Особенности автоморфного почвообразования в ландшафтах Большеземельской тундры

Автоморфные условия почвообразования не предполагают развития оглеения за счет длительного грунтового или поверхностного переувлажнения и дополнительного поступления влаги. На юго-востоке Большеземельской тундры автоморфные почвы – криометаморфические (неоглеенные) почвы, глееземы криометаморфические (поверхностно-глеевые) и глееземы типичные (профильноглеевые) формируются на покровных пылеватых суглинках. На Государственной почвенной карте (лист Q-41, Воркута) тип криометаморфических почв не нашел отражения. Остальные названы тундровыми поверхностно-глеевыми в комплексе с остаточно-поверхностно-глеевыми пятен и болотно-тундровыми торфянисто-глеевыми, занимающими менее дренированные позиции в сочетании с вышеназванными комплексами [1]. Скрыто-глеевые почвы (при отсутствии признаков оглеения до 50– 80 см) еще на ранних этапах исследования обнаружены Е.Н. Ивановой и О.А. Полынцевой [2]. Согласно авторам, более уплотненный поверхностный слой может быть окисленным бывшим глеевым горизонтом. Формирование скрыто-глеевых почв на пятнах межбугорковых участков, образованных в результате морозного выветривания бугорков, происходит в наиболее дренированных условиях (греб- ни холмов, бровки склонов). Образование неглеевых почв (криоземов) на северо-востоке страны связано с экстраконтинентальным климатом [3] и наблюдается до Новой Земли [4]. В европейской тундре в отделе неглеевых криометаморфических почв выделены четыре типа [5], а позднее – один – криометаморфический [6]. Установлено, что в южной тундре эти почвы занимают 24–39% поверхности на вершинах холмов и формируются в комплексе с глееземами криометаморфическими [7].

В формирующихся на плоских дренированных поверхностях рельефа глееземах Ямала, Гы-дана и юго-востока Большеземельской тундры ог-леение является одним из ведущих почвообразующих процессов автоморфного почвообразования [8]. Этот процесс как ведущий в автоморфных условиях имеет место лишь в тундре и лесотундре, где глеегенез может сочетаться с процессами восстановительно-окислительной дифференциации железа и криогенного метаморфизма.

На пологих и плоских вершинах водоразделов, в пятнистых и бугорковатых тундрах под кустарничково-моховой растительностью при близком залегании мерзлоты профильное оглеение не связано с дополнительным внутрипочвенным или поверхностным поступлением влаги, а согласно ряду авторов [9, 2, 10], вызвано надмерзлотным увлажнением, слабой испаряемостью и заторможенностью биохимических процессов.

Эволюция голоценовых почв Субарктики связана с изменениями биоклиматических условий. В течение голоцена выделяют три интервала с теплыми климатическими условиями, когда лесные формации занимали тундру: раннебореальное, позднеатлантическое и среднесуббореальное потепления, главный из которых позднеатлантический. В течение атлантического времени (8–5 тыс. лет назад) южнотаежная растительность с примесью широколиственных пород была на большей части восточноевропейских тундр, а к позднеатлантическому времени зона тундры исчезла [11–14]. Амплитуда смещения растительных зон в голоцене составляла 3–4º [15].

Суббореальный период (5 тыс.–2 тыс.200 л.н.) ознаменовался похолоданием в начале и потеплением в среднесуббореальную фазу, когда темнохвойные леса с участием широколиственных пород продвинулись на север. В конце суббореала распространилась ерниковая тундра, остававшаяся в I фазу субатлантического периода (2 тыс. 200–0 л.н.). Потепление во II фазе сменилось на похолодание в III фазу, ерниковая тундра простиралась севернее широтного колена Печоры [16]. В последнюю фазу (150–100 л.н.) сохранялись современные границы природных зон.

