Элементарные почвообразовательные процессы

Введение: от факторов к процессам

В предыдущих лекциях мы уже познакомились с фундаментальным понятием почвообразующих факторов — климата, рельефа, материнской породы, организмов и времени (Jenny, 1941; Buol et al., 2011). Однако, подобно тому, как знание нот не даёт понимания музыки, а перечня ингредиентов — рецепта блюда, перечисление факторов не объясняет, как именно из безжизненной горной породы формируется та сложная, многослойная, живая система, которую мы называем почвой. Нам остаётся ответить на ключевой вопрос: *как*? Каковы те внутренние движущие силы, те «шестерёнки» и «механизмы», которые, взаимодействуя под влиянием внешних факторов, создают удивительное разнообразие почвенного покрова нашей планеты?

Ответ на этот вопрос даёт нам изучение элементарных почвообразовательных процессов (ЭПП).

Определение ЭПП

Элементарные почвообразовательные процессы (ЭПП) — это совокупность конкретных физических, химических и биологических реакций и явлений, которые протекают в толще материнской породы и приводят к образованию, трансформации и перемещению веществ, в результате чего формируются характерные почвенные горизонты и профиль в целом (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Говоря проще, ЭПП — это те конкретные «кирпичики», из которых строится любая почва. Именно комбинация, интенсивность и последовательность этих процессов определяет, будет ли на данном участке сформирован чернозём, подзол или краснозём влажных тропиков.

Четыре фундаментальные категории процессов

Все многообразие почвообразовательных процессов можно условно разделить на четыре базовые категории, предложенные Роем Саймонсоном (Simonson, 1978):

1. Трансформации (превращения) — процессы, при которых одни вещества внутри почвы превращаются в другие. Классические примеры: выветривание первичных минералов и образование вторичных глинистых минералов, разложение и гумификация органических остатков.

2. Транслокации (перемещения) — перенос веществ из одной части почвенного профиля в другую. Это движение может происходить как вниз с нисходящими токами воды (элювиация), так и вверх (иллювиация).

3. Аккреции (добавления) — поступление веществ в почву извне. Сюда относятся: поступление органического вещества на поверхность, выпадение атмосферной пыли и аэрозолей, принос химических элементов с осадками.

4. Элювиации (потери) — вынос веществ за пределы почвенного профиля. Это может быть потеря газообразных соединений (например, углекислого газа при дыхании), вынос растворимых солей и коллоидов с грунтовым стоком или физическое удаление материала в результате эрозии.

Любой конкретный ЭПП в той или иной степени затрагивает одну или несколько из этих базовых категорий. Понимание этого принципа — основа для осознанного восприятия всей последующей классификации почв.

Процессы и факторы: две стороны одной медали

Важно подчеркнуть, что ЭПП являются связующим звеном между почвообразующими факторами и конечными свойствами почвы. Факторы создают определённые условия (например, холодный и влажный климат), а в этих условиях начинают активно развиваться определённые процессы (например, подзолообразование). Именно совокупность процессов формирует диагностические горизонты, по которым мы различаем почвенные типы. Как пишет Биркеланд (Birkeland, 1984), мы часто вынуждены интерпретировать процессы, «исходя из совокупности полевых и лабораторных данных».

Таким образом, можно выстроить логическую цепочку:

Факторы (Климат, Рельеф, Порода, Организмы, Время) → ЭПП (Гумификация, Подзолообразование, Лессиваж и др.) → Почвенные горизонты (А, Е, В, С и др.) → Тип почвы (Дерново-подзолистая, Чернозём и др.)

Определение и сущность процесса

Гумификация — это процесс превращения свежих органических остатков (растительного опада, корневых выделений, трупов животных и микроорганизмов) в сложный, высокомолекулярный, устойчивый к дальнейшему разложению комплекс тёмно-окрашенных соединений, называемый гумусом (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Этот процесс является центральным для формирования гумусово-аккумулятивного горизонта (A), определяющего плодородие почвы. Гумификация — это не простое разложение, а качественное преобразование: из аморфной растительной массы рождается новое, коллоидное, химически активное вещество. Гумус обладает огромной удельной поверхностью, высокой катионообменной способностью (CEC может достигать 200–300 смоль(экв)/кг), и способностью связывать почвенные частицы в агрегаты, что определяет структурность и водопрочность почвы (Huang et al., 2012).

Две стороны одного процесса: минерализация и гумификация

Важно сразу провести чёткое различие между двумя параллельными процессами, протекающими в любом органическом материале, попадающем в почву:

• Минерализация — это полное разложение органического вещества до неорганических соединений (CO₂, H₂O, NH₄⁺, NO₃^-, PO₄³⁻, SO₄^2- и др.). Это процесс «сжигания» органического углерода микроорганизмами с целью получения энергии. Минерализация — это потеря углерода почвой.
• Гумификация — это частичное разложение и последующий синтез, в результате которого углерод сохраняется в почве, но уже в новой, стабильной форме. Это процесс накопления углерода.

Соотношение между этими двумя процессами определяет, будет ли почва накапливать органическое вещество или терять его. Это соотношение зависит от целого ряда факторов, в первую очередь — от условий, в которых протекает разложение (Foth, 1990; Weil, 2017).

Факторы, определяющие интенсивность гумификации

Поскольку гумификация — это биохимический процесс, все факторы, влияющие на активность микроорганизмов (главных «тружеников» почвы), будут определять его скорость и направленность.

1. Влажность и аэрация. Оптимальные условия для гумификации — умеренное увлажнение и хорошая аэрация (доступ кислорода). В переувлажнённых, анаэробных условиях (например, в болотах) процесс разложения резко замедляется, и накопление органического вещества идёт в форме торфа (не гумуса). В сухих условиях деятельность микроорганизмов также подавляется (Scheffer et al., 2018; Weil, 2017).

2. Температура. Химические и биологические реакции ускоряются с повышением температуры. Однако в жарком и влажном климате тропиков скорость минерализации настолько велика, что гумус не успевает накапливаться. Наибольшие запасы гумуса характерны для умеренного и суббореального климата, где сочетаются достаточное увлажнение и сезонное охлаждение, замедляющее минерализацию (Foth, 1990; Weil, 2017). Как образно замечают авторы «Scheffer/Schachtschabel» (2018), «в тёплых регионах круговорот веществ идёт быстрее, что не всегда ведёт к накоплению гумуса».

3. Качество органического материала (состав опада). Легко разлагаемые соединения (сахара, белки, целлюлоза) быстро минерализуются. Устойчивые к разложению соединения — лигнин, смолы, воска, танины — являются главными предшественниками гумусовых веществ. Опад хвойных пород богат лигнином и смолами, беден основаниями и разлагается медленно, давая начало грубому гумусу (мор). Опад лиственных пород и, особенно, травянистой растительности содержит больше азота и оснований, разлагается быстрее и даёт «мягкий» гумус (мюлль) (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018).

4. pH среды. В кислых почвах (рН < 5) численность бактерий снижается, а доминирующую роль начинают играть грибы. Продукты их метаболизма способствуют консервации органических остатков и образованию кислых форм гумуса. В нейтральной и слабощелочной среде бактериальная деятельность максимальна, процессы разложения и гумификации протекают более полно, формируя плодородный «мюлль» (Huang et al., 2012; Weil, 2017).

5. Гранулометрический состав и минералогия. Тонкодисперсные минералы (глинистые частицы) и оксиды железа и алюминия обладают высокой адсорбционной способностью. Они связывают органические молекулы и защищают их от дальнейшей минерализации. Именно поэтому гумус преимущественно накапливается в тонкодисперсных фракциях почвы (илистых и глинистых). Почвы с высоким содержанием глины, как правило, богаче гумусом, чем песчаные (Huang et al., 2012).

Морфологическое выражение: разнообразие гумусовых форм

Результат гумификации наглядно проявляется в строении верхней части почвенного профиля. Различные сочетания условий формируют различные гумусовые формы (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018):

• Мюлль (Mull): Благоприятные условия (нейтральная среда, богатая травянистая растительность, активная фауна). Отличается интенсивным перемешиванием органического вещества с минеральной частью почвы. Характеризуется мощным, тёмным, структурным горизонтом А (с признаками деятельности червей и других беспозвоночных). Наиболее плодородная форма.
• Модер (Moder): Промежуточный вариант. Наблюдается в условиях слабокислой среды (например, под лиственными лесами). Органический опад разлагается, но не полностью смешивается с минеральным горизонтом. Формируется чёткая подстилка (O-горизонты) и хорошо выраженный, но не столь мощный гумусовый горизонт Ah.
• Мор (Mor): Экстремальные условия (кислая среда, бедная питательными веществами хвойная подстилка, недостаток почвенной фауны). Разложение идёт крайне медленно, органический материал накапливается в виде толстой, слабо разложенной подстилки (O-горизонт). Переход к минеральному горизонту резкий. Такая форма характерна для подзолистых почв таёжной зоны.

Биологическая основа: кто создаёт гумус?

Главными создателями гумуса являются три группы почвенных организмов (Scheffer et al., 2018; Eash et al., 2016):

1. Макрофауна (особенно дождевые черви и многоножки): Они механически измельчают растительный опад, перемешивают его с минеральной частью почвы и прогоняют через пищеварительный тракт, где он смешивается с ферментами. Их «копролиты» (катышки) являются основой водопрочной зернистой структуры в мюлле.

2. Микрофауна (клещи, коллемболы, ногохвостки): Питаются бактериями и грибами, способствуя дальнейшей переработке органики и высвобождению питательных элементов.

3. Микроорганизмы (бактерии и, особенно, актиномицеты и грибы): Именно они выполняют ключевую роль в химическом преобразовании молекул лигнина и целлюлозы в сложные ароматические структуры гумусовых кислот.

Практическое значение гумификации

Интенсивность и характер гумификации определяют ключевые агрономические свойства верхнего горизонта: его цвет (чем темнее, тем больше гумуса), запасы питательных элементов (особенно азота и фосфора), влагоёмкость, структурность и устойчивость к эрозии. Как отмечает Вайл (Weil, 2017), почвы с высоким содержанием гумуса выступают в роли «островов плодородия», оказывая решающее влияние на продуктивность естественных и агроэкосистем.

Итак, гумификация — это фундаментальный биогенный процесс аккумуляции органического вещества, создающий основу почвенного плодородия. Однако наряду с накоплением гумуса, в почве постоянно протекают и другие процессы — как созидательные, так и разрушительные, к рассмотрению которых мы переходим.

Определение и сущность процесса

Минерализация — это процесс разложения органического вещества почвы и растительных остатков до конечных неорганических продуктов: углекислого газа, воды, аммония, нитратов, фосфатов, сульфатов и других минеральных соединений (Foth, 1990; White, 2006).

Если гумификация — это процесс консервации углерода и создания стабильного органического резервуара, то минерализация — это процесс освобождения химической энергии и питательных элементов, запасённых в органическом веществе. Она совершается теми же микроорганизмами, которые участвуют в гумификации, но направлена на обратное — на возврат элементов в почвенный раствор и атмосферу.

Как образно формулируют авторы «Scheffer/Schachtschabel» (2018), минерализация — это «сжигание» органического вещества без пламени, в ходе которого углерод в виде CO₂ уходит в атмосферу, а азот, фосфор, сера и калий становятся доступными для нового витка жизни.

Минерализация как неотъемлемая часть биологического круговорота

В природных экосистемах минерализация и гумификация протекают одновременно, но в разном соотношении. Именно баланс этих двух процессов определяет, будет ли почва накапливать органическое вещество или терять его.

Упрощённо это можно представить как цикл:

Растения (фотосинтез) → Органическое вещество (опад, корни) → Микроорганизмы (гумификация + минерализация) → Неорганические элементы (N, P, K, S) → Растения (поглощение) → Новый органический опад →...

Таким образом, минерализация замыкает биологический круговорот элементов, обеспечивая непрерывное питание растений даже без внешних удобрений (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

Два типа микроорганизмов, участвующих в минерализации

Минерализация осуществляется двумя основными группами микроорганизмов, различающимися по условиям жизнедеятельности:

1. Аэробные микроорганизмы (бактерии, грибы, актиномицеты): Они используют кислород воздуха в качестве конечного акцептора электронов при окислении органического вещества. Реакция идёт по схеме:

Аэробная минерализация идёт быстро и полно, с образованием преимущественно углекислого газа и воды. Это доминирующий процесс в хорошо дренированных, аэрируемых почвах (White, 2006).

2. Анаэробные микроорганизмы (в основном бактерии): В условиях недостатка кислорода (переувлажнение, уплотнение) микроорганизмы используют другие окисленные соединения в качестве акцепторов электронов (нитраты, сульфаты, оксиды железа и марганца). Этот процесс идёт медленнее и сопровождается образованием восстановленных газов — метана (CH₄), сероводорода (H₂S), аммиака (NH₃) и закиси азота (N₂O) (Huang et al., 2012; Kimura et al., 2012). Анаэробная минерализация характерна для болотных, глеевых и рисовых почв.

Факторы, определяющие скорость минерализации

Интенсивность минерализации регулируется теми же факторами, что и гумификация, но направленность их действия может быть противоположной:

• Температура: С повышением температуры скорость деятельности микроорганизмов и, следовательно, скорость минерализации растёт. Наибольшая скорость достигается в тёплых влажных тропиках, где органическое вещество минерализуется практически полностью, и гумус не накапливается. В холодных регионах минерализация замедлена, что способствует накоплению органики (Foth, 1990; Weil, 2017).
• Влажность: Оптимальная влажность (близкая к полевой влагоёмкости) стимулирует минерализацию. При переувлажнении (анаэробиоз) процесс замедляется и переключается на восстановительный путь. При иссушении деятельность микроорганизмов также подавляется (White, 2006).
• pH: Нейтральная и слабощелочная реакция среды (pH 6,5–7,5) наиболее благоприятна для бактериальной минерализации. В кислых почвах доминируют грибы, которые разлагают органику медленнее, хотя и более эффективно расщепляют лигнин (Weil, 2017).
• Состав органического вещества: Легкодоступные для микроорганизмов соединения (сахара, белки, аминокислоты) минерализуются в течение нескольких дней или недель. Сложные полимеры (целлюлоза, гемицеллюлоза) — за месяцы. Лигнин и гумусовые вещества — наиболее устойчивы, их минерализация длится годы и даже десятилетия (Huang et al., 2012).
• Гранулометрический и минералогический состав: Тонкодисперсные глинистые частицы и оксиды железа и алюминия адсорбируют органические молекулы, делая их менее доступными для ферментов микроорганизмов, тем самым замедляя их минерализацию. В песчаных почвах, лишённых такой «защиты», минерализация идёт быстрее (Birkeland, 1984; Huang et al., 2012).

