О двух фазах специфической стадии подзолистого макропроцесса
Автор: Градусов Б.П., Фрид А.С., Градусова О.Б.
Журнал: Бюллетень Почвенного института им. В.В. Докучаева @byulleten-esoil
Статья в выпуске: 58, 2006 года.
Бесплатный доступ
Короткий адрес: https://sciup.org/14313465
IDR: 14313465
Текст статьи О двух фазах специфической стадии подзолистого макропроцесса
А.А. Роде (1937) сформулировал понятие «сущности подзолообразования». Она заключается в более быстром разрушении глинистых минералов коллоидов и ила, чем первичных минералов в подзолистом горизонте и полном выносе первичных продуктов разрушения за пределы почвенного профиля. Количество грубой части почвы (далее для краткости не-ила) увеличивается относительно, ее состав не изменяется или одинаково слабо изменяется по всему профилю. Роде рассмотрел четыре стадии подзолообразования. Первая – разрушения первичных минералов и образование вторичных, вторая – образование кислых продуктов разложения растительного опада, третья – замещение водородом поглощенных оснований, четвертая – разрушение вторичных минералов и образование элювиального и иллювиального горизонтов. Только четвертая стадия является специфической подзолистой в узком смысле.
Возникает вопрос о том, что происходит с изменениями твердой фазы почв специфической стадии подзолистого процесса во времени. Две части твердой фазы почв – ил и не-ил – существенно различаются по количеству и функционально в течение взаимодействия факторов почвообразования, формирования и развития подзолистого профиля. Ил почвообразующей породы в силу сравнительно меньшей устойчивости глинистых минералов и ограниченному его содержанию в породе – конечное образование. Вследствие высокой устойчивости основных минералов и большого содержания частиц запасы не-ила не ограничены.
А priori, после того как основная масса илистых частиц оказывается разрушенной, агрессия среды, в том числе кислотная должна быть направлена на относительно накопленные минералы не-ила. Вследствие всегда существующего физического выветривания неилистый материал оказывает влияние на состав и количество ила, тем более интенсивное, чем меньше ила породы осталось в горизонте.
Мы исследовали изменения твердой фазы почв сопоставлением расчетных значений и аналитических показателей основных оксидов неила и количества ила по элювиальной модели. Модель, разработанная С.А. Фридом, представляет собой алгебраическое уравнение вида
Ил = (О пч – О гр ) / (O ил – О гр ) 100, (1) где О пч – оксид (алюминия или кремния) почвенного горизонта, O ил – ил почвенного горизонта, О гр – оксид грубодисперсной части породы (не-ила).
Формула расчета оксида грубой части породы или горизонта (O гр )
O гр =((О п – О и ) (И п /100)) / ( 100 – И п ) / 100, (2) где О п и О и – оксиды Al 2 O 3 и SiO 2 породы и ила, И п – ил породы, в долях.
В табл. 1 представлены расчетные (по формуле (2)) данные по количеству кремнезема и оксида алюминия в не-иле двух профилей типичных почв. В составе не-ила подзолистой почвы происходит увеличение кремнезема по отношению к оксиду алюминия в верхних горизонтах. В дерново-подзолистой почве общий тренд изменений – уменьшение количества кремнезема. Соответственно этому в первой почве молекулярное отношение кремнезема к алюминию расширяется вверх по профилю, а во второй сужается. Из этого следует, что в реальных профилях почв происходят изменения не только ила, но и химического состава грубых частиц.
Из данных табл. 2 следует, что в целом элювиальная модель передает элювиальный тип распределений илистого вещества как подзолистой, так и дерново-подзолистой почв. Это вытекает из совпадения расчетных и аналитических данных о содержании ила и субпараллельного их следования вдоль почвенного профиля. Однако по профилям почв имеются расхождения между содержанием расчетного и аналитического ила. Особенно они значительны для данных в верхних горизонтах профилей.
Наибольшим сходством значений аналитического ила и его расчетных содержаний характеризуется типичная подзолистая почва Коми, для подзолистого горизонта оно минимально.
Можно назвать две причины расхождения аналитических и расчетных данных о содержании ила в подзолистом горизонте: 1) неоднородность почвообразующего материала и 2) особенности почвенных изменений твердой фазы на продвинутой фазе подзолистого макропроцесса.
Определим сходство гранулометрического состава подзолистого горизонта с каждым из других горизонтов и породы в дерновоподзолистой почве (табл. 3). Для этого используем кластерный метод А.С. Фрида. В полной форме состава подзолистый горизонт выделяется резким уменьшением сходства со всеми другими горизонтами, в том числе и с прилежащими сверху (А1) и снизу (А2В и В1). В составе без ила картина иная.