Формирование полноразвитых почв связано с позднеатлантическим этапом голоцена. Современные профили унаследовали признаки теплых и холодных этапов голоцена. По мнению Н.Г. Обермана [17], нынешние автономные позиции на междуречьях представляют древние озерные депрессии, осушаемые с конца позднего плейстоцена и по настоящее время. Происходившие еще в раннем голоцене термокарст и озерная трансгрессия обусловили расчленение поверхности и процессы формирования автоморфных элювиальных ландшафтов вместо грунтово-глеевых. Считается, что охристопятнистые профили глееземов – наследие древнеозерного периода, а глеевый диагностический горизонт как педолитогенный признак глееземов подвергается стиранию в ходе эволюции в современной криогидроморфной обстановке [18]. По нашему мнению, ослаблению глееобразования должны способствовать криопедотурбации, связанные с прохладными этапами эволюции почв и диагностируемые в современном профиле, а также типы морозной сортировки материала, структуры растрескивания, наличие и характер пористости и криогенного ожелезнения.

В настоящее время из автоморфных суглинистых почв наиболее обстоятельно изучены глее-земы криометаморфические, занимающие промежуточное положение между криометаморфически-ми почвами и глееземами криотурбированными на вершинах и пологих склонах водораздельных увалов, широко использованные для сельскохозяйственного освоения. Ввиду недостаточной изученности генетических особенностей и главных процессов почвообразования криометаморфических почв и глееземов типичных, целью данной работы является детальное исследование с использованием современных методов и подходов структурной организации и дифференциации твердофазных продуктов функционирования, криогенных и педоген-ных процессов и степени оксидогенеза.

Материалы и методы

Проведены исследования мезо-микроморфологии и анализ структурных компонентов криоме-таморфической почвы, формирующейся в бассейне р.Уса (лесотундра), в 50 км к юго-западу от г.Вор-кута, в окрестностях ж.-д. станции Сейда, в пятни-сто-мелкобугорковатой ерниково-кустарничково-ли-шайниковой тундре. Профиль: O(0-5 см) – CRM 1 (5– 12 см) – CRM 2 (12–27 см) – CRM 3 (27–45 см) – CRMg(45–70 см). Почва до глубины 50 см не дифференцирована по гранулометрическому составу, средние суглинки с 50 см подстилаются супесчаными отложениями.

В качестве объектов послужили также глее-земы криотурбированные, формирующиеся на сла-борасчлененном наветренном склоне увала, в окрестностях г. Воркута (Аяч-Яга), в бугорковатой тундре с ивняково-ерниковым кустарничково-моховым покровом и залеганием мерзлоты на глубине 90 см. Профиль почвы: O(0–7 см) – T(7–14 см) – Bh(14–15 см) – G 1 (15–26 см) – G 2 (26–38 см) – G 3 (38–65 см). Перемешивание материала криотур-бациями, переработанность органогенных турбиро-ванных горизонтов вмещающей минеральной массой формируют темно-бурые гумусированные линзовидные компоненты преимущественно в нижних горизонтах профиля. Коричневые затеки наблюдаются с глубины 12 см.

Комплексный подход к исследованию почв включает: а) анализ структурной организации и дифференциации продуктов функционирования (кутанный комплекс) на монолитах ненарушенного строения с применением мезо-микроморфологичес-кого метода; б) определение признаков криогенеза; в) выявление ведущих профилеобразующих процессов на основе физико-химических анализов почв.

Результаты исследований

Криометаморфическая почва. Описание мезоморфологии.

O 0–5 см. Темно-бурая рыхлая подстилка, лучше разложившаяся на границе с минеральной толщей и образованием грубогумусовой прослойки.

CRM 1 5–12 см. Бурый, рассыпчатый, с коричневато-бурыми и белесыми осветленными пятнами. Агрегаты 3–5 мм в диаметре, угловатые и округлые, с белесыми тонкими скелетанами и бурыми матовыми пленками на поверхности. В изломе педа светло-бурого цвета заметны тонкие внутрипедные трубчатые поры диаметром < 1 мм, белесые пятна скелетан.

CRM2 12–27 см. Светло-бурый, рассыпчатый; пятна коричневато-бурые и белесовато-бурые. Размер агрегатов коричневато-бурых пятен 5–7 мм, толщина 5 мм; на матовой бурой поверхности – пятна более толстых, чем в вышележащем горизонте, белесоватых скелетан (1–2 мм). Излом педа – светло-бурый, заметны черные точки (конкреции) и трубчатые поры, а также отдельные коричневые пятна (пропитка Fe-органическими соединениями). Субгоризонтальное залегание скелетан, занимающих межпедные промежутки. Белесые участки характеризуются слоеватым сложением, меньшим размером толщиной 1–2 мм, а по длинной оси – 7 мм и пластинчатой формой агрегатов, обилием скеле-тан, обусловливающих более сильную рассыпчатость этих участков. Толщина скелетан на верхних поверхностях агрегатов 1–2 мм, на нижних – пятнами. Очень тонкие поры и черные точки.