Минерализация и доступность питательных элементов

Главное практическое значение минерализации заключается в её роли как поставщика питательных элементов в доступной для растений форме. Именно в процессе минерализации:

• Органический азот переходит в аммонийную (NH₄⁺) и нитратную (NO₃^-) формы.
• Органический фосфор освобождается в виде фосфат-ионов (H₂PO₄⁻, HPO₄²⁻).
• Сера — в виде сульфат-иона (SO₄^2-).

Этот процесс получил название «биологического высвобождения» или «иммобилизации-минерализации» (Eash et al., 2016; Foth, 1990). Важно понимать, что если в почву вносится свежее органическое вещество с широким отношением C:N (например, солома), микроорганизмы, активно размножаясь, могут на некоторое время «иммобилизовать» (связать в свою биомассу) доступный азот, вызывая его временный дефицит у растений. Однако после отмирания этой микробной биомассы азот снова минерализуется и становится доступным.

Экологическое значение: минерализация и глобальный углеродный цикл

Минерализация — один из основных источников поступления CO₂ в атмосферу. В глобальном масштабе ежегодно из почв выделяется примерно в 10 раз больше углерода (преимущественно за счёт минерализации), чем сжигается ископаемого топлива (Weil, 2017). Поэтому баланс между связыванием углерода в процессе гумификации и его высвобождением в процессе минерализации имеет критическое значение для климатической системы планеты. Любое изменение условий (например, потепление или изменение землепользования), ускоряющее минерализацию, приводит к дополнительной эмиссии парниковых газов.

Минерализация как часть почвенного дыхания

Минерализация органического вещества — основной компонент почвенного дыхания (выделения CO₂). Помимо собственно разложения органики, дыхание включает и процесс корневого дыхания растений. Однако именно минерализация определяет долговременную динамику органического углерода в почве. Измеряя почвенное дыхание, мы косвенно оцениваем скорость минерализации и активность всего микробного сообщества (Gregorich et al., 2012).

Итак, минерализация — это обратная сторона гумификации. Вместе они образуют динамическое равновесие, поддерживающее постоянный круговорот углерода и элементов питания в биосфере. Если гумификация создаёт запас органического вещества в почве, то минерализация возвращает его в активный биологический оборот. Понимание этого баланса — ключ к управлению плодородием и устойчивостью агроэкосистем.

Определение и сущность процесса

Лессиваж (от франц. lessivage — «вымывание», «промывание») — это процесс механического перемещения (транслокации) глинистых частиц из верхних горизонтов почвы в нижние с последующим их накоплением в иллювиальном горизонте (Birkeland, 1984; White, 2006).

В отечественной литературе этот процесс часто называют «иллювиально-элювиальной дифференциацией по глине» или просто «глинистым элювиированием». Однако лессиваж — это не просто перенос глины, а сложный трёхфазный механизм, включающий:

1. Диспергацию (пептизацию) глинистых частиц — переход их из агрегированного состояния в суспензию.

2. Транспорт глинистых частиц с нисходящим потоком почвенной влаги.

3. Осаждение (флоккуляцию) глины в нижней части профиля с формированием горизонта, обогащённого глиной (Bt-горизонт).

Важно подчеркнуть, что при лессиваже химический состав глинистых частиц не меняется — они лишь физически перемещаются, в отличие от процессов подзолообразования или ферраллитизации, где происходит растворение и переосаждение веществ с изменением их состава (White, 2006; Birkeland, 1984).

Условия, необходимые для развития лессиважа

Лессиваж — процесс, требующий специфического сочетания факторов. Он не возникает в любой почве, а проявляется лишь при выполнении ряда условий:

1. Наличие глинистых частиц в исходной породе или их образование в результате выветривания. Порода должна содержать достаточное количество тонкодисперсных минералов, способных к пептизации (преимущественно 2:1-слойные силикаты, такие как монтмориллонит, гидрослюды, вермикулит) (Foth, 1990; Buol et al., 2011).

2. Достаточное, но не избыточное увлажнение. Лессиваж развивается в условиях промывного или периодически промывного водного режима, когда количество осадков превышает испаряемость, но ещё не приводит к постоянному анаэробиозу. Оптимальны климаты с выраженным сезонным перераспределением влаги (средиземноморский, континентальный умеренный) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

3. Нейтральная или слабокислая реакция среды (pH 5,5–7,0). При низком pH (сильнокислые условия) глинистые частицы теряют отрицательный заряд из-за адсорбции Al³⁺-катионов и коагулируют, становясь неподвижными. При высоком pH (щелочные условия) глины могут диспергироваться, но это приводит к осолонцеванию (см. раздел 8), а не к классическому лессиважу (White, 2006; Weil, 2017).

4. Присутствие обменных катионов, способствующих диспергации. Наиболее эффективно диспергируют глину одновалентные катионы (Na⁺, K⁺) или двухвалентные в низкой концентрации (Ca²⁺, Mg²⁺). Однако при избытке Ca²⁺ (особенно в карбонатных почвах) глины флоккулируют, и лессиваж не идёт. Именно поэтому лессиваж наиболее активно развивается после выщелачивания карбонатов из верхней части профиля (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

5. Чередование периодов увлажнения и иссушения. При высыхании почвы образуются трещины и макропоры, по которым при последующем увлажнении вода с глинистой взвесью может проникать глубоко вниз. Поэтому лессиваж особенно интенсивен в климатах с выраженным сухим сезоном или в почвах с сезонным промерзанием-оттаиванием (Foth, 1990; Weil, 2017).

Механизм процесса: три стадии

Морфологические признаки лессиважа

Лессиваж оставляет в почвенном профиле характерные диагностические признаки, по которым его можно распознать в поле:

1. Элювиальный горизонт (E или A-E): Верхняя часть профиля, из которой вынесена глина. Она обесцвечена (светло-серая, палевая), часто имеет пластинчатую или листоватую структуру, обеднена глинистой фракцией (Foth, 1990; Weil, 2017).

2. Иллювиальный глинистый горизонт (Bt): Подстилающий горизонт, обогащённый глиной. Он имеет более тёмную (коричневую, красновато-бурую) окраску, плотнее, часто с ореховатой или призматической структурой. На гранях структурных отдельностей заметны блестящие глинистые плёнки — кутаны (Birkeland, 1984; White, 2006).

3. Текстурная дифференциация: Отчётливое увеличение содержания глины от верхних горизонтов к Bt. Для диагностики лессиважа в системах классификации часто используется количественный критерий: содержание глины в Bt должно быть как минимум на 3–4% (абсолютных) выше, чем в элювиальном горизонте (Buol et al., 2011).

4. Характерная форма перехода: Переход между элювиальным и иллювиальным горизонтами может быть резким или постепенным, иногда — языковидным (затеки глинистого материала вниз по трещинам).

Отличие лессиважа от других процессов транслокации

Лессиваж часто путают с другими процессами переноса вещества. Однако между ними есть принципиальные различия:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Связь с другими процессами: последовательность и сочетание

Лессиваж редко действует изолированно. В природе он часто сочетается или сменяется другими ЭПП:

• На начальных этапах (в молодых, ещё не окисленных почвах) лессиваж может быть ведущим процессом, формируя так называемые «лессивированные» или «оподзоленные» почвы (Buol et al., 2011).

• При усилении кислотности (например, под влиянием хвойного леса) лессиваж может перейти в подзолообразование — глинистые частицы в кислой среде разрушаются, и начинается вынос не глины, а продуктов её распада — Fe, Al и кремнезёма (White, 2006; Birkeland, 1984).

• В щелочных, содовых условиях (засоление) лессиваж трансформируется в осолонцевание, где натрий способствует диспергации глины и формированию плотного столбчатого горизонта (Scheffer et al., 2018).

Таким образом, лессиваж — это процесс, характерный для переходных условий между гумидными и аридными климатами, и его присутствие в профиле часто указывает на прошлые или современные периоды умеренного промывания.

Экологическое и агрономическое значение лессиважа

Лессиваж оказывает двоякое влияние на почвенное плодородие:

Положительные аспекты:

• Формирует глинистый иллювиальный горизонт (Bt), который обладает высокой ёмкостью катионного обмена и служит своеобразным «аккумулятором» питательных элементов, предотвращая их вымывание за пределы корнеобитаемой зоны (Foth, 1990).
• Улучшает агрегацию и структурность как в элювиальной (за счёт удаления глины — она становится рыхлее, воздухопроницаемее), так и в иллювиальной части профиля (за счёт цементирующего действия глинистых плёнок) (Weil, 2017).

Отрицательные аспекты:

• Формирование плотного Bt-горизонта с низкой водопроницаемостью может привести к периодическому переувлажнению верхней части профиля (образованию верховодки, развитию оглеения). Это особенно заметно в почвах с резким текстурным скачком (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).
• Обеднение верхнего горизонта глиной снижает его катионообменную способность и влагоёмкость, делая его более подверженным эрозии и пересыханию.
• Лессивированные почвы часто требуют специальных приёмов обработки (глубокое рыхление, внесение органических веществ для улучшения структуры).

Географическое распространение

Лессиваж наиболее широко распространён в почвах:

• Умеренного пояса — бурые лесные почвы (буроёмы), серые лесные почвы, некоторые дерново-подзолистые (с элементами лессиважа).
• Субтропических и средиземноморских областей — коричневые и краснозёмные почвы с выраженным Bt-горизонтом (Buol et al., 2011).
• Континентальных регионов с сезонным перераспределением осадков — лесостепная и степная зоны, где встречаются чернозёмы с признаками лессиважа (особенно при близком залегании карбонатного горизонта) (Scheffer et al., 2018).

В классификации почв лессиваж является ключевым процессом для выделения аргилловых горизонтов (в Soil Taxonomy) и Luvisols, Retisols, Acrisols, Alisols (в WRB) — почв, в которых текстурная дифференциация является диагностическим признаком (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Определение и сущность процесса

Подзолообразование (или подзолистый процесс) — это процесс разрушения первичных и вторичных минералов в верхней части почвенного профиля под действием кислых органических веществ, с последующим выносом продуктов разрушения (прежде всего, железа, алюминия и органического вещества) в нижележащие горизонты, где они аккумулируются (Birkeland, 1984; White, 2006).

Термин «подзол» происходит от русского слова «зола» — и действительно, верхний, обесцвеченный горизонт этих почв напоминает цвет древесной золы. Подзолообразование — это один из самых интенсивных разрушительных процессов в почвоведении, в результате которого верхняя часть профиля теряет не только плодородие, но и саму способность удерживать питательные элементы (Weil, 2017).

В отличие от лессиважа, где глинистые частицы переносятся механически и остаются химически неизменными, при подзолообразовании происходит химическое разрушение минералов с образованием подвижных органо-минеральных комплексов, которые и мигрируют вниз по профилю (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Химическая основа процесса: роль органических кислот

Ключевая особенность подзолообразования — комплексообразование (или хелатирование). В верхней части профиля (в подстилке и гумусовом горизонте) при разложении хвойного опада, вересковых и других растений образуются фульвокислоты — низкомолекулярные органические кислоты с высокой комплексообразующей способностью (Huang et al., 2012; White, 2006).

Эти кислоты, обладая большим количеством карбоксильных и гидроксильных групп, взаимодействуют с катионами металлов (особенно Fe³⁺ и Al³⁺), образуя растворимые металло-органические комплексы (хелаты). Схематично:

Образовавшиеся хелаты легко растворяются в воде и мигрируют вниз по профилю. Этот процесс получил название «хелювиация» (от chel + eluviation) (White, 2006; Birkeland, 1984).

Основные стадии подзолообразования

Морфологические признаки подзолообразования

В результате подзолообразования формируется характерный контрастный профиль, хорошо различимый в поле (Foth, 1990; Weil, 2017):

1. Подстилка (O-горизонт): Мощная, кислая, часто состоящая из слаборазложившихся хвойных игл и мхов. Подразделяется на L (свежий опад), F (ферментационный — полуразложившийся) и H (гумифицированный — полностью разложившийся, но не смешанный с минеральной частью) (Scheffer et al., 2018).

2. Элювиальный горизонт (E или A₂): Светло-серая, пепельная или белесая прослойка. Именно этот горизонт дал название процессу (от «зола»). В нём практически полностью удалены не только Fe и Al, но и весь мелкозём — остаются лишь устойчивые к выветриванию минералы (кварц). Горизонт имеет бесструктурный или слабо выраженный пластинчатый облик, очень беден питательными элементами (White, 2006).

3. Иллювиальный горизонт (B): Тёмно-бурый, охристо-рыжий или почти чёрный горизонт, где происходит накопление вынесенных веществ. В зависимости от преобладания того или иного компонента, могут выделяться подгоризонты:

• Bh — преимущественно накопление гумуса (органических комплексов).
• Bs — преимущественно накопление оксидов железа и алюминия (Fe, Al).
• Bhs — смешанное накопление (гумус + Fe, Al) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

4. Переходный горизонт (BC или C): Нарушенный или слабо изменённый выветриванием материал.

Наиболее яркие формы подзолообразования характеризуются резкими, иногда «языковидными» (зализывающими) границами между горизонтами, что отражает глубину проникновения органических кислот по трещинам и макропорам (White, 2006).

