Содержание к диссертации
Введение
1. Основные закономерности катионного обмена в почвах аридных и семиаридных территорий и факторы, влияющие на селективность катионного обмена 8
2. Природные условия и почвенно-растительный покров Джаныбекского стационара. Характеристика луговокаштановых почв 47
3. Объекты и методы исследования 61
4. Факторы, опеделяющие содержание и состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах 63
5. Емкость катионного обмена, состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных луговокаштановых почвах. Селективность обмена для пар катионов по результатам определения обменных катионов и активностей ионов 112
6. Изучение реакций обмена Ca-Na и Са-К в условиях модельного эксперимента 143
Выводы 161
- Основные закономерности катионного обмена в почвах аридных и семиаридных территорий и факторы, влияющие на селективность катионного обмена
- Природные условия и почвенно-растительный покров Джаныбекского стационара. Характеристика луговокаштановых почв
- Факторы, опеделяющие содержание и состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах
- Емкость катионного обмена, состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных луговокаштановых почвах. Селективность обмена для пар катионов по результатам определения обменных катионов и активностей ионов
Введение к работе
Актуальность темы. Состав почвенного поглощающего комплекса (ППК) является одной из главных почвенно-химических характеристик, а обмен катионов относится к числу важнейших почвенно-химических процессов, определяющих генезис почв, их плодородие и возможности мелиорации. Общие представления о составе ППК и закономерностях катионного обмена в почвах установлены в работах отечественных и зарубежных исследователей (Гедройц, Антипов-Каратаев, Ремезов, Пачепский, Понизовский, Орлов, Sposito и др). Известно, что параметры уравнений, которыми описывают катионный обмен, могут существенно изменяться в зависимости от значения рН, ионной силы раствора, содержания и состава гумуса и глинистых минералов. Для почв солонцовых комплексов глинистой полупустыни Северного Прикаспия состав ППК и вопросы катионного обмена детально исследовались только для солончаковых солонцов (Максимюк 1974, Романенков, 1991), занимающих повышения микрорельефа. Лугово-каштановые почвы микропонижений в этом отношении почти не изучены, хотя есть данные по содержанию гумуса и составу обменных катионов (Роде, Польский,1961, Девятых, 1970, Иванов и др., 1980). Актуальность темы связана еще и с тем обстоятельством, что в настоящее время нижние горизонты почвенно-грунтовой толщи этих почв подвергаются вторичному засолению в связи с подъемом уровня засоленных грунтовых вод. В связи с этим можно ожидать изменения состава ППК и изменения селективности в реакциях обмена Ca-Na.
Цель работы - исследовать состав ППК и закономерности катионного обмена с участием Са, Na, Mg и К в лугово-каштановых почвах Северного Прикаспия под целинной растительностью и в условиях агролесомелиорации.
Задачиработы
-
Изучить содержание, состав и профильное распределение тонкодисперсных фракций, отдельных групп глинистых минералов и органического вещества в целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах
-
Оценить влияние степени разбавления на активности ионов Са +, Na+ и К+ в жидкой фазе водной суспензии и на селективность обмена катионов в разных генетических горизонтах целинных и мелиорированных лугово-каштановых почв
3. Оценить степень современного засоления профилей лугово-
каштановых почв по данным водной вытяжки и активностей ионов.
-
Изучить состав обменных катионов и селективность обмена для пар катионов Ca-Na и Са-К в разных- генетических горизонтах по результатам определения состава обменных катионов и активностей ионов в нативных образцах в целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах.
-
Изучить селективность обмена для пар катионов Ca-Na и Са-К в разных генетических горизонтах ц е 11уг"ВП-'Г1,1Г1таиаа^11Ч'У^п р условиях модельного опыта.
Научная новизна. Впервые на массовом материале выявлена отчетливая текстурная элювиально-иллювиальная дифференциация профиля целинных лу-гово-каштановых почв по солонцовому типу, которая исчезает при плантажной вспашке, и установлены закономерности профильного распределения отдельных групп глинистых минералов в целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах. Показано, что лугово-каштановые почвы характеризуются низкими значениями активностей ионов Са +, Na+ и К* в связи с отсутствием засоления и выявлено, что на этом фоне наблюдается заметное возрастание активностей ионов Na+ в горизонтах ВС по сравнению с вышележащими горизонтами. При разбавлении снижается активность всех ионов. Проведен сравнительный анализ экспериментально определенных значений ЕКО эффективной с величинами, рассчитанными, исходя из содержания органического вещества и лабильных глинистых минералов. Впервые для основных генетических горизонтов лугово-каштановых почв Северного Прикаспия проведена оценка селективности обмена катионов для пар Ca-Na и Са-К в нативных образцах и в условиях модельного эксперимента. Установлено, что абсолютные значения KCca-Na в исследованных почвах уменьшаются вниз по профилю; они выше значений, полученных другими авторами для черноземов и каштановых почв и соответствуют диапазону величин КСс*.№» ранее найденных для мелиорированных солончаковых солонцов Джаныбекского стационара с низким содержанием обменного Na. Значения КСс..к свидетельствуют о высокой селективности исследованных почв по отношению к К по сравнению с Са.