CRM 3 27–45 см. Светло-бурый, с отдельными темновато-бурыми пятнами, иногда в виде ореола вокруг пор. Единичные корни. Размер агрегата-5x8 мм, толщина 5 мм. Форма округло-овальная, округло-угловатая. Скелетаны, слоем толщиной 13 мм на верхней поверхности, покрывают агрегат и заполняют внутрипедные поры. Иногда на стенках пор – бурая пленка. Внутрипедная масса светлобурая, местами с ожелезненными зонами. Диаметр трубчатых пор ≈ 1 мм. Отмечается слоеватое сложение, субгоризонтальное залегание скелетан.

CRM 4 45–70 см. Светло-бурый, плотнее гор. CRM 2 . Корни. Структура угловато-крупитчатая; ске-летаны буроватого оттенка, более тонкие и менее распространенные. Тонкая пористость. Темноватобурые участки характеризуются отчетливой зернистой структурой. Мелкие трубчатые поры пронизывают педы. Размер первичного педа 5x3 мм, толщина – 2 мм. Цвет излома педа светло-бурый, с мелкими черными, ржавыми точками (конкреций). В верхней части горизонта конкреции размером 3х4 мм, окаймленные белесой пленкой толщиной ≈ 1 мм. Белесые скелетаны ясны вблизи трещин. На межтрещинной части – поверхности агрегатов с белесыми пятнами. Нижняя часть горизонта более уплотненная, массивная, темнее по цвету. Осветленные белесые скелетаны отсутствуют. Появляется темно-бурое окаймление пор и бурые пятна на поверхности агрегатов. Размер первичных агрегатов несколько меньше. Трубчатые поры диаметром ≈ 1 мм.

Белесоватые пятна, отличающиеся слоева-тым сложением, находимые в гор.CRM1, могут быть фрагментами подзолистого горизонта. Об этом же свидетельствуют белесые пятна во внутрипедной массе. Профиль почвы достаточно хорошо агрегирован. Размер агрегатов возрастает, начиная с гор.CRM1 (от 3х5 мм до 5х8 мм), тогда как нижняя часть профиля (60–70 см) становится массивной, слабее агрегированной, в связи с утяжелением гранулометрического состава, длительным промерзанием, задержкой воды в этой части профиля. Отдельные белесые тонкие скелетаны верхней части профиля (г.CRM1) сменяются на их обилие в горизонтах ниже, где толщина возрастает до 1–3 мм. Скелетаны заполняют межпедные промежутки и внутрипедные поры. В нижней части профиля они аккумулированы лишь вблизи трещин или сосредоточены небольшими пятнами на поверхности агре- гатов; появляется темно-бурое окаймление пор. Анализ профильного распределения песчано-пылеватых кутан показывает более высокое расположение последних в профиле данной почвы, тогда как в оглеенных (глееземы криометаморфические) оно ниже. В нижней части профиля почвы фиксируются ожелезненные зоны, ржавые точки во внут-рипедной массе.

Отсутствие морфологически выраженного гор.G и бурая окраска почвы, а также чешуйчатый характер плазмы, обнаруживаемый в микростроении, сближают эти почвы с буроземами (бурые кислые грубогумусовые), обнаруженными на Приполярном [19] и Полярном [20] Урале. Криогенный характер агрегации и наличие грубогумусового губчатого слоя над минеральной толщей позволяют отнести почву к отделу криометаморфических. Согласно В.Д. Тонконогову [8], эти почвы до верхней границы мерзлоты (45 см) не дифференцированы по гранулометрическому, валовому составу и содержанию Fe, переходящего в дитионит-, и оксалатные вытяжки. Описанные Е.Н. Ивановой и О.А. По-лынцевой [2] почвы пятен также не дифференцированы и не оглеены до 50 см.