Условия, необходимые для подзолообразования

Подзолообразование — процесс строго «экологически обусловленный». Для его активного протекания требуется сочетание нескольких факторов (Foth, 1990; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

1. Кислая, обеднённая основаниями материнская порода. Наиболее интенсивно процесс протекает на кварцевых песках, гранитах, кислых сланцах и других породах с низким содержанием карбонатов и мы не содержащих щелочных и щелочноземельных элементов, способных нейтрализовать кислоты.

2. Кислая, труднозернистая растительность. Хвойные леса (ель, сосна, пихта, лиственница), а также вересковые пустоши (Calluna, Vaccinium) продуцируют опад, богатый лигнином, дубильными веществами и смолами, которые при разложении дают сильные органические кислоты (фульвокислоты) и замедляют деятельность микроорганизмов-деструкторов (Scheffer et al., 2018).

3. Прохладный, влажный климат (высокое отношение осадков к испаряемости — П:И > 1). Именно в зоне тайги и тундры (бореальный пояс) создаются оптимальные условия для подзолообразования: избыток влаги способствует промыванию профиля, а низкие температуры замедляют разложение органики и способствуют накоплению кислых продуктов (Foth, 1990; Weil, 2017).

4. Хороший дренаж (свободное отведение воды). Застой воды и анаэробиоз препятствуют образованию органических кислот и подзолообразованию (в переувлажнённых условиях развивается оглеение, о котором речь пойдёт в следующем разделе) (Birkeland, 1984).

Отличие подзолообразования от лессиважа

Поскольку оба процесса приводят к появлению светлого верхнего и более тёмного нижнего горизонта, их часто путают. Однако между ними есть принципиальное различие:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Генетическая связь с лессиважем: Бисолюмы

В природе подзолообразование нередко наслаивается на лессиваж. Это явление получило название «бисолюмы» — почвы с двумя последовательными элювиально-иллювиальными циклами (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984).

Например, в дерново-подзолистых почвах средней полосы России часто наблюдается «двойной» профиль:

1. Верхний цикл — современное подзолообразование (E + Bh, Bs).

2. Нижний, более глубокий цикл — реликтовый лессиваж (нижний элювиальный горизонт над Bt) — остаток от предыдущих, более тёплых климатических эпох, когда условия были менее кислыми (White, 2006).

Таким образом, современный профиль дерново-подзолистой почвы является результатом наложения двух разных ЭПП во времени.

Эволюция подзолов во времени: стадии зрелости

Подзолообразование — длительный процесс, проходящий через ряд стадий (Birkeland, 1984; Foth, 1990):

1. Начальная стадия (слабое оподзоливание): Появляется лишь осветление верхней части профиля (пятнистое, языковидное). Железо и алюминий ещё не достигли глубоких горизонтов. Может быть выражен только слабый Bs-горизонт в виде лёгких охристых налётов.

2. Развитая стадия (среднее оподзоливание): Формируется чёткий E-горизонт мощностью 10–15 см, появляются отдельные линзы Bhs в нижней части профиля. Переход между горизонтами ещё не резкий.

3. Зрелая стадия (сильное оподзоливание, подзол): E-горизонт мощный (до 30–40 см), резко контрастирует с тёмно-бурым Bhs или чёрным Bs-горизонтом. Встречаются ортштейн (сцементированные прослойки Fe-гумусовых соединений), которые практически непроницаемы для корней и воды (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Биологическая роль в подзолообразовании: «грибное разложение»

Отдельно следует отметить важную роль микоризных грибов в подзолообразовании. Современные исследования показывают, что некоторые грибы, обитающие в симбиозе с корнями деревьев, могут «выщелачивать» минералы напрямую, извлекая из них железо и другие элементы в обход кислотного растворения (van Breemen et al., 2000; Jongmans et al., 1997, цит. по White, 2006). Грибные гифы проникают в микротрещины минералов и выделяют органические кислоты локально, что резко ускоряет разрушение. Этот процесс называют «минеральным туннелированием» (Barker et al., 1997, цит. по White, 2006).

Географическое распространение подзолов

Подзолы и подзолистые почвы — один из наиболее распространённых почвенных типов на Земле. Они занимают обширные пространства:

• Бореальный пояс (тайга) — Скандинавия, Северная Европа (Финляндия, Швеция, Норвегия), Россия (от Кольского полуострова до Дальнего Востока), Канада, Север США (Аляска, северные штаты).
• Высокогорья и приморские районы с влажным прохладным климатом — Альпы, Карпаты, Западные Кордильеры Северной и Южной Америки, Новая Зеландия, Тасмания (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).
• Внетропические пустоши и верещатники — например, в Англии, Германии (Северо-Германская низменность) (Scheffer et al., 2018).

В системах почвенной классификации подзолообразование является диагностическим процессом для выделения Spodosols (Soil Taxonomy) и Podzols (WRB) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Экологическое и агрономическое значение

Подзолообразование приводит к резкому снижению естественного плодородия почв:

• Элювиальный горизонт (E) теряет почти все питательные элементы (Ca, Mg, K, Fe, Mn, Zn, Cu). В нём остаётся лишь кварцевый песок, не способный удерживать воду и питательные вещества (Foth, 1990; Weil, 2017).
• Иллювиальный горизонт (Bhs) концентрирует те элементы, которые были вынесены из E, но в формах, часто малодоступных для растений (соединения Fe и Al прочно связывают фосфор, делая его недоступным).
• Кислая реакция среды во всём профиле (pH 3,5–4,5) подавляет деятельность большинства полезных микроорганизмов.

Однако при окультуривании (известкование + внесение удобрений) подзолистые почвы могут быть значительно улучшены. На них успешно выращивают многие сельскохозяйственные культуры (картофель, рожь, лён, многолетние травы) при условии применения высоких доз органических и минеральных удобрений и известкования (Scheffer et al., 2018; Eash et al., 2016).

Подзолообразование в прошлом и настоящем

Важно понимать, что многие подзолы, которые мы наблюдаем сегодня, сформировались не в современных условиях, а в прошлые холодные периоды (плейстоцен), когда климат был суровее. Часто подзолистые почвы являются полигенетическими — реликтовыми образованиями, сохранившимися до наших дней, но в настоящее время процесс подзолообразования в них может быть ослаблен или даже остановлен (Birkeland, 1984). Это ещё раз подчёркивает важность учёта фактора времени при интерпретации почвенных профилей.

Определение и сущность процесса

Оглеение (или глееобразование) — это процесс трансформации почвы в условиях длительного или периодического переувлажнения, сопровождающегося недостатком кислорода (анаэробиозисом) и развитием восстановительных условий, что приводит к изменению окраски почвенной массы, перераспределению и частичному выносу железа и марганца (Birkeland, 1984; White, 2006).

Термин происходит от русского слова «глей» — так называли вязкую, бесструктурную, сизую или синевато-серую глинистую массу, которая образуется в нижней части почв в условиях постоянного избыточного увлажнения. Это один из наиболее ярких и морфологически выраженных процессов в почвоведении, так как он коренным образом меняет цвет профиля, делая его серым, сизым или зеленоватым (Foth, 1990; Weil, 2017).

Глееобразование — это процесс, который в той или иной степени проявляется в почвах всех климатических зон — от тундры до влажных тропиков, везде, где создаются условия для длительного застаивания влаги и дефицита кислорода. Как отмечает Уайт (White, 2006), «оглеение — это самый распространённый процесс в гидроморфных (переувлажнённых) почвах мира».

Химическая основа процесса: восстановление железа и марганца

Ключевое химическое отличие оглеения от большинства других ЭПП — это восстановительные реакции (редокс-превращения), протекающие в анаэробных условиях. В нормальных, аэрируемых почвах железо и марганец находятся в окисленной форме: железо — в виде Fe³⁺ (нерастворимые оксиды и гидроксиды, окрашивающие почву в жёлтые, оранжевые, красные и бурые тона), марганец — в виде Mn⁴⁺ (чёрные оксиды).

В условиях недостатка кислорода микроорганизмы, ведущие анаэробное дыхание, вынуждены использовать в качестве акцепторов электронов не кислород, а другие соединения, в том числе — оксиды железа и марганца. В результате (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

Образовавшиеся двухвалентные ионы Fe²⁺ и Mn²⁺ становятся подвижными — они переходят в почвенный раствор и могут мигрировать как внутри профиля, так и за его пределы. Именно исчезновение или резкое уменьшение содержания окисленных форм железа и марганца приводит к появлению характерной для оглеения сизой, зеленовато-серой или голубовато-серой окраски (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018). Как образно выражаются авторы Scheffer/Schachtschabel (2018), «оглеение — это процесс "вымывания" краски, когда почва теряет свои привычные рыжие и бурые тона».

Роль микроорганизмов в оглеении

Оглеение — процесс не просто физико-химический, а биогеохимический. Его запуск и поддержание возможны только при активном участии микроорганизмов-восстановителей (Kimura et al., 2012; Huang et al., 2012):

1. Факультативные и облигатные анаэробы — бактерии, способные жить и размножаться в бескислородной среде. К ним относятся многие представители родов Pseudomonas, Bacillus, Clostridium, Desulfovibrio и др.

2. Сульфатредуцирующие бактерии — восстанавливают сульфаты до сульфидов, что при наличии Fe²⁺ приводит к образованию чёрных сульфидов железа (FeS, FeS₂) — так называемого «пахотного сероводорода» (Kimura et al., 2012).

3. Железовосстанавливающие бактерии (например, Geobacter, Shewanella) — непосредственно используют Fe³⁺ в качестве акцептора электронов, переводя его в Fe²⁺ (Huang et al., 2012).

Важно понимать: без органического вещества (источника энергии для микроорганизмов) оглеение не происходит даже в условиях затопления. Именно поэтому оглеение наиболее интенсивно развивается в почвах, богатых легкоразлагаемой органикой (луга, болота, рисовые чеки) (Kimura et al., 2012; Weil, 2017).

Условия, необходимые для развития оглеения

Для активного протекания оглеения необходимо сочетание трёх основных факторов (Birkeland, 1984; Foth, 1990; White, 2006):

1. Избыточное увлажнение (застой воды). Вода заполняет поровое пространство, затрудняя диффузию кислорода из атмосферы. Скорость потребления кислорода микроорганизмами в этом случае превышает скорость его поступления, и создаются анаэробные условия. Это может быть вызвано:

• Высоким стоянием грунтовых вод (грунтовое оглеение).
• Наличием водоупорного горизонта (например, глинистого Bt или ортштейна), создающего верховодку (поверхностное оглеение).
• Длительным затоплением (поймы, рисовые поля).

2. Наличие органического вещества. Оно служит источником энергии для микроорганизмов и донором электронов при восстановлении Fe³⁺ и Mn⁴⁺. Чем больше органики и чем она легче разлагается, тем интенсивнее идёт оглеение.

3. Достаточная температура для активности микроорганизмов. В холодных климатах оглеение также развивается, но медленнее (например, в тундровых глеевых почвах). Оптимальные температуры для активного оглеения — в пределах 15–35 °C (Kimura et al., 2012; Weil, 2017).

Морфологические признаки оглеения

Оглеение оставляет в почвенном профиле характерные, легко диагностируемые признаки (Foth, 1990; Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

1. Однородная восстановленная окраска (редуктоморфная): Почва приобретает сизые, голубовато-серые, зеленоватые, иногда почти белые тона. Эта окраска обусловлена наличием закисных соединений железа (Fe²⁺) и марганца (Mn²⁺). Такие горизонты обозначаются символом G (от gley) — в немецкой, международной и американской номенклатуре (Birkeland, 1984; White, 2006).

2. Ржаво-охристые и чёрные пятна (окислительные формы): При периодическом осушении или вблизи корней растений (где есть доступ кислорода) Fe²⁺ окисляется до Fe³⁺, осаждаясь в виде ярких ржавых, жёлто-бурых пятен и конкреций. Марганец при окислении даёт чёрные точечные включения и плёнки. Такая «мраморовидная» окраска характерна для полуглеевых и сезонно-переувлажнённых почв. В международной номенклатуре для обозначения таких горизонтов используют символ g (в сочетании с другими буквами — например, Bg, Cg) (White, 2006).

3. Признаки восстановления железа при полевых тестах: Если капнуть на такую почву раствором α,α-дипиридила (реактив на Fe²⁺), она окрашивается в красный цвет — это надёжный полевой признак восстановленного железа (Weil, 2017).

4. Характерная структура: Глеевые горизонты часто бесструктурны, вязкие (илистые), при высыхании растрескиваются на крупные глыбы, но в сыром состоянии имеют «мыльную» консистенцию (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Типы оглеения: грунтовое и поверхностное

В зависимости от причины переувлажнения выделяют два основных типа оглеения (White, 2006; Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018):

Оглеение как вторичный процесс

Оглеение часто развивается как вторичный, наложенный процесс на уже сформированные почвы. Например:

• Лессивированные почвы с плотным Bt-горизонтом при усилении увлажнения могут стать поверхностно-оглеенными (псевдоглеи).
• Подзолы с ортштейновым (цементированным) B-горизонтом также создают верховодку и могут оглеиваться выше водоупора (Birkeland, 1984; White, 2006).
• Даже чернозёмы при длительном подтоплении (например, после строительства плотин или нарушения дренажа) могут приобретать признаки оглеения в нижней части профиля (Foth, 1990).

Таким образом, оглеение — это не только самостоятельный процесс, но и важный индикатор изменения условий увлажнения как в современный период, так и в прошлом (палеооглеение).

Сульфидное оглеение (особый случай)

В некоторых переувлажнённых почвах, особенно при наличии сульфатов (морские отложения, засолённые грунтовые воды) и обилия органики, развивается сульфидное оглеение. В анаэробных условиях сульфатредуцирующие бактерии восстанавливают сульфаты до сульфидов (H₂S), которые взаимодействуют с Fe²⁺, образуя чёрные сульфиды железа — пирит (FeS₂) и мельниковит (FeS) (White, 2006; Huang et al., 2012).