Апробоция. Основные положения диссертации доложены на молодежных Докучаевских чтениях (Санкт - Петербург, 2004), на заседаниях, кафедры химии почв факультета почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова.
Публикации. По результатам исследований опубликовано 2 статьи (1 в печати), 1 тезисы.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, основных выводов, списка литературы и приложений. Она изложена на 266 страницах, включая 180 страниц машинописного текста и 86 страниц приложений. Список литературы содержит 170 источников, в том числе 70 на иностранных языках.
Основные закономерности катионного обмена в почвах аридных и семиаридных территорий и факторы, влияющие на селективность катионного обмена
О способности почв поглощать растворенные в воде соли было известно со времен Аристотеля, сообщавшего об очистке морской и пресной воды путем ее фильтрации через песок. Аналогичные наблюдения были описаны также средневековым алхимиком Ф. Бэконом. Однако важнейшие эмпирические закономерности этого явления были открыты и изучены в середине XIX века в работах Томпсона (1850) и Уэя (1850, 1852). Томпсон, пропуская через колонки с почвой раствор сульфата аммония, обнаружил в элюате эквивалентные количества сернокислого кальция. Так впервые была показана эквивалентность катионного обмена (Орлов, 1992). Дж. Т, Уэй в 1850г. начал первые всесторонние исследования катионного обмена, результаты которых были опубликованы в 1850 и 1852гг. В качестве обменников Уэй использовал различные почвы, глину и несколько образцов синтетических алюмосиликатов. Кроме аммония, он изучал обмен всех катионов (и анионов), обычно присутствующих в почвах. Результаты его исследований помогли установить важнейшие количественные закономерности ионообменного процесса: 1.Способность почв поглощать из растворов катионы К+, Na+, NH4 с выделением в раствор эквивалентных количеств Са . 2. Неспособность почв поглощать ионы СГ, N03" и S042\ 3.Высокую, почти мгновенную скорость поглощения. 4.Способность почв поглощать гидроксид- и карбонат-ионы без выделения в раствор других катионов или анионов. 5. Увеличение количества адсорбированных ионов при увеличении концентрации солей в растворе. 6. Важную роль глинистого материала почв в процессе поглощения катионов. 7.Влияние температуры на катионный обмен. 8.Необратимость поглощения некоторых катионов и фосфатов почвами. Последнее утверждение, равно как и предположение относительно незначительности роли органического вещества в катионном обмене, было опровергнуто самим же Уэем в 1852г. Им же был установлен ряд прочности связи катионов с почвой: Na K Ca Mg NH4. Катионный обмен рассматривался Уэем как химическая реакция. Томпсон и Уэй не смогли дать установленным ими эмпирическим закономерностям четкого обоснования, чем вызвали оживленную научную дискуссию о природе поглотительной способности почв, которая продолжалась практически до середины XX века, переходя на все более высокие теоретический и экспериментальный уровни обсуждения. Тем не менее именно работы Томпсона и Уэя положили начало систематическим исследованиям ионообменных процессов в почвах (Thomas, 1977; Пинский, 1997).
В 1858г. Хеннеберг и Стокман, изучая влияние концентрации на поглощение почвами аммония, впервые построили изотерму адсорбции в системе твердая фаза-раствор и тем самым заложили основу для дальнейшего количественного изучения ионообменных и адсорбционных равновесий. В 1859 году Джонсон впервые ввел в обиход термин «обменные основания», который широко используется и по сей день. В современном почвоведении под обменными основаниями понимают совокупность катионов Са2+, Mg2+, Na+ и К+, обменно поглощенных почвой. Одновременно используются термины «поглощенные катионы» и «обменные катионы», которые многими используются как синонимы, но, кроме перечисленных выше катионов, включают в себя еще ионы НҐ и А13+ (Орлов, 1992). В 1877г. Ван Беммелен показал, что из почв, помимо кальция, может вытесняться и натрий. Ван Беммелен провел первое исследование почв с существенным содержанием в них натрия. Его данные показывают, что катионный обмен в почвах не ограничивается кальцием, как предполагал Уэй, но касается и других катионов. Им же были созданы предпосылки для формирования представлений о двойном слое (Thomas, 1977). Выдающуюся роль в развитии качественных представлений о катионном обмене сыграли классические работы К.К.Гедройца, выполненные в начале XX века. Среди них важнейшее место занимает «Учение о поглотительной способности почв», в которой систематизированы основные виды поглотительной способности почв и сформулированы основные понятия о почвенном поглощающем комплексе (Пинский, 1997). По К.