Подзолистый горизонт, резко выделяющийся по соотношению расчетных и аналитический значений содержания ила, сходен с прилежащими иллювиальными горизонтами на уровне 80-60%. Постепенно вниз по профилю сходство уменьшается до 38% (порода).
Таблица 1. Содержание ила, оксидов алюминия и кремния в почве и не-иле, %
Горизонт |
Глубина, см |
Ил |
Al 2 O 3 |
SiO 2 |
||
почвы |
не-ила |
почвы |
не-ила |
|||
Подзолистая типичная. Коми. Профиль 3 (Забоева, 1975) |
||||||
А пах |
0–10 |
8 |
10,22 |
9,15 |
81,06 |
83,11 |
А пах |
10–20 |
10 |
9,96 |
8,52 |
81,33 |
83,89 |
А пах |
20–30 |
11 |
10,23 |
8,64 |
81,01 |
83,82 |
А2 |
30–38 |
8 |
9,69 |
8,5 |
80,9 |
83 |
А2В |
38–48 |
16 |
11,36 |
9,14 |
78,53 |
82,57 |
А2В |
48–58 |
25 |
12,45 |
8,84 |
76,51 |
83,42 |
В1 |
58–62 |
28 |
12,98 |
8,83 |
75,4 |
82,66 |
62–72 |
27 |
12,92 |
8,94 |
75,42 |
82,34 |
|
72–82 |
29 |
12,84 |
8,58 |
75,41 |
83,34 |
|
82–92 |
31 |
12,9 |
8,14 |
75,41 |
84,22 |
|
92–102 |
30 |
12,89 |
8,29 |
75,49 |
83,95 |
|
Â2 |
112–122 |
28 |
12,75 |
8,57 |
75,67 |
83,63 |
Дерново-подзолистая. Подмосковье. Профиль 100 (Фридланд, 1986) |
||||||
A1 |
3–12 |
9 |
8,91 |
7,68 |
82,43 |
84,51 |
A2 1 |
12–20 |
14 |
8,74 |
6,66 |
82,38 |
86 |
A2 2 |
20–30 |
11 |
8,04 |
6,44 |
83,76 |
86,6 |
A2B |
30–45 |
26 |
11 |
7,31 |
78,36 |
84,89 |
45–50 |
27 |
12,02 |
8,39 |
77,36 |
84,12 |
|
B/A2 |
50–60 |
30 |
11,95 |
7,6 |
76,95 |
84,72 |
60–69 |
28 |
12,44 |
8,78 |
76,43 |
82,97 |
|
B1t |
69–80 |
37 |
12,54 |
7,4 |
76,66 |
86,56 |
90–100 |
33 |
12,8 |
8,39 |
76,3 |
84,64 |
|
B2tg |
100–110 |
33 |
12,49 |
8,16 |
76,1 |
84,15 |
110–120 |
33 |
13,7 |
10,14 |
74,7 |
81,55 |
|
B3tg |
130–140 |
38 |
13,29 |
8,37 |
75,31 |
84,51 |
140–150 |
37 |
12,86 |
9,01 |
75,9 |
83,74 |
Таблица 2. Аналитические и расчетные данные содержания оксидов алюминия и кремния, количества ила, %
Горизонт |
Глубина, см |
Ил |
Разности |
|||
аналити ческий (1) |
расчетный по Al 2 O 3 (2) |
расчетный по SiO 2 (3) |
(1)–(2) |
(1)–(3) |
||
Подзолистая типичная. Коми. Профиль 3 (Забоева, 1975) |
||||||
А пах |
0–10 |
8 |
12 |
10 |
–2 |
–2 |
А пах |
10–20 |
10 |
10 |
9 |
1 |
1 |
А пах |
20–30 |
11 |
11 |
10 |
1 |
1 |
А2 |
30–38 |
8 |
8 |
10 |
–2 |
–2 |
А2В |
38–48 |
16 |
19 |
19 |
–3 |
–3 |
А2В |
48–58 |
25 |
26 |
26 |
–1 |
–1 |
В1 |
58–62 |
28 |
29 |
31 |
–3 |
–3 |
62–72 |
27 |
29 |
30 |
–3 |
–3 |
|
72–82 |
29 |
29 |
30 |
–1 |
–1 |
|
82–92 |
31 |
29 |
30 |
1 |
1 |
|
92–102 |
30 |
29 |
29 |
1 |
1 |
|
А2 |
112–122 |
28 |
28 |
28 |
0 |
0 |
Дерн |
ово-подзол |
истая. Под |
московье. Пр |
офиль 100 (Фр |
идланд, 1 |
986) |
A1 |
3–12 |
9 |
5 |
9 |
4 |
0 |
A21 |
12–20 |
14 |
4 |
10 |
10 |
4 |
A22 |
20–30 |
11 |
-1 |
5 |
10 |
6 |
A2B |
30–45 |
26 |
20 |
25 |
6 |
1 |
45–50 |
27 |
28 |
29 |
–1 |
–2 |
|
B/A2 |
50–60 |
30 |
27 |
31 |
3 |
–1 |
60–69 |
28 |
31 |
33 |
–3 |
–5 |
|
B1t |
69–80 |
37 |
31 |
32 |
6 |
5 |
90–100 |
33 |
33 |
33 |
0 |
0 |
|
B2tg |
100–110 |
33 |
31 |
34 |
2 |
–1 |
110–120 |
33 |
40 |
39 |
–7 |
–6 |
|
B3tg |
130–140 |
38 |
37 |
37 |
1 |
1 |
140–150 |
37 |
37 |
37 |
0 |
0 |
Эти распределения сходства свидетельствуют, что подзолистый горизонт по гранулометрическому составу неилистой части направленно изменен по отношению ко всем нижележащим горизонтам, в том числе и породе, в результате постепенно нарастающих процессов без существенных перерывов по всей толще до гор. А1.