Такие почвы называются сульфидными или потенциальными кислыми сульфатными почвами (в литературе — sulfidic materials). При осушении и аэрации сульфиды окисляются, образуя серную кислоту, что приводит к резкому закислению (pH < 4) и формированию так называемых кислых сульфатных почв (Acid Sulfate Soils) — одних из самых агрессивных и бесплодных почв мира (White, 2006; Weil, 2017). Этот процесс будет более подробно рассмотрен в разделе 7. «Засоление».

Отличие оглеения от других процессов

Оглеение часто путают с подзолообразованием (оба дают светлые верхние горизонты) и с лессиважем (оба могут формировать плотные нижние горизонты). Однако есть чёткие диагностические критерии:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Географическое распространение и классификация

Оглеённые почвы распространены по всему земному шару, но особенно широко:

• В бореальных и субарктических регионах (тундра, лесотундра, тайга) — где распространена многолетняя мерзлота и постоянное переувлажнение. Это криоглеевые почвы.
• В умеренном поясе с избыточным увлажнением (Западная Европа, северо-восток США, Восточная Европа) — здесь формируются псевдоглеи и глеезёмы.
• На поймах и дельтах рек всех климатических зон — пойменные глеевые почвы.
• В тропиках и субтропиках — рисовые почвы (пэдди), мангровые и болотные почвы (White, 2006; Buol et al., 2011).

В классификационных системах оглеение является диагностическим признаком для выделения Gleysols (WRB), Aquic suborders (Soil Taxonomy), а также многих почв с водным режимом (Histosols, Fluvisols, Planosols, Stagnosols) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Экологическое и агрономическое значение оглеения

Оглеение оказывает решающее влияние на плодородие:

Отрицательные последствия:

• Недостаток кислорода в корнеобитаемой зоне — корни большинства культурных растений не выдерживают длительного затопления (исключение — рис и некоторые болотные растения).
• Накопление токсичных восстановленных соединений — Fe²⁺, Mn²⁺, H₂S, органических кислот — в концентрациях, угнетающих растения (Foth, 1990; Weil, 2017).
• Замедление минерализации органического вещества (из-за анаэробиоза) — замедляется высвобождение питательных элементов, хотя и увеличивается накопление органики в виде торфа (в крайних случаях) (Scheffer et al., 2018).
• Низкая несущая способность — глеевые почвы часто имеют слабую несущую способность и не пригодны для строительства без дренажа.

Положительные аспекты (при управляемом использовании):

• На оглеённых почвах успешно возделывается рис — культура, адаптированная к длительному затоплению (Eash et al., 2016; Weil, 2017).
• При осушении (мелиорации) такие почвы могут стать высокопродуктивными, особенно при внесении органических удобрений и известковании (для кислых глеезёмов) (Scheffer et al., 2018).

Оглеение как палеоиндикатор

Поскольку оглеение связано с водным режимом, наличие глеевых горизонтов (особенно реликтовых, с признаками современного осушения) является важным палеоклиматическим и палеогеоморфологическим индикатором (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018). По следам древнего оглеения можно восстановить:

• Бывший уровень грунтовых вод.
• Бывшие гидрологические условия (например, наличие озёр, болот, стариц).
• Климатические изменения (по смене оглеения на окислительные процессы).

Таким образом, оглеение — это не только современный процесс, но и «каменная летопись» гидрологических условий прошлого.

Определение и сущность процесса

Засоление — это процесс накопления в почвенном профиле водорастворимых солей (хлоридов, сульфатов, карбонатов, бикарбонатов натрия, кальция, магния, калия) в концентрациях, угнетающих рост растений и ухудшающих физические свойства почвы (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Засоление является одним из наиболее распространённых и экономически значимых деградационных процессов в почвах аридных и семиаридных регионов, где испаряемость значительно превышает количество выпадающих осадков (Foth, 1990; White, 2006). По оценкам специалистов, в мире засолено более 900 млн гектаров почв, что составляет около 7% всей суши и почти 25% орошаемых земель (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Засоление — это результат аккумуляции солей, которые поступают в почву из различных источников, но не могут быть вымыты из-за недостаточного количества влаги. Как образно формулируют авторы «Scheffer/Schachtschabel» (2018), «в сухих регионах круговорот солей подобен маятнику: они приходят, но не уходят».

Источники солей, поступающих в почву

Поступление водорастворимых солей в почву происходит из нескольких основных источников (Weil, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006):

1. Минеральный состав материнской породы. Некоторые породы (морские отложения, эвапоритовые формации, засолённые континентальные отложения) изначально богаты легкорастворимыми солями (NaCl, Na₂SO₄, CaSO₄·2H₂O, MgCl₂). При выветривании этих пород соли высвобождаются и накапливаются в почве.

2. Атмосферные осадки (циклические соли). Ветры, дующие над океаном, поднимают в атмосферу мельчайшие капли морской воды, которые затем выпадают с осадками на сушу. Это так называемые «циклические соли» — преимущественно NaCl и MgCl₂. В прибрежных районах их вклад может достигать значительных величин (до 100–200 кг/га в год) (White, 2006; Weil, 2017).

3. Пылевая аккумуляция. В пустынных и полупустынных регионах мощные ветры переносят тонкодисперсный материал, обогащённый солями, с одной территории на другую. Этот процесс особенно значим для почв Сахары, Гоби, Центральной Азии, Австралии (Birkeland, 1984).

4. Грунтовые воды и гидрологический режим. Солёные грунтовые воды, поднимающиеся по капиллярам к поверхности, испаряются, оставляя соли в почве. Этот механизм играет ключевую роль в развитии засоления в бессточных понижениях и в районах орошения (Foth, 1990; Weil, 2017).

5. Антропогенные источники. Орошение водами, содержащими соли, неправильный дренаж, внесение минеральных удобрений в высоких дозах, промышленные выбросы (особенно сульфатов) и даже зимняя обработка дорог противогололёдными смесями (NaCl, CaCl₂, MgCl₂) могут вызывать вторичное засоление (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Условия, необходимые для развития засоления

Засоление возникает при одновременном действии трёх основных факторов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Аридный или семиаридный климат с отрицательным водным балансом. Количество осадков значительно меньше испаряемости, так что нисходящие токи воды неспособны вымыть соли за пределы корнеобитаемой зоны.

2. Поступление солей. Если соли не поступают, то засоление не развивается даже в сухих условиях. Источником могут быть и материнская порода, и грунтовые воды, и атмосфера.

3. Капиллярный подъём солёных вод. Вода с растворёнными солями поднимается по капиллярам из грунтовых вод или из более влажных глубоких горизонтов к поверхности, где испаряется, оставляя соли. Этот механизм особенно эффективен на тонкодисперсных (суглинистых, глинистых) почвах, где капиллярный подъём наиболее выражен (Foth, 1990; White, 2006).

Механизмы соленакопления: два основных пути

В зависимости от источника солей и характера водного режима выделяют два основных типа соленакопления (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

Морфологические признаки засоления

Засолённые почвы имеют характерные, легко диагностируемые в полевых условиях признаки (Foth, 1990; Weil, 2017; White, 2006):

1. Солевая корка или выцветы на поверхности. При высокой концентрации солей на поверхности образуется рыхлая белая или сероватая корка (корочка) из кристаллов NaCl, Na₂SO₄, CaSO₄·2H₂O. Это классический признак — солончак.

2. Белые налёты и кристаллы в порах и трещинах. В разрезе видны мелкие белые включения — кристаллы солей, заполняющие поры и трещины, особенно в верхней части профиля.

3. Ржавые и бурые пятна. При наличии сульфатов (особенно FeSO₄) могут появляться желтовато-бурые, ржавые пятна. В случае сульфатного засоления почва часто имеет желтовато-серый оттенок.

4. Характерная структура. Верхние засолённые горизонты часто рыхлые, неструктурные или слабо агрегированные (пороховидные, крупнозернистые). Нижние горизонты при гидроморфном засолении могут быть плотными, иногда с признаками оглеения (сизоватые оттенки) (White, 2006).

5. Электропроводность (EC) как диагностический показатель. В лабораторных условиях засоление определяется по электрической проводимости водной вытяжки (ECe). Порог засоления — ECe > 4 дСм/м (Weil, 2017; Eash et al., 2016). Для сильно засолённых почв значения ECe могут достигать 50–100 дСм/м и более.

Классификация засоления по составу солей

В зависимости от преобладающих анионов и катионов выделяют следующие химические типы засоления (White, 2006; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Хлоридное засоление (преобладает NaCl, CaCl₂, MgCl₂). Наиболее токсичное для растений, так как Cl^- в высоких концентрациях вызывает осмотический шок и специфический ионный токсикоз. Характерно для приморских районов и некоторых внутренних солончаков.

2. Сульфатное засоление (преобладают CaSO₄·2H₂O, Na₂SO₄, MgSO₄). Менее токсично, чем хлоридное, но при высоких концентрациях также угнетает рост растений. Характерно для континентальных аридных областей с гипсоносными породами.

3. Карбонатное и бикарбонатное засоление (преобладают Na₂CO₃, NaHCO₃). Приводит к щелочному засолению (pH > 8,5) и осолонцеванию. Эти соли особенно опасны, так как щелочная среда токсична для корней и способствует диспергации глины (см. следующий раздел — осолонцевание).

4. Смешанное засоление (наиболее распространено в природе). Обычно присутствует смесь хлоридов, сульфатов и бикарбонатов с преобладанием того или иного компонента в зависимости от конкретных условий.

Вторичное засоление (антропогенное)

Это засоление, вызванное деятельностью человека (Weil, 2017; Eash et al., 2016; Birkeland, 1984). Наиболее частые причины:

• Неправильное орошение без дренажа: Вода испаряется, а соли, принесённые с оросительной водой, накапливаются в верхнем горизонте. Особенно опасно орошение водами с высокой минерализацией (ECw > 1,5–2 дСм/м) (Weil, 2017).
• Подъём уровня грунтовых вод: Без хорошего дренажа уровень грунтовых вод поднимается, и соли из глубоких горизонтов подтягиваются к поверхности капиллярным путём.
• Нарушение естественного водного баланса: Например, при создании водохранилищ, строительстве плотин, осушении болот, что изменяет направление потоков солёных вод (Foth, 1990).

Вторичное засоление — серьёзная проблема многих орошаемых районов мира (Средняя Азия, Китай, Индия, Пакистан, США, Австралия). По некоторым оценкам, ежегодно из-за вторичного засоления теряется до 1–2 млн га орошаемых земель (Weil, 2017).

Закономерности распределения солей в профиле

В зависимости от водного режима и типа засоления, соли в почвенном профиле распределяются по-разному (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• В автоморфных (сухих) почвах: Максимум солей обычно в верхнем горизонте (0–20 см) или в средней части профиля, где происходит максимальное испарение. Ниже засоление уменьшается.

• В гидроморфных (грунтово-капиллярных) почвах: Максимум часто на поверхности (солевая корка), затем резкое снижение, но соли могут встречаться по всему профилю, особенно если грунтовые воды высоко минерализованы.

• При орошении: Характерно накопление солей в верхних 10–30 см, особенно в междурядьях, где испарение максимально. Под оросительными бороздами — зона рассоления (Foth, 1990; Eash et al., 2016).

Влияние засоления на растения

Засоление оказывает на растения комплексное негативное воздействие (Eash et al., 2016; Weil, 2017):

1. Осмотический эффект: Соли в почвенном растворе создают высокое осмотическое давление, которое затрудняет поступление воды в корни. Растение тратит дополнительную энергию на поддержание водного баланса.

2. Токсическое действие отдельных ионов: Особенно опасны Na⁺, Cl^-, HCO₃^- (токсичны для многих культур), а также B (бор), Se (селен), которые в засолённых почвах могут присутствовать в токсичных концентрациях.

3. Нарушение минерального питания: Избыток Na⁺ конкурирует с K⁺ и Ca²⁺ за поглощение корнями, вызывая калиевое и кальциевое голодание.

4. Ухудшение физических свойств почвы: При осолонцевании (см. следующий раздел) диспергация глины приводит к уплотнению, образованию корки, ухудшению аэрации и инфильтрации.

Чувствительность растений к засолению варьирует. Наиболее чувствительны (ECe < 2 дСм/м) — фасоль, горох, салат, клубника. Наиболее толерантны (ECe > 10 дСм/м) — ячмень, хлопчатник, сахарная свёкла, некоторые сорго (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Мелиорация засолённых почв

Основные способы борьбы с засолением (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Промывка — многократный обильный полив (до 2–3 тыс. м³/га) с последующим отводом солёных вод через дренажную сеть. Используется при наличии хорошего дренажа и достаточного количества воды.

2. Дренаж — создание дренажных систем (закрытый, открытый дренаж, вертикальный дренаж) для отвода солёных грунтовых вод и предотвращения их капиллярного подъёма.

3. Внесение гипса (CaSO₄·2H₂O) — для замены обменного Na⁺ на Ca²⁺ при содовом засолении и осолонцевании. Гипс способствует вытеснению Na⁺ и его вымыванию в виде нейтральной соли (Na₂SO₄) (White, 2006; Weil, 2017).

4. Биомелиорация — выращивание солеустойчивых культур и растений-галофитов, которые поглощают соли и могут быть вывезены с полей, постепенно снижая засоление.

5. Агротехнические приёмы — планировка полей, чередование поливов с промывками, использование поливной воды с низкой минерализацией, сохранение растительных остатков на поверхности (мульчирование) для снижения испарения.

Связь с другими ЭПП: засоление, осолонцевание и осолодение

Засоление часто приводит к развитию осолонцевания (при накоплении Na⁺ и щелочных солей) и осолодения (при последующем рассолении, выщелачивании солей и кислотной деградации). Эти процессы тесно связаны и часто рассматриваются как генетический ряд:

Солончак (засоление) → Осолонцевание → Осолодение

Этот переход отражает эволюцию почв в условиях изменения водного режима (например, при увеличении увлажнения) или при мелиоративных мероприятиях (Birkeland, 1984; White, 2006). Осолонцеванию будет посвящён следующий раздел нашей лекции.