Продолжающиеся циклы промерзания-протаивания, придающие специфические признаки почвам, обусловливают криогидратационное выветривание, дробление частиц до пылеватого размера [21], а также ротационную агрегацию тонкодисперсного материала вследствие склеивания гидроксидами Fe, освобождающимися при выветривании. Тем самым формируются признаки крио-метаморфических горизонтов (ооиды, гранулярные агрегаты). Имеет также место сегрегационнокоагуляционное оструктуривание частиц разного гранулометрического состава при участии гумуса, соединений Fe, хорошо заметное в криометамор-фических горизонтах. Вследствие криогенной сортировки частиц наблюдаются скопления скелетан на поверхности агрегатов, а с криогенным механизмом массопереноса связаны перераспределение внутри профиля, аккумуляции в межагрегатных трещинах и внутриагрегатных порах в виде тонкодисперсного темно-бурого окаймления и заполнения белесыми скелетанами. Следует отметить также фрагментирование и трансформацию органического вещества. Криогенные процессы, наиболее четко выраженные в данном профиле: агрегация, сегрегационно-коагуляционное оструктуривание; сортировка частиц.

Как показали анализы структурных компонентов (табл.1), наблюдается аккумуляция оксалат- и дитионит-растворимых R 2 O 3 (особенно дитионит-растворимого Fe) в скелетанах (песчано-пылеватых кутанах) верхней части минеральной толщи почвы (гор.CRM 1 ). Описание мезоморфологии обнаруживает здесь коричневато-бурые зоны и бурые матовые покрытия на поверхности агрегатов, где в форме органо-минеральных соединений осаждаются R 2 O 3 . Коллоидные частицы гидроксидов Fe ад-сорбционно или химически связывают анионы фульвокислот. Продуцируемые в процессе трансформации подстилки подвижные органические со-

Таблица 1

Содержание подвижных R 2 O 3 , С и N в структурных компонентах, %

Горизонт	Глубина, см	Структурный компонент	По Тамму		Fe 2 O 3 по Мера-Джексону	C	N	C/N	Степень оксидогенеза, общая масса почвы
			Fe 2 O 3	Al 2 O 3
Криометаморфическая почва
CRM 1	5-12	Скелетаны	0.30	0.16	0.85	0.17	0.02	8	0.3
		ВПМ	0.32	0.18	0.75	0.20	0.03	7
CRM 2	12-27	Скелетаны	0.22	0.10	0.43	0.22	0.02	11	0.4
		ВПМ	0.45	0.20	0.50	0.27	0.03	9
CRM 3	27-45	Скелетаны	0.25	0.11	0.45	0.21	0.03	7	0.4
		ВПМ	0.42	0.18	0.79	0.21	0.03	7
CRM 4	45-70	Скелетаны	0.23	0.11	0.33	0.18	0.02	9	0.4
		ВПМ	0.22	0.22	0.72	0.24	0.03	8
Глеезем криотурбированный
Bh	10-15	ОМ	0.17	1.03	0.45	0.53	0.05	10	0.2
G 1	15-25	- « -	0.21	0.68	0.47	0.74	0.07	10	0.2
G 2	25-35	- « -	0.18	1.01	0.36	0.35	0.04	9	0.2
G 3	35-40	- « -	0.19	1.08	0.39	0.24	0.03	8	0.2
- « -	40-65	- « -	0.15	0.96	0.29	0.28	0.04	7	0.2
Bh	10-15	ВПМ	0.18	1.16	0.47	0.18	0.03	6	не опр.
G 1	15-25	- « -	0.19	0.73	0.51	0.17	0.03	6	не опр.
G 2	25-35	- « -	0.20	1.06	0.37	0.18	0.03	6	не опр.
G 3	35-40	- « -	0.21	1.08	0.40	0.24	0.04	6	не опр.
- « -	40-65	- « -	0.20	1.09	0.39	0.30	0.04	7	не опр.

Примечание. ОМ – общая масса; ВПМ – внутрипедная масса.