К.Гедройцу (1932, цит. по 1955), поглотительная способность почвы есть ее способность задерживать те или иные вещества, приходящие в соприкосновение с ее твердой фазой через циркулирующие в ней воды. В зависимости от того, каким способом почва поглощает вещества и какие при этом совершаются процессы, можно различать следующие виды поглотительной способности: 1. Механическая поглотительная способность почвы. 2. Физическая (адсорбция). 3. Физико-химическая или обменная способность (обменная адсорбция). 4. Химическая. 5. Биологическая поглотительная способность. Эти виды поглотительной способности различаются по механизмам поглощения и обычно различаются по составу поглощенных веществ и прочности их закрепления почвой, Почвенный поглощающий комплекс рассматривался К.К.Гедройцем как основной носитель катионообменной поглотительной способности почв, являющийся совокупностью нерастворимых в воде минеральных, органических и органо-минеральных соединений, находящихся в высокодисперсном состоянии. Для количественной характеристики поглотительной способности почв впервые был использован термин «емкость поглощения». По К.К.Гедройцу, емкость поглощения равна сумме всех обменных катионов, которые можно вытеснить из данной почвы. Другими словами, емкость поглощения - это некоторая постоянная величина, характеризующая предельную способность почвы поглощать катионы обменным путем. Одновременно с исследованиями качественных закономерностей катионообменных процессов в почвах формировались различные точки зрения на их природу. Дискуссия велась по двум направлениям: одни исследователи считали, что катионный обмен — чисто химическая реакция, другие - что поглощение катионов почвами - чисто коллоидное явление и, следовательно, это физический процесс, подобный процессам поглощения газов поверхностями твердых тел. Существование двух точек зрения на природу ионообменных процессов в почвах сыграло важную роль в развитии количественных подходов к их описанию (Пинский, 1997). Катионообменную способность почв количественно характеризуют двумя параметрами: емкостью катионного обмена (ЕКО) и константой ионообменного равновесия (К). ЕКО - экстенсивный параметр, характеризующий количество ионов, которое может быть обменно поглощено почвой. Константа — интенсивный параметр, характеризующий относительную прочность связи обменивающихся катионов с ППК.
В зависимости от способов записи реакций катионного обмена и расчета величины К различают термодинамические, кажущиеся, концентрационные константы обмена, коэффициенты селективности Вэнслоу и Гейнса-Томаса. Помимо констант ионообменного равновесия, для характеристики перераспределения ионов между твердой и жидкой фазами почвы используют коэффициент распределения: Ка = Cn/Cj, где подстрочный индекс «j» означает, что концентрация относится к какому-либо виду ионов. Так как в уравнении используются концентрации ионов, величина IQ зависит от состава раствора и выбора концентрационной шкалы. При выборе для обеих фаз одной и той же шкалы, коэффициент распределения является положительной безразмерной величиной, изменяющейся от 0 до со (Пинский, 1997). Способность ионообменника поглощать из раствора один из конкурирующих ионов в большей степени, чем другой, называется избирательностью или селективностью. Если обменник имеет особенно высокую избирательность по отношению к какому-либо иону по сравнению с другими, говорят о специфичности обмениика. Селективность обменника может быть охарактеризована коэффициентом разделения: DA-B = Kd(B)/Kd(A). Этот коэффициент часто используется в ионообменной химии под названием коэффициента избирательности (Гриссбах, 1962). Избирательность поглощения связана с характером адсорбционных центров и ионными радиусами катионов. В соответствии с законом Кулона, сила взаимодействия между отрицательными зарядами поверхности твердой части ППК и катионами будет нарастать по мере увеличения заряда катиона и уменьшения его радиуса. В качестве адсорбционных центров минеральной части ППК выступают участки сколов кристаллов, диссоциирующие гидроксильные группы планарных поверхностей; часть обменных катионов входит в межпакетные промежутки глинистых минералов. Предпочтительнее удерживаются этими центрами те катионы, для которых радиус (с учетом гидратной оболочки) соответствует кристаллохимическим особенностям структур активных центров Активными центрами органической части ППК служат преимущественно кислые функциональные группы - карбоксильные и фенольные. Селективность поглощения катионов в этом случае обусловлена различной прочностью их связи с функциональными группами и зависит от положения последних в молекуле (Орлов, 1992).