Географическое распространение засолённых почв

Засолённые почвы широко распространены (Weil, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984):

• Зона пустынь и полупустынь: Африка (Сахель, пустыня Намиб), Ближний Восток (Аравийский п-ов, Иран, Ирак), Центральная Азия (Каракумы, Кызылкум, пустыни Китая), Австралия, США (Большой Бассейн, Калифорния), Южная Америка (Атакама, Патагония).
• Зона сухих степей и лесостепей: Юг России, Украина, Казахстан, Монголия, север Китая.
• Зона орошения всех континентов (вторичное засоление).
• Приморские низменности и марши (приливно-отливная зона, мангры).

В системах почвенной классификации засоление является диагностическим признаком для выделения Solonchaks (WRB), Salids (Soil Taxonomy), а также многих почв с солевыми горизонтами (Aridisols, Gypsisols, Calcisols) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Определение и сущность процесса

Осолонцевание — это процесс накопления обменного натрия (Na⁺) в почвенном поглощающем комплексе, сопровождающийся ухудшением физических свойств почвы (диспергацией глинистых частиц, разрушением агрегатов, образованием плотного бесструктурного горизонта) и повышением щёлочности (pH > 8,5) (Birkeland, 1984; White, 2006).

Термин происходит от русского названия этих почв — «солонцы». Это один из наиболее коварных и трудно поддающихся мелиорации процессов, так как он затрагивает не только химический состав, но и коренным образом меняет физическую структуру почвы, делая её практически непроницаемой для воды, воздуха и корней (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018).

Осолонцевание тесно связано с засолением, но является следующим этапом эволюции засолённых почв при изменении условий увлажнения. Если засоление — это накопление легкорастворимых солей (хлоридов, сульфатов, карбонатов натрия, кальция, магния), то осолонцевание — это замена катионов кальция и магния на натрий в обменном комплексе после удаления (вымывания) нейтральных солей (White, 2006; Birkeland, 1984).

Отличие осолонцевания от засоления

Важно сразу провести чёткое различие между этими двумя процессами, поскольку они часто упоминаются вместе, но имеют разную природу и разные последствия:

(Weil, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984)

Химическая основа: механизм осолонцевания

Осолонцевание развивается в несколько этапов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Первичное засоление содового типа: В почву поступают или образуются соли, содержащие Na⁺ и карбонат- или бикарбонат-ионы (Na₂CO₃, NaHCO₃). Это может происходить при выветривании натрийсодержащих силикатов (например, плагиоклазов), при химическом взаимодействии нейтральных натриевых солей с CaCO₃ (с образованием Na₂CO₃) или при поступлении соды с грунтовыми водами.

2. Поглощение Na⁺ почвенными коллоидами: При наличии Na⁺ в растворе (особенно в присутствии карбонатов) происходит замещение Ca²⁺ и Mg²⁺ на Na⁺ на поверхности глинистых частиц и гумусовых веществ:

Эта реакция обратима, но при высокой концентрации Na⁺ в растворе (особенно при pH > 8,5) она сдвигается вправо. Доля обменного Na⁺ от ёмкости катионного обмена (ЕКО) называется «процент обменного натрия» (ESP). При ESP > 15% почва считается солонцовой (White, 2006; Weil, 2017).

3. Диспергация глинистых частиц: Na⁺, имея малый заряд и большую гидратную оболочку, слабо притягивается к отрицательно заряженной поверхности глины. Это приводит к расширению диффузного слоя и отталкиванию частиц друг от друга. Глинистые коллоиды переходят в состояние золя (дисперсное состояние), что приводит к разрушению агрегатов, уплотнению, потере пористости (Birkeland, 1984; White, 2006).

4. Формирование плотного солонцового горизонта: Диспергированная глина мигрирует вниз с нисходящими токами воды (при периодических дождях) и осаждается в средней части профиля, образуя плотный, бесструктурный, столбчатый или призматический горизонт (Bn). Именно этот плотный горизонт делает солонцы почти непроницаемыми для корней и воды (Scheffer et al., 2018).

Диагностические признаки солонцов в профиле

Солонцы имеют хорошо выраженный, легко распознаваемый профиль (Foth, 1990; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Верхний горизонт (A или E): Часто светлый, опесчаненный, элювиированный, мощностью 5–20 см. В нём мало гумуса и питательных элементов.

2. Солонцовый горизонт (Bn, Bna или Btna): Это главный диагностический горизонт. Он имеет характерную столбчатую или призматическую структуру — вертикальные отдельности с закруглёнными «капителями» в верхней части. Горизонт плотный, слитой, глинистый, часто с признаками оглеения (сизоватые оттенки). При высыхании он растрескивается на крупные глыбы. Именно здесь содержание обменного Na⁺ максимально (ESP часто > 30–50%) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

3. Нижний переходный горизонт (BC или C): Часто карбонатный, гипсоносный, солевой, так как в нижней части профиля могут сохраняться остатки первичного засоления.

4. Реакция среды: pH водной вытяжки > 8,5, иногда до 10,5 и выше. Это обусловлено гидролизом Na-коллоидов:

Образовавшийся NaOH подщелачивает среду (White, 2006; Weil, 2017).

Морфологические типы солонцов

В зависимости от условий формирования выделяют несколько морфологических типов солонцов (Birkeland, 1984; White, 2006; Scheffer et al., 2018):

1. Лугово-степные солонцы — формируются в условиях периодического увлажнения (временное засоление) и последующего выщелачивания. Характерны для зон сухих степей и лесостепей (юг России, Украина, Казахстан). Имеют хорошо выраженный столбчатый горизонт.

2. Солонцы-солончаки — переходный тип, где наряду с обменным Na⁺ присутствуют и свободные соли (обычно в нижней части профиля). При дальнейшем рассолении они могут превращаться в типичные солонцы.

3. «Слепые» или «корковые» солонцы — встречаются в пустынных и полупустынных регионах, где верхний горизонт сильно уплотнён, часто с поверхностной коркой и трещинами.

4. Реликтовые солонцы — древние солонцы, сохранившиеся на поверхностях, где современные условия не способствуют их формированию (например, на террасах, в районах с современным гумидным климатом). Они представляют собой палеопочвы.

Условия, необходимые для осолонцевания

Для развития осолонцевания необходим комплекс факторов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Наличие Na⁺ в почвенном растворе (изначальное засоление или поступление с грунтовыми водами).

2. Периодическое увлажнение, достаточное для вымывания нейтральных солей (хлоридов, сульфатов) из верхней части профиля, но недостаточное для полного удаления Na⁺ с обменных позиций. Это возможно при переходе от аридного климата к семиаридному или при изменении гидрологического режима (например, после прекращения орошения).

3. Наличие глинистых минералов с высокой ёмкостью катионного обмена (преимущественно 2:1 — монтмориллонит, вермикулит, гидрослюды), способных к диспергации и набуханию.

4. Карбонаты в материнской породе (CaCO₃, MgCO₃) — они играют роль буфера при замещении Ca²⁺ на Na⁺, так как высвобождающийся Ca²⁺ может реагировать с карбонатами, поддерживая высокий уровень Na⁺ в растворе.

Отличие осолонцевания от других процессов

Осолонцевание часто путают с лессиважем и подзолообразованием из-за наличия светлого верхнего и плотного нижнего горизонта. Однако есть чёткие отличия:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Эволюционный ряд: солончак → солонец → солодь

Осолонцевание — часть генетического ряда почв, отражающего эволюцию в условиях изменения увлажнения или мелиорации (Birkeland, 1984; White, 2006; Scheffer et al., 2018):

1. Солончак (Solonchak): Накопление свободных солей, структурные почвы, pH обычно < 8,5.

2. Солонец (Solonetz): Вымывание нейтральных солей → накопление обменного Na⁺ → диспергация → формирование столбчатого горизонта, pH > 8,5.

3. Солодь (Solod или Solodized Solonetz): При дальнейшем увлажнении и выщелачивании Na⁺ вытесняется и удаляется, кислотность возрастает (pH снижается), столбчатый горизонт разрушается, формируется кислый, оглеенный, опесчаненный профиль. Это конечный этап деградации солонца.

Этот ряд особенно хорошо выражен на почвах юга России, Украины, Казахстана, а также в Австралии (White, 2006; Birkeland, 1984).

Влияние осолонцевания на растения и физические свойства

Осолонцевание — один из самых сильных деградационных факторов (Weil, 2017; Eash et al., 2016; Foth, 1990):

1. Низкая водопроницаемость: Из-за диспергации глины и набухания Na-коллоидов почва становится практически непроницаемой для воды. Вода застаивается на поверхности, не проникая вглубь. Это приводит к поверхностному переувлажнению и развитию оглеения (см. раздел 6).

2. Плохая аэрация: Отсутствие пор и агрегатов приводит к дефициту кислорода в корнеобитаемой зоне.

3. Токсичность Na⁺ и OH⁻: Высокий pH и избыток Na⁺ в почвенном растворе вызывают осмотический стресс и специфическое токсическое действие на корни.

4. Нарушение питания: Na⁺ конкурирует с K⁺ и Ca²⁺ за поглощение, вызывая дефицит калия и кальция.

5. Образование плотной корки: При высыхании поверхность солонца часто покрывается твёрдой коркой, которая препятствует прорастанию семян.

Мелиорация солонцов

Восстановление солонцов — сложный и дорогостоящий процесс. Основные методы (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Гипсование (внесение CaSO₄·2H₂O): Это основной химический способ. Гипс поставляет Ca²⁺, который вытесняет Na⁺ из обменного комплекса. Образовавшийся сульфат натрия (Na₂SO₄) легко вымывается при промывке:

Дозы гипса рассчитывают исходя из исходного ESP и желаемого конечного значения (обычно требуется 5–10 т/га и более) (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

2. Промывка с дренажем: После гипсования необходима интенсивная промывка почвы для удаления образовавшихся нейтральных солей (Na₂SO₄, NaCl). Для этого требуется хороший дренаж и достаточное количество воды.

3. Внесение серы или серной кислоты: В некоторых случаях (при наличии карбонатов) можно использовать элементарную серу (S), которая окисляется до серной кислоты, связывая карбонаты и высвобождая Ca²⁺, который затем вытесняет Na⁺.

4. Биомелиорация: Выращивание соле- и натриеустойчивых культур (например, некоторые сорта пшеницы, ячменя, люцерны, а также галофитов), которые поглощают Na⁺ и способствуют улучшению структуры корнями.

5. Глубокое рыхление: В некоторых случаях помогает разрушить плотный солонцовый горизонт механически, но без химической мелиорации эффект кратковременный.

Географическое распространение

Солонцы широко распространены (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• Зоны сухих степей и полупустынь умеренного пояса: Юг России, Украина, Казахстан, Монголия, север Китая, США (Великие равнины, особенно Северная Дакота, Монтана), Канада (юг Альберты и Саскачевана), Аргентина (пампасы).

• Зоны тропических и субтропических саванн с сезонным увлажнением: Африка (Сахель, Восточная Африка), Индия (провинции с засоленными аллювиями), Австралия (обширные территории).

• Районы орошаемого земледелия при неправильной мелиорации (вторичное осолонцевание) — Средняя Азия, Китай, Египет, Пакистан, США (Калифорнийская долина) (Weil, 2017).

В системах почвенной классификации осолонцевание является диагностическим признаком для выделения Solonetz (WRB) и Natric подгрупп в различных порядках (Alfisols, Aridisols, Mollisols) в Soil Taxonomy (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Определение и сущность процесса

Карбонатизация — это процесс накопления в почвенном профиле карбонатов кальция и магния (преимущественно CaCO₃, а также CaMg(CO₃)₂ — доломит), образующихся в результате вторичного осаждения из почвенного раствора, поступающего с атмосферными осадками, грунтовыми водами или высвобождающегося при выветривании карбонатсодержащих пород (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

В отличие от засоления, где накапливаются легкорастворимые соли (хлориды, сульфаты), карбонатизация — это процесс накопления малорастворимых солей угольной кислоты. Карбонат кальция имеет растворимость всего около 0,001 г/100 г воды (при 25 °C), что в сотни и тысячи раз меньше, чем у NaCl или Na₂SO₄ (Birkeland, 1984; White, 2006). Поэтому карбонаты накапливаются в почвах уже при небольшом дефиците влаги — в семиаридных и субгумидных условиях, тогда как для накопления легкорастворимых солей требуется более сухой климат (аридный и экстрааридный) (Scheffer et al., 2018).

Карбонатизация — это процесс, обратный выщелачиванию. В гумидных (влажных) условиях карбонаты полностью вымываются из почвы. В аридных и семиаридных условиях они накапливаются, формируя карбонатные горизонты (Bk, Ck, K) — один из самых распространённых диагностических признаков почв сухих регионов (Foth, 1990; Weil, 2017).

Химическая основа: равновесие карбонатной системы

Карбонатизация — это результат сложного химического равновесия, включающего углекислый газ, воду и карбонаты (Birkeland, 1984; Weil, 2017; White, 2006):

1. Растворение CO₂ в почвенном воздухе: В почве постоянно выделяется CO₂ в результате дыхания корней и микроорганизмов. Парциальное давление CO₂ в почвенном воздухе может в 10–100 раз превышать атмосферное (до 1–3 кПа против 0,04 кПа в атмосфере). CO₂ растворяется в почвенной влаге, образуя угольную кислоту:

2. Растворение карбонатов: Угольная кислота реагирует с карбонатами (например, с CaCO₃), переводя их в растворимые бикарбонаты:

Эта реакция идёт вправо при высоком содержании CO₂ (в верхней, биологически активной части профиля) (White, 2006; Weil, 2017).

3. Транспорт: Растворимые бикарбонаты Ca(HCO₃)₂ и Mg(HCO₃)₂ мигрируют с нисходящими токами воды в нижние горизонты.

