом количестве. 4.1.2. Состав и закономерности распределения минералов илистой ( 0,001 мм) фракции В современной почвенной литературе образование вторичных глинистых минералов типа монтмориллонита, гидрослюд, каолинита, вермикулита, аллофана и других, составляющих в основном илистую фракцию почв, именуется процессом оглинивания (Фридланд, 1955, 1970). Эти высокодисперсные минералы образуются из первичных минералов путем изоморфного замещения, а также из продуктов распада как первичных, так и вторичных минералов (Горбунов, 1969). Применительно к почвам употребляют такие неравнозначные выражения оглинивания, как сиаллитизация, оглинение, метаморфизация, внутрипочвенное выветривание, неосинтез глин.
О внутрипочвенном выветривании как о процессе, преобразующим почвенный профиль, впервые высказались В.В. Докучаев (1883), С.А. Яковлев (1914). В исследованиях различных почв, проведенных в последующие годы, глинообразование рассматривается в качестве важного процесса, протекающего с различной степенью интенсивности во всех почвах. Детально обосновал роль выветривания в создании и разделении почвенной массы В.М. Фридланд (1955), И.П. Герасимов и М.А. Глазовская (1960) охарактеризовали оглинивание как один из процессов почвообразования в одном ряду с гумусонакоплением, оглеением, выщелачиванием, оподзаливанием и др. В.М. Фридланд (1970), рассматривая соотношение почв и кор выветривания, подчеркнул основные закономерности оглинивания. Они сводятся к следующему. В каждой почвенной зоне формируются определенные типы кор выветривания. В почве, составляющей часть коры выветривания, и в материнской породе оглинивание протекает по общему направлению. Однако состав материнской породы значительно влияет на интенсивность процесса. Внутрипочвенное выветривание становится существенной частью почвообразующего процесса в щебнистых корах выветривания со значительным количеством первичных минералов и ослабевает, замедляется в почвах тяжелого гранулометрического состава, обогащенных вторичными минераллами. В последнее время значительно выросло число работ, описывающих превращение минералов в почвах различных зон. Так, только изучению глинистых минералов черноземных почв посвящена обширная как отечественная (Седлецкий, 1945, 1948; Антипов-Каратаев, Пономарев, Седлецкий, 1948; Пономарев, Антипов-Каратаев, 1947; Афанасьева, 1947; Горбунов, 1955, 1963, 1966; Ярилова, 1956; Шурыгина, 1953; Чижикова, 1965, 1968, 1970, Градусов, Чижикова, Дайненко, 1971; Алексеев, 1969, 1970; Алещенко, 1973; Адерихин, Беляева, 1973), так и зарубежная литература (Grosman and al, 1959; Rice and al, 1959; Amaud, Mortland, 1963; Dudas, Pawluk, 1969; и др.). Минералогия почвы становится самостоятельным разделом почвоведения (Горбунов, 1963, 1967, 1969, 1970). Ниже рассмотрим состав минералов тяжелой фракции. Несмотря на малое весовое участие тяжелых минералов, их информативность и видовое количество значительно. Отмечается более 30 видов минералов. В черноземах Дона они концентрируются, в основном, в пылеватой фракции. Песчаная фракция этих почв исключительно бедна тяжелыми минералами. Но в этом и своя прелесть - генетико-диагностическая. Тяжелые минералы песчаной фракции южных черноземов Дона, на желто-бурых глинах, отличаются выразительным признаком - обогащены непрозрачными рудными минералами: магнетит+гематит+лимонит - 65-92%, ильменит - 30-69%. Характерно при этом, что наблюдается обратная взаимосвязь: увеличение гидроокислов железа (магнетита, гематита, лимонита) сопровождается соответствующим снижением ильменита или наоборот. В черноземах на лессовидных суглинках эта группа минералов сосредоточена преимущественно в крупной пыли.
В песке встречаются единичные зерна. Песчаная фракция почв Северного Кавказа, наоборот, отличается полимиктовостью. Содержание же непрозрачных рудных минералов значительно (в 4-5 раз) меньше. Следовательно, непрозрачные рудные минералы песчаной фракции могут выступать как диагностический признак подразделения фациальных черноземов. В то же время они отражают большую выветрелость пород Нижнего Дона. На это же указывает и приводимое в табл. 20 сопоставление песчаной фракции почв Северного Кавказа и пылеватой фракции Нижнего Дона. Сравнимость достигается лишь только на этом уровне, т.е. количество и видовой состав песчаной фракции Предкавказья приблизительно такой же, как пылеватой фракции Нижнего Дона. Песчаная фракция донских почв настолько бедна, и мономинеральна, что ее нельзя сравнить с этой же фракцией северокавказских почв. Группа амфиболов представлена простой и базальтической роговой обманкой. Обнаруживается тенденция увеличения амфиболов по мере движения с севера (север Ростовской области) на юг (предгорья Кавказа). Так, в южных черноземах Шолоховского и Тарасовского госсортоучастков они практически отсутствуют по всему профилю. Более южнее их количество возрастает и изменяется видовой состав. В пределах Дона встречаются лишь единичные зерна базальтической роговой обманки, наряду с обыкновенной. В дальнейшем, в пределах Азово-Кубанской низменности, сочетание этих видов становится обычным. Это еще один из минералогических критериев различий минеральной массы почв рассматриваемого региона.