Природные условия и почвенно-растительный покров Джаныбекского стационара. Характеристика луговокаштановых почв
Джаныбекский стационар РАН был организован весной 1950 года в составе Комплексной научной экспедиции АН СССР по вопросам полезащитного лесоразведения под руководством и при непосредственном участии академика В.Н. Сукачева и профессора А.А. Роде, с первоначальной целью разработки способов выращивания древесных насаждений в исконно безлесной полупустыне Прикаспийской низменности. В дальнейшем, опираясь на полученные результаты, стационар перешел к новой, более широкой задаче - разработке методов земледельческого освоения почв солонцового комплекса полупустыни, в богарных условиях, с применением снегонакопительных и полезащитных насаждений. Земли Джаныбекского стационара площадью около 1000 га с лесными насаждениями разного назначения (150 га) расположены по обе стороны границы Российской Федерации (Палласовский р-н Волгоградской обл.) и Республики Казахстан (Джаныбекский р-н Западно-Казахстанской обл.). Джаныбекский стационар заложен на территории, характерной для значительной части глинистой полупустыни Прикаспийской низменности междуречья Волги и Урала. Природные условия и почвы Джаныбекского стационара были подробно охарактеризована в работе А.А. Роде и М.Н. Польского (Роде, Польский, 1961). Климат. Климат отличается засушливостью. Среднегодовая сумма осадков (за период 1950 - 1996 г.г.) составляет 298 мм (амплитуда по годам от 152 до 498 мм), испаряемость 900-1000мм, что почти в три раза превышает количество осадков. При этом сухие и влажные годы чередуются не хаотично, а объединяются в сухие и влажные многолетние периоды. Так, 1950/51-1953/54 и 1962/63-1968/69 гидрологические годы характеризовались пониженным атмосферным увлажнением, а 1955/56-1961/62 гидрологические годы — повышенным увлажнением (Биогеоценотические основы..., 1974). Среднегодовая температура воздуха 6,9. Летом иногда фиксируется температура до +42, зимой - до -38. Коэффициент увлажнения в теплые месяцы колеблется от 0,12 до 0,42, а за год в среднем составляет 0,31 (Роде, 1959). Рельеф и гидрографическая сеть. Прикаспийская низменность сформировалась в пределах древней тектонической впадины, которую неоднократно на протяжении длительной истории от палеозоя до наших дней заполняли воды древних морей, то расширявших свои границы, то сокращавшихся и обнажавших обширные пространства обсыхающего морского дна (Доскач, 1964).
В четвертичное время она представляла собой окраинную относительно мелководную зону Каспийского бассейна. В течение плейстоцена морской режим здесь три раза сменялся континентальным. Последняя хвалынская трансгрессия Каспия, когда море затопило всю впадину и его береговая линия достигала абсолютной высоты 50 м, имела место в верхнечетвертичное время. В конце плейстоцена началось сокращение границ Хвалынского моря, которое в Северном Прикаспии отступало к югу. По мере этого отступания на осушавшейся поверхности морского дна, сложенной засоленными морскими осадками, постепенно устанавливался континентальный режим и началось формирование современных зональных ландшафтов полупустыни (Доскач, 1964). Отступание моря происходило с остановками на разных уровнях, о чем наглядно свидетельствуют сохранившиеся в рельефе Вол го-Уральского междуречья следы древнеморских береговых линий. Наиболее длительной была позднехвалынская задержка моря на уровне, близком к 0 м абсолютной высоты. Береговая линия его проходила у южных границ северной полупустыни и только по низинам она формировала глубокие заливы, вытянутые к северу. Морские отложения, слагающие поверхность северной половины Волго-Уральского междуречья, более древние, чем на юге, а ландшафты суши начали здесь формироваться еще в плейстоцене, тогда как на юге возраст их голоценовый. Режим накопления осадков в разных зонах хвалынского Каспия был разным. В соответствии с этим менялся от севера к югу и характер морских отложений, слагающих поверхность междуречья. Северная его половина сложена преимущественно суглинистыми и глинистыми отложениями. К югу суглинки постепенно замещаются супесями, а южнее нулевой изогипсы преобладают пески. Северная часть Прикаспийской низменности представляет своеобразную суглинистую полупустынную юго-восточную окраину Русской равнины и охватывает пояс относительно более древней и высокой прикаспийской суши. Характерной особенностью плоскоравнинных пространств Северного Прикаспия является их бессточность — недренированность, которая обусловлена, с одной стороны, резкой засушливостью полупустынного климата, а с другой — малыми уклонами поверхности, обилием бессточных впадин и некоторыми особенностями тектоники, препятствующими, при общем малом количестве поверхностных и грунтовых вод, их естественному стоку. Здесь широко распространены многочисленные замкнутые бессточные впадины: лиманы, падины, соры и озера, разнообразные по своей природе и морфологии. Наиболее крупными солеными озерами междуречья являются самосадочные озера Эльтон и Баскунчак, глубокие, но маловодные впадины которых расположены в западной части этой территории междуречья. По мере отступания хвалынского моря на осушавшейся поверхности начинался процесс континентального накопления осадков. В бессточных