4. Осаждение карбонатов: При снижении парциального давления CO₂ (ниже зоны активной корневой деятельности), при повышении pH или при испарении воды равновесие сдвигается влево, и карбонаты выпадают в осадок:

Именно так формируется горизонт карбонатной аккумуляции (Bk или Ck) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Условия, необходимые для карбонатизации

Для активной карбонатизации необходимо сочетание следующих факторов (Birkeland, 1984; Weil, 2017; White, 2006):

1. Источник Ca²⁺ и Mg²⁺. Это могут быть:

• Карбонатные материнские породы (известняки, доломиты, мергели, карбонатные морены, лёсс).
• Выветривание кальций- и магнийсодержащих силикатов (плагиоклазов, амфиболов, пироксенов) в верхней части профиля.
• Атмосферные осадки и пыль (особенно в аридных регионах, где пыль богата карбонатами).
• Грунтовые воды, насыщенные Ca(HCO₃)₂.

2. Семиаридный или субгумидный климат с положительным или близким к нулю водным балансом (испаряемость ≥ количеству осадков). В этих условиях нисходящий ток воды достаточен для растворения и переноса бикарбонатов, но недостаточен для их полного вымывания за пределы профиля.

3. Достаточная биологическая активность для продукции CO₂ в верхней части профиля (для растворения карбонатов).

4. Наличие карбонатов в нижележащих горизонтах или в грунтовых водах — для обеспечения «затравки» при осаждении.

Источники карбонатов в почвах

Карбонаты, накапливающиеся в почвах, могут иметь различное происхождение (Birkeland, 1984; Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

1. Литоморфные (унаследованные): Карбонаты, оставшиеся от материнской породы (например, при неполном выщелачивании известняков). Они распределены по профилю неравномерно, часто в виде обломков или конкреций.

2. Педогенные (вторичные): Карбонаты, выпавшие в осадок из почвенного раствора в процессе карбонатизации. Именно они формируют диагностические карбонатные горизонты (Bk, K). Они имеют характерную морфологию — тонкие плёнки, псевдомицелий, конкреции, сплошные прослойки (Birkeland, 1984).

3. Атмосферно-пылевые: Карбонаты, поступающие с ветровой пылью (особенно в пустынях и полупустынях, где выпадает до 100–200 кг/га/год CaCO₃). В некоторых регионах (юг США, Северная Африка, Центральная Азия) этот источник может быть доминирующим (Weil, 2017; Birkeland, 1984).

4. Гидроморфные: Карбонаты, осаждающиеся из грунтовых вод при их капиллярном подъёме и испарении. Этот механизм особенно важен в поймах, дельтах и бессточных понижениях.

Морфологические стадии карбонатизации

Карбонатизация — длительный процесс, проходящий через ряд стадий, каждая из которых имеет характерные морфологические признаки (Birkeland, 1984; Gile et al., 1966; Weil, 2017):

Стадия I (начальная): Появляются отдельные тонкие налёты (плёнки) карбонатов на нижней поверхности камней и галек (в грубообломочных почвах) или единичные тонкие нити (псевдомицелий) в матриксе (в мелкозёмистых почвах). Содержание CaCO₃ обычно < 5%.

Стадия II (умеренная): Карбонатные плёнки становятся непрерывными, покрывая большинство камней; появляются отдельные мелкие конкреции (до 1–2 см) в матриксе. Содержание CaCO₃ — 5–15%. Начинает проявляться побеление почвы.

Стадия III (развитая): Плёнки на камнях становятся толстыми (до нескольких миллиметров), часто с внутренними слоями; конкреции укрупняются, их количество возрастает. Матрикс значительно побелел (карбонаты занимают 30–70% объёма). Содержание CaCO₃ — 15–25%.

Стадия IV (интенсивная): Формируется сплошной карбонатный горизонт (K или petrocalcic) — карбонаты цементируют матрикс и камни в плотную массу. Появляются ламинарные (слоистые) прослойки — тонкие, часто горизонтальные, плотные корки карбонатов, образовавшиеся в результате периодического подтопления и испарения. Содержание CaCO₃ — 25–50% и более (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Стадия V–VI (калькрет): Формируется мощная, плотная, почти монолитная калькретовая плита (calcrete) — карбонатная корка мощностью до нескольких метров, часто с признаками переотложения, брекчирования и вторичной цементации. Содержание CaCO₃ может достигать 80–90% (Gile et al., 1966; Birkeland, 1984).

Диагностические карбонатные горизонты

В системах почвенной классификации выделяют два основных диагностических карбонатных горизонта (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014):

1. Calcic horizon (Bk или Ck): Горизонт с явным вторичным накоплением карбонатов, но ещё не сцементированный в монолит. Содержание CaCO₃ > 15%, а также как минимум на 5% больше, чем в нижележащем горизонте. Мощность не менее 15 см.

2. Petrocalcic horizon (K или Bkm): Сцементированный (окаменевший) карбонатный горизонт — калькретовая плита. Он настолько плотный, что не размокает в воде и не может быть пробит корнями. Мощность не менее 10 см. Является водоупором, который может вызывать верховодку и оглеение выше по профилю.

Связь с другими процессами: место карбонатизации в ряду аккумуляции

Карбонатизация — это лишь один из этапов аккумулятивного ряда в аридных и семиаридных почвах. С глубиной, по мере уменьшения увлажнения и увеличения концентрации солей, последовательно накапливаются всё более растворимые соединения (Weil, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006):

Верхняя часть профиля (наиболее промываемая): Накапливаются малоподвижные соединения — SiO₂ (опал, халцедон) — оподзоливание (в кислых условиях) или окремнение (в щелочных).

Средняя часть (зона карбонатизации): Накапливается CaCO₃ (наименее растворимая из распространённых солей) — кальциевый горизонт (Bk).

Ниже (зона гипсо- и соленакопления): При дальнейшем уменьшении увлажнения накапливается более растворимый гипс (CaSO₄·2H₂O) — гипсовый горизонт (By).

Самая нижняя часть (или поверхность в экстремально аридных условиях): Накапливаются наиболее растворимые соли — хлориды, сульфаты натрия и магния — солевой горизонт (Bz, salic).

Этот ряд отражает последовательное увеличение растворимости: CaCO₃ (0,001 г/100 г) → CaSO₄·2H₂O (0,2 г/100 г) → NaCl (35,7 г/100 г) и Na₂SO₄ (4,8–12 г/100 г) (Weil, 2017; Birkeland, 1984).

Карбонатизация и климатическая зональность

Глубина залегания карбонатного горизонта является надёжным климатическим индикатором (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• В гумидных регионах (осадки > 600–800 мм/год): Карбонаты полностью выщелочены из профиля. Глубина до возможного реликтового карбонатного горизонта может превышать 2–3 м.

• В семиаридных регионах (осадки 400–600 мм/год): Карбонатный горизонт залегает на глубине 50–150 см. Это классические чернозёмы и каштановые почвы с карбонатным горизонтом в нижней части профиля.

• В аридных регионах (осадки 200–400 мм/год): Карбонатный горизонт поднимается к поверхности — на глубину 20–50 см. Почвы — бурые полупустынные, серозёмы.

• В экстрааридных регионах (осадки < 200 мм/год): Карбонатный горизонт может выходить на поверхность, образуя калькретовые корки или «пустынный известняк» (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Экологическое и агрономическое значение карбонатизации

Карбонатизация оказывает двойственное влияние на почвенное плодородие (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Foth, 1990):

Положительные аспекты:

• Карбонаты служат источником Ca и Mg для растений (хотя и в малодоступной форме при pH > 8).
• Карбонатный горизонт буферирует кислотность, предотвращая закисление даже при длительном промывании (поэтому карбонатные почвы часто имеют нейтральную или слабощелочную реакцию).
• На начальных стадиях карбонатизация улучшает структуру (карбонатные плёнки цементируют агрегаты), повышая водопроницаемость.

Отрицательные аспекты:

• При высоком содержании карбонатов (особенно при образовании калькрета) ухудшается водопроницаемость и аэрация, формируется водоупор.
• В щелочной среде (pH > 7,5–8) снижается доступность микроэлементов — Fe, Zn, Mn, Cu, B (они переходят в малодоступные формы). Это приводит к типичным для карбонатных почв хлорозам (пожелтению листьев из-за дефицита железа) и другим нарушениям минерального питания (Weil, 2017; Eash et al., 2016).
• Фосфор (P) в щелочной среде связывается в труднорастворимые кальциевые фосфаты (апатиты, гидроксилапатиты), что снижает его доступность.

Мелиорация карбонатных почв

Карбонатные почвы (особенно с калькретом) требуют специальных приёмов улучшения (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Глубокое рыхление (гипсование неэффективно): Карбонатный горизонт, в отличие от солонцового, не требует химической мелиорации. Достаточно механического разрушения плотной калькретовой плиты для улучшения водопроницаемости и доступа корней.

2. Внесение кислых удобрений: Для повышения доступности микроэлементов и фосфора в щелочных карбонатных почвах используют физиологически кислые удобрения (сульфат аммония, суперфосфат) или элементарную серу, которые подкисляют ризосферу (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

3. Хелатирование микроэлементов: Внесение Fe, Zn, Mn в виде хелатов (органических комплексов) позволяет обойти проблему их связывания карбонатами.

4. Подбор толерантных культур: На карбонатных почвах хорошо растут многие злаковые (пшеница, ячмень, сорго), люцерна (благодаря глубокой корневой системе), подсолнечник. Плохо растут картофель, фасоль, многие плодовые (яблоня, груша) — из-за хлорозов.

Географическое распространение и классификация

Карбонатные почвы широко распространены (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• Зона сухих степей и лесостепей: Чернозёмы (южные), каштановые почвы, серозёмы — на карбонатных лёссах, мергелях.
• Зона полупустынь и пустынь: Бурые пустынно-степные почвы, такыры, серо-бурые пустынные почвы.
• Средиземноморские области: Краснозёмы и коричневые почвы на известняках (терра-росса, терра-фуска).
• Карстовые ландшафты всех климатических зон (где материнская порода — известняки или доломиты).

В системах почвенной классификации карбонатизация является диагностическим признаком для выделения Calcisols (WRB), Calcic subgroups в различных порядках (Aridisols, Mollisols, Inceptisols) в Soil Taxonomy, а также Calcaric и Calcic qualifiers в WRB (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014). Наличие петрокальциевого горизонта (petrocalcic) — основа для выделения Petrocalcic Calcisols.

Определение и сущность процесса

Ферраллитизация (от лат. ferrum — железо и alumen — алюминий) — это процесс глубокого химического выветривания алюмосиликатных минералов в условиях влажного тропического и субтропического климата, приводящий к почти полному разрушению первичных силикатов, выносу кремнезёма (SiO₂) и щелочных и щелочноземельных оснований (Ca, Mg, K, Na) с относительным накоплением в почвенном профиле малоподвижных гидроксидов и оксидов железа (Fe₂O₃·nH₂O) и алюминия (Al₂O₃·nH₂O), а также, в ряде случаев, каолинита (Birkeland, 1984; White, 2006).

Термин «ферраллитизация» был предложен французскими почвоведами для описания процесса, характерного для ферраллитных почв (Oxisols в Soil Taxonomy, Ferralsols в WRB) — почв, которые являются конечным продуктом длительного (миллионы лет) выветривания в условиях жаркого и влажного климата (Scheffer et al., 2018; Weil, 2017).

Ферраллитизация — это самый глубокий и продолжительный процесс химического преобразования минеральной части почвы. В результате его действия исходная горная порода может быть преобразована на глубину до 50–100 метров и более, превращаясь в мощную толщу, состоящую почти исключительно из устойчивых к выветриванию минералов: оксидов и гидроксидов железа и алюминия, а также (в зависимости от условий) каолинита (Foth, 1990; White, 2006).

Химическая основа: десиликация и гидролиз

Ключевой химический процесс при ферраллитизации — десиликация, то есть вынос кремнезёма (в форме растворимой кремниевой кислоты H₄SiO₄) из почвенного профиля (Birkeland, 1984; White, 2006; Huang et al., 2012).

В условиях обильного увлажнения и высоких температур гидролиз первичных алюмосиликатов (полевых шпатов, слюд, амфиболов, пироксенов) идёт с высокой интенсивностью:

Однако при ферраллитизации этот процесс идёт ещё глубже: даже образовавшийся каолинит (1:1-слойный силикат) в условиях сильного выщелачивания может разрушаться с полным выносом кремнезёма:

В результате образуются гиббсит (Al(OH)₃) — гидроксид алюминия, и гётит (FeOOH) или гематит (Fe₂O₃) — оксиды и гидроксиды железа (White, 2006; Weil, 2017; Birkeland, 1984).

Таким образом, ферраллитизация включает три последовательные стадии:

1. Разрушение первичных силикатов (полевых шпатов, слюд, амфиболов) с высвобождением и выносом щелочей (K, Na, Ca, Mg) и части кремнезёма.

2. Образование вторичных глинистых минералов (каолинит, галлуазит) — на этом этапе ещё сохраняется некоторое количество кремнезёма в структуре минералов.

3. Разрушение каолинита и почти полный вынос кремнезёма — формирование оксидного и гидроксидного минерального состава (гематит, гётит, гиббсит).

Этот процесс имеет направленный характер: с глубиной (ближе к материнской породе) сохраняется больше каолинита и даже первичных минералов; ближе к поверхности преобладают оксиды и гидроксиды Fe и Al (Foth, 1990; White, 2006).

Условия, необходимые для ферраллитизации

Ферраллитизация — строго климатически обусловленный процесс. Для его активного протекания необходимо сочетание следующих факторов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Жаркий климат с высокими среднегодовыми температурами (> 20 °C). Высокая температура ускоряет химические реакции (правило Вант-Гоффа: скорость реакций удваивается при повышении температуры на 10 °C). Это делает тропики и субтропики наиболее благоприятными для интенсивного выветривания.