Существенно иная картина сходства гранулометрического состава в подзолистой почве Коми. Здесь сходство гранулометрического состава без ила подзолистого горизонта с каждым из остальных горизонтов, включая породу, удерживается на практически одинаковом высоком уровне. Ясно, что в этом профиле изменения грубой части были минимальны, что соответствует ее биоклиматическим факторам и возрасту.
Итак, расхождение аналитических и расчетных данных о содержании ила в подзолистом горизонте не является результатом неоднородности почвообразующей породы. Постепенность нарастания сходства каждого из предшествующих горизонтов (со стороны породы) свидетельствует о наличии почвенно-элювиальных изменений и об отсутствии седиментационных перерывов. Интенсивность почвенно-элювиальных изменений достигает максимума в подзолистом горизонте дерново-подзолистой почвы. С помощью сопоставлений с элювиальной моделью удается установить такие изменения химического состава неилистой части твердой фазы в подзолистом горизонте, которые неразличимы в горизонтах профиля, содержащих много ила, унаследованного от породы.
Аккумулятивный горизонт выделяется низким сходством с гор. А2 по составу грубой части. Последнее можно рассматривать как результат преимущественно биогенных изменений.
Из двух указанных выше причин расхождения аналитических и расчетных данных о содержании ила в подзолистом горизонте остается подзолистый процесс.
Опираясь на представленные в табл. 1 и 2 материалы, а также результаты многочисленных минералогических, петрографических и микро-морфологических наблюдений (Верба, 1992; Градусов, 1976), можно составить следующее представление об изменениях минералов не-ила при подзолообразовании. Существуют два частных процесса превращения твердой фазы подзолистого горизонта: 1) дробление химически устойчивых минералов не-ила, что приводит к увеличению количества илистых и коллоидных частиц, 2) растворение частиц не-ила, которое усиливается с уменьшением размеров новых частиц. Последнее препятствует увеличению количества илистых частиц за счет частиц не-ила. Время существования новых частиц ила уменьшается с сокращением их размеров. Соотношение интенсивностей этих двух процессов определяет размеры трансферизации (переброски) частиц не-ила в частицы илистой размерности.
Таблица 3. Соотношение сходства полного гранулометрического состава с состава без ила почв, %
Горизонт |
Глубина, см |
Без ила |
Полный |
Типичная по А пах |
дзолистая. Ко 0–10 |
ми. Профиль 3 (З 82 |
абоева, 1975) 71 |
А пах |
10–20 |
76 |
68 |
А пах |
20–30 |
82 |
76 |
А2 |
30–38 |
100 |
100 |
А2В |
38–48 |
75 |
59 |
А2В |
48–58 |
68 |
40 |
В1 |
58–62 |
86 |
36 |
62–72 |
68 |
37 |
|
72–82 |
93 |
35 |
|
82–92 |
84 |
34 |
|
92–102 |
72 |
34 |
|
В2 |
112–122 |
82 |
36 |
Дерново-подзоли |
стая. Подмоск |
овье. Профиль 100 |
(Фридланд, 1986) |
A1 |
3–12 |
37 |
40 |
A21 |
12–20 |
85 |
77 |
A22 |
20–30 |
100 |
100 |
A2B |
30–45 |
79 |
46 |
45–50 |
75 |
38 |
|
B/A2 |
50–60 |
73 |
41 |
60–69 |
79 |
32 |
|
B1t |
69–80 |
77 |
35 |
90–100 |
67 |
34 |
|
B2tg |
100–110 |
47 |
30 |
110–120 |
40 |
33 |
|
B3tg |
130–140 |
43 |
29 |
140–150 |
38 |
29 |
Наблюдаемые значения разности ( d ) данных аналитического и расчетного ила (табл. 2) отражают соотношения интенсивностей этих процессов и соответственно этому – вклад в изменения ила.