котловинах накапливался лиманный аллювий и формировались грязе-солевые отложения. Стекавшие с окружающих возвышенностей речки стали прорывать себе ложе в северной части низменности и растекаться в низинах, образуя лиманы, в которых ежегодно отлагались илистые осадки. Ложбины и балки, как правило, дренируют очень неширокую полосу и чаще всего выклиниваются уже на небольшом расстоянии от речных долин и бессточных впадин. Вследствие этого большая часть озерно-лиманной депрессии не имеет общего стока, и перераспределение поверхностных вод, главным образом, весенних талых, связано с их отеканием в замкнутые понижения мезо- и микрорельефа, т. е. имеет чисто местный характер. При общей равнинное эта часть Прикаспийской низменности имеет хорошо выраженный мезо- и микрорельеф. Особенность рельефа состоит в том, что амплитуды высот, относящихся к формам мезорельефа (2-3 м), не так уж сильно отличаются от амплитуды высот форм микрорельефа, которая измеряется величинами от нескольких сантиметров до нескольких дециметров
Значительно большее различие существует в пространственной протяженности форм микро- и мезорельефа. Образования, которые относятся к мезоформам (лиманы, падины), имеют поперечник от сотни метров до нескольких километров, в то время как поперечники микрозападин и микроповышений (формы микрорельефа) измеряются метрами или немногими десятками метров. Основными элементами мезорельефа озерно-лиманной депрессии являются лиманы, большие падины и межпадинная равнина. Лиманы представляют собой округлые или овальные замкнутые понижения с относительной глубиной 1,5-2,5 м, достигающие в поперечнике от 500-600 м до нескольких километров. Большие падины также представляют собой замкнутые понижения, но меньшего размера и меньшей глубины. Их относительная глубина обычно не превышает 1-1,5 м. Они имеют вытянутую или, реже, округлую форму. Площадь их варьирует от 1-1,5 га до сотни гектаров, а иногда и более. Межпадинная равнина, составляющая основной фон этой части низменности, обладает хорошо развитым микрорельефом. Ее поверхность испещрена микропонижениями (западинами), относительная глубина которых достигает 50 см. Они имеют форму округлых замкнутых понижений, которые нередко соединяются между собой в цепочки. Их поперечники варьируют от нескольких метров до 15-20 м. Западины занимают около 20-25% от общей площади межпадинных пространств. Происхождение микрорельефа связывают с изначальными неровностями морского дна (Большаков, Боровский, 1937), суффозионно-просадочными явлениями (Ковда, 1950; Роде 1953). Б.Д. Абатуров (1984) изучал роль роющей деятельности малого суслика в формировании микрорельефа и комплексного почвенного покрова в полупустыне Северного Прикаспия. По его мнению, формирование микрорельефа и участие в этом процессе сусликов происходило следующим образом. На территории, освободившейся от моря, были хорошо развиты только мезоформы рельефа
Факторы, опеделяющие содержание и состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных лугово-каштановых почвах
Согласно литературным данным, для профиля лугово-каштановых почв характерна текстурная дифференциация по элювиально-иллювиальному типу. Верхний горизонт обеднен илистой фракцией, а в нижележащем горизонте В наблюдается максимальное содержание ила. На подобное распределение ила по профилю лугово-каштановых почв указывали Роде, Польский (1961), Талызина (1990), Приходько и др. (2000). Данные, полученные этими авторами, представлены в таблице 4.1. Таблица 4.1. Содержание илистой и тонкопылеватой фракций в целинных лугово-каштановых почвах по литературным данным (средние значения из п повторностей ± доверительный интервал при Р-0,9) В исследованных целинных лугово-каштановых почвах обнаруживается отмеченная выше текстурная дифференциация элювиально-иллювиального типа (таблица 4.2), Элювиальным по содержанию илистой фракции является современный обогащенный гумусом горизонт А1 целинных почв. Подобное распределение илистой фракции характерно не только для лугово-каштановых почв Северного Прикаспия, но и для солончаковых солонцов, где накопление ила наблюдается в солонцовом горизонте, а надсолонцовый горизонт им обеднен (Роде, Польский, 1961; Романенков, 1990; Приходько, 2000). Отчетливая текстурная дифференциация профиля лугово-каштановых почв при низком современном содержании обменного натрия в ППК (состав обменных катионов более подробно обсуждается в разделе 5.1) является, по всей вероятности, реликтовым признаком, унаследованным от стадии солонца. Это говорит о возможной однотипности начальной стадии почвообразовательного процесса на данной территории. Демкиным и Ивановым (1996) подчеркивается, что проявление признаков солонцеватости в почвах Прикаспийской низменности приходилось главным образом на 3 - 2 тысячелетие до н.э. Формирование солонцовой стадии проходило в течение 200-300 лет, а солонцеватость в качестве актуальной или остаточной сохранялась тысячелетия. Поэтому можно предположить, что наличие в лугово-каштановой почве горизонта аккумуляции ила свидетельствует в пользу прохождения этими почвами стадии солонца. При этом нынешний горизонт B2t являлся солонцовым горизонтом, в котором наличие обменного натрия и щелочная реакция способствовали процессу дезинтеграции; материала.