2. Обильное и равномерное увлажнение (осадки > 1000–1500 мм/год) с промывным водным режимом. Постоянный нисходящий ток воды обеспечивает удаление продуктов выветривания (кремнезёма, щелочей) за пределы профиля, предотвращая их вторичное осаждение.

3. Хороший дренаж. Вода должна свободно просачиваться и удаляться; застой воды (как при оглеении) препятствует выносу продуктов выветривания и может привести к восстановлению железа и его выносу (а не накоплению).

4. Длительное время развития. Ферраллитизация — исключительно медленный процесс. Для формирования зрелого ферраллитного профиля требуются сотни тысяч и миллионы лет. Именно поэтому ферраллитные почвы приурочены к древним поверхностям выравнивания (панпленам) на стабильных континентальных щитах (Африка, Южная Америка, Австралия, Индостан) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

5. Кислая или нейтральная реакция среды. При высоком pH (щелочные условия) кремнезём менее подвижен и может осаждаться в виде опала или других форм, препятствуя полной десиликации. Поэтому ферраллитизация наиболее интенсивна на кислых и нейтральных породах (граниты, гнейсы, кварциты), но может развиваться и на основных породах (базальты) при условии длительного выщелачивания (White, 2006).

Морфологические признаки ферраллитизации

Ферраллитизация оставляет в профиле характерные, легко диагностируемые признаки (Foth, 1990; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Глубокий, мощный профиль. Мощность ферраллитной толщи может достигать десятков метров. Верхняя часть (собственно почва) часто имеет мощность 1–3 м, ниже следует мощная кора выветривания (сапролит) той же мощности.

2. Яркая, насыщенная окраска. Преобладают красные, оранжево-красные, жёлтые и бурые тона, обусловленные высоким содержанием оксидов и гидроксидов железа (гематит даёт красные тона, гётит — жёлто-бурые). Окраска часто однородная по профилю (слабая дифференциация горизонтов).

3. Однородный гранулометрический состав. Характерно высокое содержание глинистой фракции (часто > 50–70%), которая представлена преимущественно каолинитом и оксидами Fe и Al. При этом почва часто имеет псевдопесчаную структуру — мелкие (0,2–2 мм), прочные, неразмокаемые в воде агрегаты (конкреции), которые на ощупь напоминают песок (Weil, 2017; White, 2006).

4. Слабая дифференциация горизонтов. В отличие от подзолов или лессивированных почв, ферраллитные почвы часто имеют слабо выраженную горизонтировку. Верхний гумусовый горизонт (A) может быть тонким; под ним следует мощный, однородный оксидный горизонт (Bw или Bo), который постепенно переходит в сапролит (C). Это результат длительного, однонаправленного процесса выветривания, при котором профиль «гомогенизируется» (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

5. Низкая катионообменная способность (ЕКО). Поскольку основная часть глинистых минералов представлена каолинитом (1:1) и оксидами Fe и Al, обладающими очень низкой ЕКО (обычно 2–5 смоль(экв)/кг), ферраллитные почвы имеют крайне низкую способность удерживать катионы (Ca, Mg, K, Na). Это делает их очень бедными и требует постоянного поступления питательных элементов из разлагающегося органического вещества (Foth, 1990; Weil, 2017).

6. Низкая ёмкость поглощения фосфора. Высокое содержание оксидов Fe и Al (особенно аморфных) приводит к сильной фиксации фосфора в виде труднорастворимых фосфатов Fe и Al. Это одна из главных агрономических проблем ферраллитных почв (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Диагностические показатели ферраллитизации

Для количественной диагностики степени ферраллитизации используют несколько химических индексов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Молярное отношение SiO₂/Al₂O₃ (или Si/Al). В свежих породах это отношение обычно 3–5 (для полевых шпатов — 3, для слюд — 3–4). При ферраллитизации оно снижается до 2 (каолинит) и даже до 1–1,5 (при образовании гиббсита). Чем ниже отношение, тем сильнее ферраллитизация. В зрелых ферраллитных почвах это отношение часто < 1,8–2,0 (Birkeland, 1984; White, 2006).

2. Отношение SiO₂/(Al₂O₃ + Fe₂O₃) (индекс Педро). Используется для оценки степени десиликации: чем ниже значение, тем сильнее вынос кремнезёма.

3. Содержание «свободных» оксидов Fe и Al (извлекаемых дитионитом или оксалатом) — отражает степень накопления вторичных минералов.

Ферраллитизация и другие процессы

Ферраллитизация — конечный этап длительной эволюции в условиях тропического выветривания. Она часто наслаивается на другие процессы или предшествует им (Birkeland, 1984; White, 2006):

• На начальных этапах (при менее интенсивном выветривании) может развиваться ферсиаллитизация — процесс, при котором сохраняются 2:1-слойные глинистые минералы (монтмориллонит, вермикулит) и кремнезём выносится не полностью. Это характерно для почв с менее интенсивным промыванием (субтропики, сезонно-влажные тропики).

• При усилении увлажнения ферсиаллитизация переходит в ферраллитизацию — каолинит и оксиды становятся доминирующими. Этот переход наблюдается при движении от саванн к влажным тропическим лесам.

• При сезонном переувлажнении на ферраллитных почвах может развиваться оглеение (восстановление Fe и его вынос), что приводит к появлению серых, сизоватых пятен среди красной матрицы (пятнистость) (Weil, 2017).

• При длительной эрозии верхняя часть ферраллитного профиля может быть срезана, обнажая латерит — более плотную, часто цементированную оксидную корку (см. раздел 11). Таким образом, ферраллитизация и латеритизация тесно связаны.

Отличие ферраллитизации от других процессов

Ферраллитизацию часто путают с подзолообразованием (оба приводят к выносу кремнезёма) и с лессиважем (оба дают глинистые горизонты). Однако есть принципиальные отличия (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

Ферраллитизация и эволюция ландшафтов

Ферраллитизация — это процесс, который «старит» ландшафты. На древних поверхностях выравнивания (панпленах), не затронутых оледенениями и тектоническими движениями, ферраллитизация может создавать мощные коры выветривания, которые становятся неотъемлемой частью геологической истории региона (Birkeland, 1984; White, 2006).

Классические примеры:

• Бразильское плоскогорье — мощные ферраллитные профили на древних кристаллических породах.
• Центральная Африка (бассейн Конго, плато Южной Африки) — ферраллитные почвы на древних щитах.
• Австралия (северо-запад, Кимберли) — ферраллитные коры выветривания, часто перекрывающие древние латериты.
• Индостан (Деканское плоскогорье) — ферраллитные профили на траппах (базальтах) (Foth, 1990; Birkeland, 1984).

В этих регионах ферраллитные почвы служат индикаторами стабильности ландшафта и длительного (неотектонического) спокойствия.

Экологическое и агрономическое значение

Ферраллитизация приводит к формированию почв, которые имеют крайне низкое естественное плодородие (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Foth, 1990):

Положительные аспекты:

• Хорошие физические свойства — высокая водопроницаемость, хорошая аэрация благодаря псевдопесчаной структуре.
• Высокая водоудерживающая способность (благодаря высокому содержанию глины и оксидов).
• Почвы глубокие, с большим объёмом корнеобитаемой зоны.

Отрицательные аспекты:

• Крайне низкая ЕКО — почвы почти не удерживают катионы (Ca, Mg, K). Все питательные элементы должны поступать из органического вещества (круговорот) или с удобрениями.
• Сильная фиксация фосфора — до 80–90% внесённого фосфора связывается в недоступные формы. Требуются высокие дозы фосфорных удобрений или внесение их в виде хелатов.
• Дефицит микроэлементов (особенно Zn, Cu, Mo) из-за связывания их оксидами Fe и Al.
• Высокое содержание алюминия (в кислых ферраллитных почвах) — алюминий токсичен для многих культур (pH < 5,5).
• Высокая подверженность эрозии — при уничтожении растительного покрова тонкая структура разрушается, и почвы легко смываются.

Для освоения ферраллитных почв требуются:

• Внесение высоких доз органических удобрений (для создания запаса гумуса, который служит источником питательных элементов и улучшает структуру).
• Известкование (для снижения токсичности Al и повышения доступности P).
• Внесение микроэлементов в хелатной форме.
• Использование культур, способных эффективно усваивать P (например, некоторые сорта кукурузы, бобовые с микоризой).
• Применение консервирующих систем обработки (нулевая или минимальная обработка для защиты от эрозии) (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

Географическое распространение и классификация

Ферраллитные почвы занимают обширные площади в тропическом и субтропическом поясе (White, 2006; Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014):

• Южная Америка: Амазония, Бразильское плоскогорье, Гвианское нагорье.
• Африка: Бассейн Конго, Западная Африка (Гвинея, Кот-д'Ивуар), Восточная Африка (плато, не затронутые вулканизмом), Южная Африка (провинция Лимпопо, Мпумаланга).
• Австралия: Северные и восточные районы (Квинсленд, Северная Территория).
• Азия: Индостан (Декан), Шри-Ланка, Индонезия (Суматра, Калимантан), Филиппины, Новая Гвинея.

В классификационных системах ферраллитизация является диагностическим процессом для выделения:

• Oxisols (Soil Taxonomy) — почвы с оксидным горизонтом (oxic horizon).
• Ferralsols (WRB) — почвы с ферраллитным горизонтом (ferralic horizon).
• Krasnozems, Latosols (в старых классификациях).

Одним из важнейших диагностических критериев ферраллитных почв является низкая ЕКО глинистой фракции (< 16 смоль(экв)/кг глины), что отражает доминирование каолинита и оксидов над 2:1-слойными минералами (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Определение и сущность процесса

Латеритизация — это процесс формирования плотных, часто цементированных, железистых или железисто-алюминиевых корок и конкреций в верхней части ферраллитных профилей в условиях сезонно-влажного тропического климата (Birkeland, 1984; White, 2006).

Термин происходит от латинского later — «кирпич», так как в ряде регионов (особенно в Индии и Юго-Восточной Азии) этот материал издавна использовали для изготовления строительных кирпичей. Латеритные корки легко резались на блоки в сыром состоянии, а после высыхания на воздухе становились твёрдыми, как камень (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Важно подчеркнуть: латеритизация — это не самостоятельный процесс, а скорее частный случай и завершающая стадия ферраллитизации в условиях периодического пересыхания профиля. Если ферраллитизация — это накопление оксидов Fe и Al в рыхлой, нецементированной форме, то латеритизация — это их уплотнение и цементация в результате периодического высыхания и (в ряде случаев) последующего переотложения (White, 2006; Birkeland, 1984).

В современной почвенной терминологии термин «латерит» часто заменяется более точными понятиями: «плинтит» (plinthite — для мягкого, нецементированного железистого материала, который может отвердевать при высыхании) и «петроплинтит» (petroplinthite — для уже отвердевшего, цементированного материала) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Отличие латеритизации от ферраллитизации

Поскольку эти два процесса тесно связаны, важно провести между ними чёткое различие (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

Механизм латеритизации: три стадии

Латеритизация — это многостадийный процесс, в котором участвуют как химические, так и физические факторы (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

Морфологические формы латеритизации

Латеритные образования могут иметь различные морфологические формы (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

1. Плинтит (мягкая форма): Мягкий, нецементированный, железисто-глинистый материал, который при высыхании становится твёрдым и необратимо отвердевает при повторном увлажнении. В полевых условиях его можно резать ножом, но после высушивания он становится твёрдым, как камень. Плинтит часто встречается в виде пятен, жилок или отдельных скоплений в матриксе почвы. Важно: в современной классификации плинтит (plinthite) — это диагностический материал, который может отвердевать при высыхании, но сам по себе ещё не является твёрдой коркой (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

2. Петроплинтит (твёрдая форма): Это уже отвердевший, цементированный плинтит. Он образует сплошные слои, панцири или корки мощностью от нескольких сантиметров до нескольких метров. Петроплинтит часто имеет ноздреватую, пемзовидную структуру — внутри него видны пустоты, оставшиеся после вымывания растворимых веществ. На поверхности он может быть покрыт глазурью (тонким блестящим слоем) — результатом испарения и переотложения железистых соединений.

3. Пизолиты (конкреции): Это мелкие (0,5–5 см) округлые или овальные конкреции, состоящие из слоистого железистого материала. Они часто встречаются в верхней части ферраллитных профилей и могут образовывать «пизолитовый горизонт», напоминающий по внешнему виду грозди винограда. Пизолиты образуются при многократном переотложении Fe-соединений вокруг центрального ядра (Birkeland, 1984).

4. Латеритная броня: Сплошная, очень твёрдая, часто мощная (до нескольких метров) корка, покрывающая поверхность древних поверхностей выравнивания. Она может быть однородной (массивной) или слоистой (состоящей из чередующихся тёмных и светлых прослоек, отражающих периоды увлажнения и высыхания) (White, 2006).

Условия, способствующие латеритизации

Для образования латеритных корок необходимо сочетание нескольких условий (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Жаркий климат с чередованием влажного и сухого сезонов. Осадки должны быть достаточными для интенсивного выветривания (ферраллитизации), но сухой сезон должен быть достаточно продолжительным для испарения и капиллярного подъёма солей.

2. Близкое залегание грунтовых вод или водоупора. Капиллярный подъём солёных вод из нижних горизонтов (или из грунтовых вод) — основной механизм концентрации Fe и Al в верхней части профиля. Поэтому латеритные корки часто приурочены к зонам с неглубоким залеганием грунтовых вод или к водоупорным горизонтам.

3. Базовый (основной) или нейтральный состав материнской породы. Породы, богатые железом (базальты, габбро, основные гнейсы), более склонны к латеритизации, так как они поставляют больше Fe. На кислых породах (граниты) латеритизация тоже возможна, но корки обычно тоньше и менее выражены.

4. Стабильный тектонический режим. Латеритные корки формируются только на очень древних, стабильных поверхностях, не затронутых эрозией или тектоническими движениями в течение миллионов лет.