единения, не связанные с R 2 O 3 , мигрируют вниз по профилю, в несколько большей степени аккумулируясь в скелетанах и ВПМ (внутрипедная масса) нижележащего гор.CRM 2 . В этом же горизонте происходит некоторая аккумуляция оксалат-раствори-мых R 2 O 3 в ВПМ почвы. Темно-бурые, коричневые пятна во внутрипедной массе этого горизонта, в том числе вдоль внутрипедных пор, иллюстрируют осаждение мигрировавших, очевидно, в более ранние фазы педогенеза, фульвокислот и R 2 O 3 .

Обеднение осветленных пятен (гop.CRM1) валовыми оксидами Fe, Al и некоторое увеличение их содержания в гор.CRM2, а также накопление SiO2 в этих пятнах и уменьшение с глубиной (гop.CRM2) отмечено для р.8-ПА криометаморфи-ческой почвы В.Д. Тонконоговым [8]. Анализы подвижных R2O3 и углерода в ВПМ исследованной нами почвы (табл.1) также выявили элювиальноиллювиальный характер дифференциации. Следовательно, процесс Al-Fe-гумусового подзолообразования в криометаморфической почве, проявляю- щийся при валовом анализе общей массы почвы [8] и анализе внутрипедной массы (табл.1), унаследован от прошлых стадий почвообразования. Процесс Al-Fe-гумусового иллювиирования достаточно четко диагностируется анализами скелетан. Поскольку последние приурочены к границе раздела фаз миграционным путям, можно предположить, что данный процесс имеет место в настоящее время.

Окрашивание профиля в бурый цвет связано с внутрипрофильной миграцией С и R2O3. Органическое вещество обогащено азотом (С:N = 6-11), что свидетельствует о высокой интенсивности биологического круговорота, как и в буроземах оподзо-ленных [20] Полярного Урала. Анализы скелетан четко отражают процесс Al-Fe-гумусового иллювии-рования, подтверждаемый наличием бурых пленок на поверхности агрегатов в гор.CRM1, непосредственно под гор.O. Очевидно, на ранних этапах почвообразования более интенсивно протекали процессы Al-Fe-гумусового подзолообразования, которые диагностируют анализы внутрипедной массы и валовые анализы почв. На поздних этапах ведущими являются процессы Al-Fe-гумусового иллювии-рования, диагностируемые анализами скелетан. Небольшое количество конкреций в виде черных точек свидетельствует о процессах сегрегации в данной почве, имевших место и в прошлые этапы развития, а окаймление их в нижней части профиля белесой пленкой – о заметном влиянии криогенных процессов на сегрегированные ранее формы Fe.

Оксидогенез, или новообразование оксидов Fe, химически или сорбционно связанных с фуль-вокислотами, различным образом проявляется в почвах криолитозоны, абсолютно преобладая в зимний период [22]. Определение степени развития оксидогенеза (критерий Водяницкого -Fe по Джексону ) выявило среднюю степень этого Fe валовое показателя, что свидетельствует в целом о благоприятном состоянии для структурообразования, появления рассыпчатости, крупитчатой структуры (табл.1). Таким образом, в качестве главных почвообразующих процессов следует отметить аккумуляцию и внутрипрофильную миграцию подвижных органических кислот, Al-Fe-гумусовое иллювииро-вание и криогенные процессы, накладывающиеся на почвенные. По всем диагностическим показателям почва относится к криометаморфическим (O– CRM–C).

Глеезем криотурбированный. Описание мезоморфологии.

О   0–7см   Очес гипновых мхов.

Т    7–14 см Темно-серый, торфянистый, хоро шо разложившийся в нижней части.

Bh 14–15 см Темно-бурый слой зернистой структуры на границе с минеральной толщей.

G1   15–25 см Светло-бурый (в сухом состоя нии), с темно-бурыми пятнами в самой верхней части. По ходам корней отмечаются окисленные охристые участки, окрашенные гу-мусо-Fe соединениями. Отдельные трубчатые поры, заполненные белесой скелетаной. Диаметр пор ~ 1 мм. Выделяются охристые и осветленные зоны. Отмечается слабо выраженное субгоризонтальное сложение. Очень плотный, слитный, не агрегирован. Изредка мелкие темные конкреции. Охристые зоны по ходам корней и белесые пятна.