Сформировавшаяся на стадии солонца текстурная дифференциация профиля осталась в сменивших солонцы лугово-каштановых почвах как реликтовый признак, поскольку эта дифференциация относится к числу необратимых изменений поч во образующей породы под влиянием почвообразования. Предположение о том, что лугово-каштановые почвы проходили в своей эволюции стадию солонца, подтверждается наличием в глинистом материале некоторых профилей этих почв признаков супердисперсности лабильных силикатов (более подробно этот вопрос рассмотрен в разделе 4.2). В целом, солонцовый тип распределения илистой фракции исследованных почв не противоречит и гипотезе Б.Д. Абатурова о просадочном происхождении западин (1976), согласно которой, западины могут образовываться из солонцов за счет отмывки легкорастворимых солей по вертикальным норам сусликов с последующим уплотнением подсолонцовых горизонтов, оседанием почвенной толщи, промывкой профиля от легкорастворимых солей и последующим формированием в западине лугово-каштановых почв. Более подробно этот процесс был описан в главе 2. Степень текстурной дифференциации исследованных лугово-каштановых почв даже больше, чем в современных солончаковых солонцах. По данным В.А, Романенкова (1990) в надсолонцовом горизонте содержание илистой фракции в пересчете на бескарбонатную обессоленную навеску всего на 15-20% ниже, чем в почвообразующей породе, а не вдвое, как в лугово-каштановых почвах, несмотря на высокое содержание в солонцах обменного натрия. Такой неожиданный результат связан, по всей вероятности, с особенностями современного водносолевого режима почв: лугово-каштановые почвы западин не содержат легкорастворимых солей и почти ежегодно подвергаются промыванию пресными талыми водам, что способствует сохранению и дальнейшему развитию текстурной дифференциации за счет диспергирования и выноса глинистого материала из элювиальной толщи. В солонцах, несмотря на высокое содержание обменного Na, диспергированию и выносу тонкодисперсных частиц препятствуют находящиеся на небольших глубинах гипс и легкорастворимые соли, играющие роль коагуляторов глинистого материала. Запасы гипса и легкорастворимых солей в верхней части профиля солонцов могут пополняться также за счет роющей деятельности сусликов, в результате которой эти компоненты из нижних горизонтов оказываются выброшенными на поверхность почвы (Абатуров и др., 1969). В процессе мелиорации распределение ила по профилю лугово-каштановых почв становится равномерным. Дифференциация по илу еще проявляется на участке «Госфонд», более слабо — на участке «Новый опыт», а на участке «Гослесополоса» исчезает совсем. Возможной причиной этого может быть «затаскивание» материала с бугорков, занятых солонцами, при планировании поверхности пашни, а также перемешиванием почвы при распашке. В пользу этого предположения говорит то обстоятельство, что проявление текстурной дифференциации по илу в мелиорируемых лугово-каштановых почвах ослабевает с возрастанием срока агролесомелиорации. При анализе средних величин содержания илистой и тонкопылева-той фракций в исследованных почвах (таблица 4.3) также хорошо прослеживается текстурная дифференциация профиля лугово-каштановых почв. Ила в горизонте А1 на целине содержится 13%, в то время как в нижележащем горизонте B2t содержание ила составляет 30% (средние значения из трех повторностей). Указанные отличия достоверны при Р = 0,9. В пересчете на бескарбонатную навеску степень обеднения илистыми частицами горизонта А1 по сравнению с породой будет еще больше, поскольку в породе содержится до 13-15 % CaCOj, а в горизонте А1 вскипание с HCI обычно не наблюдается (Романенкова, 1990). Вместе с тем, морфологически заметное осветление элювиальной по илу толщи, которое свойственно большинству текстурно дифференцированных почв, в исследованных лугово-каштановых почвах или отсутствует или выражено очень слабо из-за высокого содержания гумуса. Горизонт B2t обогащен илистой фракцией по сравнению с породой, хотя статистически при Р = 0,9 и n = 3 различия в содержании илистой фракции между горизонтами B2t и ВС не выявляются. Имея в виду, что накопление илистой фракции в горизонте B2t по сравнению с породой отмечается и другими исследователями, это явление молжно рассматривать как определенную закономерность, свойственную большинству профилей целинных лугово-каштановых почв. В горизонтах ВЗ и ВС содержание ила довольно постоянно и составляет 27% (таблица 4.3).
Содержание тонкопылеватой фракции напротив, максимально в верхнем горизонте (22%) и уменьшается вниз по профилю. Это можно объяснить двумя причинами. С одной стороны, контрастный режим увлажнения и континентальный климат способствуют дроблению минеральных частиц и таким образом возможно «пополнение» содержания тонкой пыли за счет дробления более крупных гранулометрических фракций. С другой сторо ны, вероятно наличие в верхнем горизонте очень прочно агрегированного ила, который не вышел в илистую фракцию при отмучивании. Образованию таких прочных агрегатов в верхней части профиля может способствовать высокое содержание органического вещества. Такое рас пределение тонкой пыли в целинных лугово-каштановых почвах подтвер ждается литературными данными, представленными в таблице 4,1. Дифференциация по содержанию тонкой пыли сохраняется, что, вероятно, свидетельствует о том, что при мелиорации создаются благоприятные условия для физического дробления фракций более крупного размера до более мелких. В пользу этого говорит также некоторое накопление суммы илистой и тонкопылеватой фракций в верхнем горизонте мелиорированных почв по сравнению с целинными. Однако эти различия незначимы, поэтому однозначно оценить процесс накопления тонких фракций в мелиорированных почвах нельзя. 4.2. Минералогический состав илистой и тонкопылеватой фракций Минералогический состав илистой и тонкопылеватой фракций в почвах трехчленного солонцового комплекса Северного Прикаспия в настоящее время остается недостаточно изученным. Детально исследованы только солончаковые солонцы (Романенков, 1990; Приходько и др., 2000). Для них установлено наличие в составе тонкодисперсных фракций диок-таэдрического иллита, хлорита и лабильного неупорядоченного иллит-смектитового минерала с преобладанием смектитовых пакетов и иногда с признаками супердисперсности.