При d > 0 интенсивность дробления выше скорости растворения частиц не-ила. Происходит прибавка частиц илистой размерности к илу, унаследованному от породы. Это наиболее часто встречающееся соотношение данных аналитического и расчетного ила, свидетельствующее о важной роли дробления не-ила в содержании и составе илистого вещества. Положительные значения разности между аналитическим и расчетным содержанием ила соответствуют количеству частиц не-ила, привнесенному в текущую илистую фракцию за все время почвообразования в результате процессов дробления и растворения.
При d < 0 интенсивность растворения частиц не-ила выше интенсивности дробления зерен не-ила. Прибавка илистых частиц к илу, унаследованному от породы, не происходит.
Подзолистый макропроцесс включает три процесса изменений твердой фазы: 1) интенсивное разрушение глинистых минералов ила, унаследованных от почвообразующей породы; 2) диспергация частиц не-ила, что приводит к накоплению в иле новых (не унаследованных от породы) тонких, но неглинистых структурно частиц; 3) растворение в верхних горизонтах, а иногда и по всему профилю частиц неглинистых («первичных») минералов всех фракций с выносом продуктов разрушения за пределы горизонта.
С уменьшением размерности частиц грубых фракций увеличивается интенсивность их растворения. Поэтому частицы не-ила в составе илистой фракции – временное образование.
Во времени интенсивность растворения минералов текущего ила уменьшается, поскольку в нем относительно и абсолютно накапливаются минералы с наиболее совершенной структурой, т.е. наиболее химически устойчивые. Одновременно в составе твердой фазы увеличивается значение частиц первичных минералов, в том числе и в составе илистых фракций.
Итак, специфическая стадия подзолистого макропроцесса (см. выше) состоит из двух исторических фаз. Первая фаза – подзолистая по Роде (1937) – интенсивного растворения илистых частиц, унаследованных от породы. Вторая фаза – эпиподзолистая – после разрушения большей части ила, унаследованного от породы. Она заключается в увеличении значимости в дифференциации твердой фазы продуктов физического дробления и растворения минералов не-ила с формированием нового (сингенетичного почвообразованию) илистого вещества, доля которого во времени увеличивается.
Общий результат подзолообразования – преобразование коллоидного и илистого смектит-гидрослюдистого вещества породы в грубодисперсный (без коллоидов) кварц-полевошпатовый хлоритово-слюдистый ил и относительное накопление частиц наиболее совершенных (инертных) кристаллов неилистой размерности. Это обусловливает уменьшение, особенно значительное в эпиподзолистую фазу, интенсивности всех структурно-минералогических преобразований.
Значительная часть исследованных в южной тайге центральных областей Русской равнины почв, развитых на покровных суглинках, находится в эпиподзолистой фазе эволюции.
Список литературы О двух фазах специфической стадии подзолистого макропроцесса
- Верба М.П. Минералы крупных фракций в таежных почвах с текстурно-дифференцированным профилем//Почвоведение. 1992. №2. С. 129-145.
- Градусов Б.П. Минералы со смешанослойной структурой в почвах. М.: Наука, 1976. 125 с.
- Градусов Б.П. Кластерный анализ минералогического и гранулометрического состава почв на однородных и неоднородных породах//Почвоведение. 2001. № 11. С. 1344-1356.
- Забоева И.В. Почвы и земельные ресурсы Коми ССР. Сыктывкар: Изд-во Коми, 1975. 286 с.
- Роде А.А. Подзолообразовательный процесс. М.: Изд-во АН СССР, 1937. 454 с.
- Тонконогов В.Д., Градусов Б.П. и др. Дифференциация минералогического и химического состава дерново-подзолистых и подзолистых почв//Почвоведение. 1987. №3. С. 68-81.
- Фридланд В.М. Опыт послойного анализа валового состава гранулометрических фракций дерново-подзолистой почвы//География и генезис антропогенно-измененных и естественных почв. Науч. тр. Почв. ин-та им. В.В. Докучаева. М.: Почв. ин-т им. В.В. Докучаева, 1986. С. 8-14.