G2  25–40 см Светло-бурый, менее плотный, неоднородно окрашен: редкие охристые мелкие округлые пятна и белесое заполнение округлых трубчатых пор. Конкреции единичны. Тонкопористый. Агрегиро-ванность слабо выражена, слитное сложение. Заметна творожи-стость (везикулярные поры), ноз- древатость, характерная тиксотропным горизонтам. Редкие корни. G3 40–65см Неоднородно окрашен: на светло-буром фоне – охристые пятна и темно-бурые полосы, изогнутые, волнистые – отдельными участками (криотурбации). Агрегаты угловатые, пронизаны округлыми порами с пылевато-глинистыми пленками. Много трубчатых конкреций.

Судя по описанию, профиль почвы в сухом состоянии слитный, очень плотный, не агрегирован. Слабая агрегация заметна лишь в нижней части. Пятнистость (охристые зоны) свидетельствует о процессах окисления Fe, имеющих место при высыхании почвы. Редкие белесые пятна скелетан и заполнения ими трубчатых пор характеризуют криогенную сортировку зерен скелета. Изогнутые темнобурые фрагменты, обогащенные органическим веществом на глубине 40–60 см, являются следствием криотурбаций.

Анализ микростроения показывает, что для гор.Bh свойственна агрегированность биогенного и криогенного характера: мелкие растительные остатки с пылеватыми частицами и коагуляционные гумусовые сгустки, образующие округло-угловатые агрегаты. Фрагментарность растительных тканей и гумусо-глинистые пленки на зернах скелета являются следствием криогенных процессов. Компактный гор.G 1 отличается отсутствием агрегированно-сти или очень редким проявлением, гумусо-глинистыми пленками на зернах, окисленными и восстановленными микрозонами. Своеобразием гор.G 2 являются редкие глинистые пленки на зернах, микрозоны с криотурбированным гумусом в нижней части, обособление агрегатов. Надмерзлотный гор.G 3 обнаруживает темные гумусовые микрозоны.

Признаки криогенных процессов четко прослеживаются в данной почве. При близком залегании многолетней мерзлоты в пределах профиля (90 см) почва при высыхании становится слитной, без признаков агрегированности, или очень слабой в нижней части (гор.G 3 ). Твердые, устойчивые в сухом состоянии угловатые агрегаты в гор.G 3 образуются при механическом воздействии крупных линз льда при замерзании, так как эта часть почвы переувлажнена в летний период. Переувлажнен-ность вызывает развитие криотурбаций вследствие термального сжатия мерзлого материала при быстром похолодании. Многочисленные везикулярные поры гор.G 2 , образованные при медленном таянии и сохранении воздуха, способствуют образованию творожистого ноздреватого строения, характерного для тиксотропных горизонтов. Присутствие мерзлоты вызывает миграцию влаги вдоль термального градиента, перенос твердых частиц в виде суспензий наряду с криогенной сортировкой зерен скелета. Последние составляют белесое заполнение пор как в гор.G 2 , так и выше (гор.G 1 ).

Слабо выраженное субгоризонтальное сложение в гор.G1, обнаруживаемое в сухом состоянии, возникает вследствие циклов замерзания – от- таивания и образования от линз льда листоватых, ленточных агрегатов, очень неустойчивых во влажные периоды в верхних горизонтах. Гранулярные агрегаты между торфянистым слоем и минеральной толщей образуются вследствие механического давления, ротации в сильно насыщенных водой средах [23, 24]. Во влагонасыщенных субстратах происходит вытеснение кристаллами льда тонкодисперсных частиц, которые с миграционными части профиля (два слоя), но и в ряде случаев над мерзлотой, криогенно-ожелезненные прослойки ослабляют выраженность унаследованного массивного глея.