Емкость катионного обмена, состав обменных катионов в исследованных целинных и мелиорированных луговокаштановых почвах. Селективность обмена для пар катионов по результатам определения обменных катионов и активностей ионов
В исследованных лугово-каштановых почвах были проведены определение состава обменных катионов и расчет эффективной ЕКО в трехкратной повторности. Из полученных данных вычислялись средние значения и, после проверки распределения на нормальность по критерию Шапиро, рассчитывался доверительный интервал при Р=0,9. В таблицах 5.1, 5.2 и 5.3 приведены средние значения и доверительные интервалы по каждому из опытных участков. Данные по индивидуальным разрезам представлены в приложении. Значения ЕКО для лугово-каштановых почв Северного Прикаспия, приводимые в работах В.А. Девятых (1970), И.В. Иванова с соавт. (1980, 1982) составляют 15,1-34,0 ммоль(+)/100г. Эффективная ЕКО, рассчитанная как сумма обменных Са, Mg, Na и К, в исследованных лугово-каштановых почвах варьирует от 13,6 до 20,4 ммоль(+)/100г почвы. В целинных профилях, несмотря на аккумулятивный характер распределения органического вещества, наблюдается некоторое повышение ЕКО с глубиной в соответствии с увеличением содержания в почве илистой фракции. В мелиорированных профилях напротив, максимальные значения ЕКО наблюдаются в верхних горизонтах, вероятно, за счет перемешивания почвенного материала при плантажной вспашке. Приведенные в разделах 4.1-4.3 материалы по содержанию и составу тонких фракций и по содержанию органического вещества позволяют сделать ориентировочные расчеты вклада различных компонентов твердой фазы в формирование эффективной ЕКО. Ниже приводятся результаты таких расчетов для горизонтов А1 и ВС целинной почвы участка «Госфонд». При содержании гумуса в горизонте А1 равном 4,07 %, и при допущениях, что половина органических соединений представлена гуминовыми и фуль-вокислотами (Орлов, 1990) и что содержание карбоксильных групп в специфических органических кислотах варьирует от 5 до 10 ммоль(+)/г кислоты, получаем, что органическое вещество в гумусовых горизонтах теоретически способно обеспечить величины ЕКО в интервале от 10 до 20 ммоль(+)/100 г почвы. В том же горизонте при содержании илистой фракции 11 % и содержании в ней лабильных минералов 17% и при допущении, что ЕКО лабильных силикатов равно 120 ммоль(+)/100г, получаем, что эти минералы в составе ила способны обеспечить около 2,2 ммоль(+)/100 г почвы; аналогичные расчеты для тонкопылеватой фракции с учетом ее содержания дают дополнительно 3,6 ммоль(+).