Почвы слабо дифференцированы по гранулометрическому [8] и валовому (табл.2) составу. Фиксируемые в результате криотурбационных процессов фрагменты органического вещества над мерзлотой отличаются от вышележащей минераль-

Таблица 2

Валовой химический состав почв, % от прокаленной навески

Горизонт Глубина, cм SiO2 Fe2O3 Al2O3 TiO2 CaO MgO K2O Na2O P2O5 Сумма Криометаморфическая [8] ELg (пятна) 5-15 72.90 2.78 11.74 0.99 0.80 0.72 1.48 2.10 0.09 93.79 CRM1 5-15 71.90 3.60 12.35 0.75 0.83 1.44 1.62 1.85 0.07 94.59 CRM2 15-27 72.10 3.58 11.77 0.76 0.98 1.36 1.63 2.54 0.07 94.99 CRM3 30-40 73.60 3.33 10.69 0.65 1.02 1.59 1.54 2.30 0.15 95.10 IICRMg 50-60 87.40 2.57 4.05 0.23 0.51 0.57 0.45 0.86 0.18 97.00 Глеезем криотурбированный Bh 10-15 72.0 5.34 13.57 0.88 1.35 1.10 2.20 не опр. 0.18 не опр. G1 15-25 72.1 5.07 13.20 0.91 1.35 0.94 2.11 - « - 0.16 - « - G2 25-35 72.6 5.37 13.24 0.91 1.36 1.02 2.18 - « - 0.17 - « - G3 35-40 72.3 5.35 13.62 0.88 1.35 1.12 2.14 - « - 0.17 - « - G3 40-65 72.9 5,43 13,11 0,93 1,36 0,96 2,12 - « - 0,16 - « - потоками переносятся из талой зоны в мерзлую. Перенос вещества при криотурбации вызывает нарушение слоистости, появление линз, обогащенных органическим веществом.

Таким образом, криогенные процессы оказывают значительное влияние на почву: изменение физического объема при превращении воды в лед и обратно; термальное сжатие с образованием трещин при быстром промерзании; перенос, перераспределение вещества процессами криотурба-ции. Близкое залегание мерзлоты предполагает наличие в почве двух фронтов промерзания и преобладание физического перемещения вещества. Считается, что в глееземах криогенный массооб-мен достигает максимального развития [10].

В нижней части торфянистой органогенной прослойки фиксируются фрагменты иллювиальногумусового горизонта, отличающегося буроватокоричневым цветом и хорошо выраженной икряной структурой. В некоторых случаях нижележащий горизонт максимального оглеения G1 [8] может выделяться наличием признаков криогенного ожелез-нения в виде охристой каймы сверху и снизу. Соответственно, наблюдается дифференциация профиля по валовому содержанию оксида Fe с минимумом в глеевом горизонте и максимумом в охристой кайме. Степень развития оксидогенеза (по Во-дяницкому) в таких почвах очень низкая (<0.25), заметно отличающаяся от криометаморфических почв (0.45-0.35). Следует отметить, однако, что в охристой кайме этот коэффициент составляет 0.4. Формируясь в глеевой толще не только в верхней ной толщи несколько большим содержанием гуминовых кислот, связанных с Са и снижением количества нерастворимого остатка [25]. Содержание углерода во внутрипедной массе почвы (табл.1) ниже, чем в общей массе [25], за исключением гор.G3, где оно накапливается с Fe на мерзлотном барьере, образуя Fe-органические комплексы. Количество оксалат-растворимых форм Fe в общей и внут-рипедной массе профиля глеезема (табл.1) почти одинаковое. При этом в распределении содержания в общей массе заметно повышение в гор.G1 вследствие установления окислительно- восстановительного барьера и выпадения Fe в верхней части этого горизонта. С глубиной происходит уменьшение содержания. Профильное распределение оксалат-растворимого Fe, концентрированного в ВПМ, повторяет его распределение в общей массе почвы, несколько повышаясь с глубиной. Подобную же закономерность выявляют дитионит-раствори-мые формы как в общей, так и внутрипедной массе. Что касается оксалат-растворимого Al, его содержание несколько выше в ВПМ. Профильное распределение Al в этих компонентах почвы коррелирует с распределением углерода в общей массе почвы: аккумуляция в гор.Bh, уменьшение в верхней части глеевой толщи (гор.G1) и равномерное распределение с глубиной. Формирование гор.Bh под органо-аккумулятивным слоем указывает на короткий путь миграции подвижных органо-минеральных соединений в этой почве, что объясняется условиями аэрации, увлажнения и непроницаемостью тиксотропного слоя. По валовому содержанию

Al дифференциации не происходит. Минимальное содержание Fe в гор.G 1 с одновременным некоторым увеличением оксалат- и дитионит-раствори-мых его форм связано с процессом криогенной восстановительно-окислительной железистой дифференциации [8]. Подтверждением являются темнобурые пятна в верхней части гор.G 1 и охристые участки по ходам корней (гумусо-Fe соединения).

Ограничивающими факторами развития пе-догенных процессов и дифференциации профиля в глееземах криотурбированных являются: близость мерзлоты, ограничивающая нисходящий ток растворов; глеевая толща с ярко выраженными тиксотропными свойствами, являющаяся геохимическим барьером для элементов; нарушение дифференциации профиля криотурбациями. Формирующиеся в процессе трансформации подстилки органические соединения образуют зернисто-агрегированный слой на границе с минеральной толщей и темно-бурые пятна на ее поверхности.

Гранулярные агрегаты в этой части профиля являются следствием криогенных процессов, тогда как темно-бурые пятна, аккумуляции Al-гумусовых соединений непосредственно под органогенным горизонтом – результат Al-Fe-гумусового иллювии-рования. Одновременно наблюдаются охристые зоны по ходам корней, что отражает процессы криогенного ожелезнения или хемогенную дифференциацию оксида Fe в результате восстановительно-окислительных процессов: мобилизации двухвалентного Fe и аккумуляции его на окислительном барьере, вблизи фронта промерзания в верхней части профиля. Подобное явление впервые было отмечено Б.Н. Городковым [26] и отнесено к почвообразующим процессам В.Д. Тонконоговым [8].

На основании вышеизложенного можно отметить основные особенности глееземов криотурби-рованных: 1) преобладание в почве длительных периодов восстановительных условий и оглеения, о чем свидетельствуют незначительное количество конкреций, слитность сложения верхней части; 2) максимальная выраженность в этих почвах крио-турбаций, наряду с которыми имеют место перераспределение, сортировка компонентов и криокоа-гуляционная агрегация органического вещества на границе с минеральной толщей; 3) слабое развитие и изменение педогенными процессами почвенной толщи: Al-Fe-гумусовое иллювиирование, хемоген-ная дифференциация оксидов Fe, замедленная миграция продуктов функционирования; 4) формирование гор.Bh под органогенным слоем, как и в почвах без диагностического гор.G, свидетельствующее об активизации педогенных процессов в ходе эволюции в верхней части глееземов; 5) сохранность унаследованных признаков: фрагменты глинистых кутан, гумусовые педореликты. Полученные результаты показывают, что в данный период эволюции происходит некоторое стирание унаследованных глеевых черт в палеогидроморфных почвах нынешних автоморфных неоэлювиальных ландшафтов.

Заключение

Исследование крайних представителей автоморфного почвообразования в южной тундре показало как сходство в протекающих процессах почвообразования и криогенеза, так и отличия, обусловленные различной энергетикой почвообразования. В криометаморфических почвах происходит формирование специфической структуры благодаря оксидогенезу, в ходе которого образуются оксиды Fe, которые связаны с органическим веществом, способствуют агрегированию почвы. В результате активизации оксидогенеза в этих почвах, особенно в процессе многократного промерзания и отсутствия избытка влаги, формируются криометаморфи-ческие горизонты, имеющие бурую окраску и особую структуру. В почве обнаруживается также процесс Al-Fe-гумусового подзолообразования, унаследованного от прошлых стадий развития.

Отличие глеезема от криометаморфической почвы заключается в развитии процесса криогенного ожелезнения, максимальном проявлении крио-турбаций, ограничении педогенных процессов вследствие формирования тиксотропной глеевой толщи. Криотурбированные линзы над мерзлотой, содержащие гуминовые кислоты и связанные с Са, свидетельствуют об унаследованности этих педо-реликтов от более ранних периодов почвообразования. А дифференциация профилей исследованных почв во многом обусловлена особенностями голоценовой эволюции ландшафтов.

Работа выполнена при финансовой поддержке проекта №12-Т-4-1004 “Формирование и функционирование почв криолитозоны европейского Северо-Востока в условиях изменения климата и антропогенных воздействий” Программы ОНЗ РАН №14 “Состояние окружающей среды и прогноз ее динамики под влиянием быстрых глобальных и региональных природных и социальноэкономических изменений”.