Таким образом, общая ЕКО за счет присутствия в ней органического вещества и лабильных минералов могла бы достигать 16-26 ммоль (+)/100 г. Реально определенное значение эффективной ЕКО - 15,2 ммоль(+)/100 г почвы несколько ниже расчетных данных. Рассчитанные по такой же схеме и экспериментально определен- ные значения ЕКО в горизонтах А1 других целинных лугово-каштановых почв составили: на участке «Новый опыт» рассчитанный диапазон значений ЕКО 23,7-40,0 ммоль(+)/100 г, экспериментально полученная величина ЕКО - 16,4 ммоль(+)/100г, на участке «Гослесополоса» соответственно 23,7-36,2 ммоль(+)/100 г и 18,3 ммоль(+)/100 г. Из приведенных ориентировочных расчетов следует, что расчетные величины ЕКО во всех исследованных горизонтах А1 лугово-каштановых почв существенно превышают экспериментально найденные. В действительности расчетные величины должны быть еще больше, т.к. остальные глинистые минералы (кроме лабильных) в составе илистой и тонкопылева-той фракций, которые не учитывали в приведенных расчетах, тоже обладают определенной ЕКО. Выявленное различие можно объяснить совместным влиянием нескольких факторов. Во-первых, взятые из литературы данные о числе карбоксильных групп в ГК и ФК, способных функционировать как обменные позиции, могут оказаться завышенным для условий нативной почвы. Они относятся в основном к выделенным препаратам этих кислот, обладающим иными сорбционными свойствами, чем реально присутствующие в почве ГК и ФК, с иными конфигурационными и кон-формационными характеристиками. Во-вторых, в горизонтах А1 часть обменных позиций на глинистых минералах может быть блокирована пленками органического вещества. В любом случае, сделанные расчеты позволяют сделать вывод о том, что в горизонте А1 лугово-каштановых почв органическое вещество играет значительно большую роль в формировании ЕКО по сравнению с глинистыми минералами. Благодаря наличию большого количества функциональных групп, гумусовые кислоты почв активно взаимодействуют с различнвми минеральными компонентами почв, образуя множество органоминеральных соединений. Механизмы образования этих соединений многообразны: адсорбционные взаимодействия, хемосорбция, закрепление органических веществ в межпакетных промежутках глинистых минералов, образование солей и комплексных соединений, взаимная коагуляция и соосаждение; при этом происходит изменение поглотительной способности исходных соединений. Часть функциональных групп почвенных компонентов, прореагировав друг с другом, выводится из сферы обменных реакций, Часть функциональных групп блокируется образующимися на поверхности частиц пленками различного состава - как минеральными, так и органомине-ральными. Взаимодействуя с глинистыми минералами, гуминовые и фуль-вокислоты могут частично разрушать их кристаллическую решетку, мобилизуя входящие в нее элементы, вместе с этим образуя орган ом инеральные частицы, представляющие собой минеральные зерна, покрытые пленками органических веществ (Пономарева, 1964; Пономарева, Рагим-заде, 1969; Рагим-заде,1972). Помимо этого, гумусовые кислоты могут образовывать с глинистыми минералами связи за счет взаимодействия карбоксильных групп и ОН" - групп минералов путем образования минеральных мостикрв (Хан, 1969; Орлов, 1980). Все перечисленные процессы приводят к постоянным изменениям ионообменных свойств почв и их отдельных компонентов. При взаимодействии гуминовых веществ с минеральными компонентами почвы может происходить снижение ЕКО образующихся органо-минеральных соединений по сравнению с ЕКО чистого гуминового вещества и повышение ЕКО образующихся соединений по сравнению с чистыми их минеральными компонентами, на фоне сохранения зависимости ЕКО комплекса от рН насыщающего раствора (Александрова, Надь, 1958; Александрова, 1980). В целом обменная поглотительная способность почв определяется суммарным вкладом всех почвенных компонентов, обладающих способностью к ионному обмену, причем ЕКО почвы не является простой суммой емкости обмена отдельных ее носителей. Механизм формирования ЕКО таков, что емкость поглощения отдельного компонента всегда больше его ЕКО в составе поглощающего комплекса (Ремезов, 1957; Горбунов, 1981). Таким образом, отмеченное выше превышение расчетных величин ЕКО над экспериментально найденными находится в хорошем соответствии с литературными данными. В горизонте ВС вкладом органического вещества в формирование ЕКО можно пренебречь и принимать в расчет только вклад глинистых минералов.
В профиле под целинной растительностью вблизи участка «Госфонд» при содержании илистой фракции в горизонте 28 % и лабильных силикатов в составе ила 26 % и при ЕКО лабильных минералов, равной 120 ммоль(+)/100 г. эти минералы способны обеспечить ЕКО, равную 8,8 ммоль(+)/100г; при содержании тоикопылеватой фракции 9 % и лабильных минералов в ее составе 11 % эта фракция может обеспечить ЕКО, равную 1,9 ммоль(+)/100 г. Суммируя эти величины, получаем 10,9 ммоль экв/100 г. Для горизонтов ВС почв под целинной растительностью вблизи участков "Новый опыт" и "Гослесополоса" расчетные величины ЕКО, полученные аналогичным путем, оказались равными 10,8 и 12,5 ммоль(+)/100 г. В действительности полученные таким способом расчетные величины ЕКО должны быть меньше, т.к. процент лабильных силикатов в тонких фракциях определялся в процентах от суммы глинистых минералов без учета содержания в них кварца и полевых шпатов. Но и при таком расчете величины ЕКО оказались почти вдвое ниже, чем определенные как сумма обменных катионов (табл. 5.1, 5.2, 5.3). Можно назвать несколько причин превышения экспериментально найденных значений ЕКО над расчетными, полученными, исходя из содержания лабильных минералов. Во-первых, в исследованных почвах определенной ЕКО могут обладать минералы группы иллитов, особенно учитывая их слабую окристаллизованность, а также минералы хлоритовой группы. Во-вторых, определенное количество глинистого материала в исследованных почвах может находиться в составе крупных фракций в виде очень прочных агрегатов, не разрушающихся при выделении фракций по методике Айдиняна. Такой механизм формирования ЕКО почвы за счет участия крупных фракций был экспериментально установлен А.В.Кирюшиным (2003) для подзолистых почв.