5. Хороший дренаж (но не избыточный). Застой воды (как при оглеении) препятствует латеритизации, так как приводит к восстановлению и выносу Fe. Оптимальны условия сезонно-переменного увлажнения.

Диагностические признаки латеритизации в профиле

Латеритные образования имеют характерные черты (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

1. Наличие плотной, твёрдой корки (панциря) в верхней части профиля или на поверхности. Корка часто имеет ржаво-бурый, красно-коричневый или тёмно-красный цвет.

2. Ноздреватая (пемзовидная) структура. Внутри корки видны многочисленные пустоты, оставшиеся после вымывания растворимых веществ (кремнезёма, солей). На воздухе пустоты часто заполнены вторичными минералами.

3. Наличие пизолитов и других конкреций в рыхлой матрице над или под коркой.

4. Характерная слоистость. Нередко корки имеют горизонтальную или наклонную слоистость, отражающую последовательные эпизоды накопления и цементации.

5. Резкая граница с нижележащим рыхлым материалом. Под коркой часто находится более светлый, обесцвеченный (кремнезёмистый или глинистый) горизонт, обеднённый железом.

6. Отсутствие признаков оглеения (сизых оттенков) в самой корке, хотя под ней могут быть признаки сезонного переувлажнения.

Латеритизация и эволюция ландшафтов

Латеритные корки играют важную роль в геоморфологической эволюции тропических регионов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• Броня от эрозии. Латеритная корка защищает нижележащие породы от эрозии, поэтому на вершинах плато и холмов часто сохраняются мощные латеритные панцири, тогда как склоны, лишённые этой защиты, глубоко расчленены.

• Инверсия рельефа. В некоторых случаях латеритные корки, образовавшиеся в понижениях (где скапливались воды), после поднятия территории оказываются на вершинах холмов, а более мягкие породы вокруг них размываются. Так формируется обращённый рельеф (инверсионные останцы).

• Палеоклиматический индикатор. Наличие латеритных корок в настоящее время в регионах с иным климатом (например, в умеренном поясе) указывает на прошлые (палеогеновые, неогеновые) периоды влажного тропического климата. Это важные палеопочвенные индикаторы (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Латеритизация и другие процессы

Латеритизация тесно связана с ферраллитизацией, но может также сочетаться с другими процессами (White, 2006; Birkeland, 1984):

• С оглеением: При сезонном переувлажнении нижней части профиля на ферраллитных почвах развивается оглеение, а в верхней — латеритизация. В результате формируются «мраморовидные» (пятнистые) латеритные профили, где красные, окисленные участки чередуются с серыми, восстановленными.

• С лессиважем: В некоторых древних профилях латеритные корки могут быть перекрыты более молодыми осадками, на которых развиваются лессивированные почвы. Тогда в профиле наблюдается два цикла (бисолюм): нижний — древний латеритный, верхний — современный (Birkeland, 1984).

• С карбонатизацией: В семиаридных регионах на латеритных корках могут накапливаться карбонаты, цементируя их дополнительно.

Экологическое и агрономическое значение

Латеритные корки (петроплинтиты) оказывают преимущественно негативное воздействие на землепользование (Eash et al., 2016; Weil, 2017; White, 2006):

Отрицательные аспекты:

• Непригодность для земледелия. Твёрдая корка практически не проницаема для корней, воды и воздуха. Такие почвы считаются непригодными для сельскохозяйственного использования без применения тяжёлой техники для разрушения корки.

• Затруднение строительства. Латеритные корки создают проблемы при строительстве дорог, фундаментов, так как они очень твёрдые, но при этом (в отличие от скальных пород) могут быть нестабильными при увлажнении.

• Образование водоупора. Даже если корка не сплошная, она может создавать водоупор, вызывая верховодку и оглеение выше по профилю.

Положительные аспекты:

• Строительный материал. В некоторых регионах латеритный материал используется для изготовления кирпичей (в сыром виде он легко режется, а после высыхания становится очень прочным). Это традиционный строительный материал в Индии, Африке, Юго-Восточной Азии.

• Добыча руды. В некоторых случаях латеритные корки обогащены алюминием (бокситы) или железом (железные руды) и служат объектами добычи полезных ископаемых.

Латеритизация в современных условиях

Важно понимать, что большинство латеритных корок сформировались в прошлые геологические эпохи — преимущественно в палеогене и неогене (от 5 до 65 млн лет назад), когда климат был более тёплым и влажным, чем в настоящее время (Birkeland, 1984; White, 2006). Эти корки являются реликтовыми палеопочвами. Современное латеритообразование в ряде регионов (например, в некоторых районах Амазонии, Центральной Африки, Юго-Восточной Азии) всё ещё происходит, но гораздо медленнее.

Таким образом, латеритизация — это не только современный, но и исторический (реликтовый) процесс, который служит важным индикатором для реконструкции палеоклиматов и палеогеографии (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Географическое распространение

Латеритные корки и плинтитовые почвы широко распространены (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

• Тропическая Африка: Обширные латеритные панцири на плато Западной, Центральной и Восточной Африки (например, в Гвинее, Кот-д'Ивуаре, Гане, Камеруне, на плато Йоруба в Нигерии).
• Южная Америка: Бразильское плоскогорье, Гвианское нагорье (латеритные корки на древних поверхностях выравнивания).
• Индостан: Деканское плоскогорье, особенно на базальтовых траппах (классические латериты Индии).
• Юго-Восточная Азия: Таиланд, Лаос, Вьетнам, Камбоджа, Индонезия (на древних поверхностях, особенно на основных породах).
• Австралия: Северные и восточные районы (Квинсленд, Северная Территория, Западная Австралия).
• Вне тропиков: Реликтовые латеритные корки встречаются и в умеренном поясе (например, в Европе — в районе Массива Централь во Франции, на юге Англии, в Германии (Айфель, Вестервальд) — как свидетельство тёплых палеогеновых периодов) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Классификация почв с признаками латеритизации

В современных классификационных системах термины «латерит» и «латеритизация» используются ограниченно (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014):

• В WRB: Выделяются Plinthosols — почвы, имеющие плинтитовый горизонт (plinthic horizon) в пределах 50 см от поверхности. Этот горизонт содержит > 15% (по объёму) плинтитового материала, который может отвердевать при высыхании. При наличии петроплинтитового горизонта (petroplinthic) — уже отвердевшего, цементированного — почва относится к Petric Plinthosols (IUSS Working Group WRB, 2014).

• В Soil Taxonomy: Выделяются Plinthic subgroups в различных порядках (Ultisols, Oxisols, Alfisols) — для почв с плинтитовыми включениями. При наличии сплошного петроплинтитового горизонта почвы классифицируются как Petroplinthic (Buol et al., 2011).

Таким образом, современная классификация отходит от термина «латерит» в пользу более точных и диагностически строгих понятий «плинтит» (неотвердевший материал) и «петроплинтит» (отвердевший).

Определение и сущность процесса

Турбация (от лат. turbatio — «перемешивание», «взбалтывание») — это процесс механического перемешивания почвенного материала, приводящий к нарушению исходной горизонтации, смешению веществ из разных горизонтов и, в ряде случаев, к образованию специфических текстур и структур (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984).

В отличие от большинства других элементарных почвообразовательных процессов, которые создают горизонты (дифференцируют профиль), турбация — это процесс разрушающий (гомогенизирующий). Она работает против направленной дифференциации, смешивая то, что было разделено (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Важно понимать: турбация — это не один процесс, а целая группа процессов, объединённых общим признаком — перемешиванием. Именно поэтому в почвоведении говорят не об одном процессе, а о типах турбации (криотурбация, биотурбация, аргиллитурбация и др.) (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984).

Принципиальное различие: процесс-«разрушитель»

Турбацию часто противопоставляют процессам-«созидателям» (гумификации, лессиважу, подзолообразованию, ферраллитизации). Однако это противопоставление не абсолютно: в некоторых случаях турбация может способствовать образованию специфических горизонтов (например, криотурбация создаёт характерные текстуры в криосолях, а биотурбация — кротовины) (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984).

Основные типы турбации

В зависимости от агента, вызывающего перемешивание, выделяют несколько основных типов турбации (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

Морфологические признаки турбации

Турбация оставляет в профиле характерные, легко диагностируемые признаки (White, 2006; Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018):

1. Нарушение горизонтации: Границы между горизонтами становятся нечёткими, волнистыми, языковидными или полностью исчезают.

2. Наличие включений: В одном горизонте появляются включения материала из других горизонтов — кротовины, червоточины, затеки гумуса вниз по трещинам, крупные обломки породы на поверхности (при криотурбации) (Weil, 2017).

3. Специфические структуры:

• Сликенсайды — гладкие, блестящие поверхности скольжения.
• Гилгай — микробугры и микрозападины.
• Каменные полигоны и пятна — при криотурбации.
• Трещины усадки — характерны для аргиллитурбации (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

4. Однородность по глубине: В сильно турбированных почвах (например, в вертисолях) профиль может быть гомогенным — без чётких горизонтов, с однородной окраской и текстурой на всю глубину.

Взаимосвязь турбации с другими ЭПП

Турбация редко действует изолированно. Она часто:

• Маскирует или уничтожает следы других процессов (например, криотурбация может разрушить горизонты, созданные лессиважем).
• Способствует развитию других процессов (например, биотурбация ускоряет гумификацию, перемешивая органику с минеральной частью; трещины при аргиллитурбации обеспечивают пути для движения воды и развития оглеения).
• Определяет облик многих почв, особенно в экстремальных условиях — в холодных регионах (криотурбация — ведущий процесс в криосолях), в засушливых регионах (аргиллитурбация — ведущий процесс в вертисолях) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Экологическое и агрономическое значение турбации

Турбация оказывает двойственное влияние на почвенное плодородие (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Foth, 1990):

Положительные аспекты:

• Биотурбация улучшает аэрацию, дренаж, перемешивание органики с минеральной частью, что ускоряет гумификацию и повышает плодородие.
• Аргиллитурбация (в вертисолях) может создавать глубокие трещины, через которые вода и корни проникают в нижние горизонты.
• Криотурбация (в тундровых почвах) способствует дренажу и перемешиванию на ограниченную глубину.

Отрицательные аспекты:

• Турбация может разрушать горизонты, созданные медленными процессами (например, лессиважем), что снижает дифференциацию и, возможно, способность почвы удерживать питательные элементы.
• Аргиллитурбация в вертисолях приводит к затруднению обработки (почвы липкие, тяжёлые, с низкой несущей способностью).
• Криотурбация в тундровых регионах делает почвы непригодными для большинства сельскохозяйственных культур из-за крайне короткого вегетационного периода и суровых условий.

Определение и сущность процесса

Биотурбация (от греч. bios — «жизнь» и лат. turbatio — «перемешивание») — это процесс механического перемешивания и перераспределения почвенного материала под действием живых организмов — почвенной фауны, микроорганизмов и корневых систем растений (Birkeland, 1984; White, 2006).

Биотурбация является частным случаем турбации, но выделяется в самостоятельный ЭПП из-за своей исключительной роли в почвообразовании. Если другие типы турбации (криотурбация, аргиллитурбация) действуют в специфических условиях (холод, глинистые почвы), то биотурбация — это универсальный процесс, протекающий в любой почве, где есть жизнь (а жизнь есть практически везде) (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018).

Биотурбацию образно называют «биологической мешалкой» почвы. Она не только перемешивает, но и:

• Изменяет структуру и пористость.
• Перераспределяет органическое вещество.
• Ускоряет или замедляет другие ЭПП.
• Создаёт уникальные микроучастки с особыми свойствами.

Как отмечает Уайт (White, 2006), «биотурбация — один из самых мощных и повсеместных процессов, формирующих облик почвенного профиля, особенно в верхних горизонтах».

Главные агенты биотурбации

Биотурбация осуществляется разнообразными организмами. Разделим их на основные группы (Birkeland, 1984; Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

Механизмы биотурбации: как организмы перемешивают почву

Биотурбация осуществляется через несколько механизмов (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Пропускание почвы через пищеварительный тракт (черви, насекомые, некоторые позвоночные). Это приводит к:

• Изменению структуры и агрегации.
• Обогащению почвы органическими и минеральными компонентами (копролиты).
• Гомогенизации материала (черви могут полностью «перелопатить» верхние 20–30 см почвы за 5–10 лет).

2. Вынос материала на поверхность (муравьи, термиты, грызуны). Это приводит к:

• Инверсии профиля (материал из нижних горизонтов оказывается на поверхности).
• Обогащению верхней части профиля компонентами из глубины (карбонаты, глина, питательные элементы).

3. Создание ходов и каналов (все группы). Это приводит к:

• Увеличению макропористости, улучшению дренажа и аэрации.
• Созданию путей для перемещения воды, корней, микроорганизмов.
• Формированию вторичных каналов, которые могут заполняться материалом из других горизонтов (кротовины).

4. Перемешивание при ветровале (деревья). Это приводит к:

• Полной или частичной инверсии профиля.
• Образованию микрорельефа (западины и бугры).
• Запуску нового цикла почвообразования (на обнажённом нижнем материале).

Морфологические признаки биотурбации

Биотурбация оставляет в профиле характерные, легко распознаваемые признаки (White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

1. Копролиты (катышки): Округлые или овальные агрегаты, состоящие из переработанной почвы, часто с гладкой, блестящей поверхностью. Это классический признак деятельности дождевых червей. Встречаются в верхнем (A) и переходном (AB) горизонтах.

2. Кротовины (crotovinas): Заполненные более тёмным (часто гумусированным) материалом вертикальные или наклонные каналы, пересекающие нижележащие горизонты. Это следы деятельности грызунов или червей (Birkeland, 1984; White, 2006).

3. Муравейники и термитники: Крупные (от десятков см до нескольких метров) холмики, сложенные материалом из нижних горизонтов, часто хорошо заметные на поверхности.

4. Нарушенная горизонтация: Нечёткие, «размытые» границы между горизонтами; в некоторых случаях — полное исчезновение горизонтов (биотурбированные почвы часто имеют гомогенный вид, особенно в верхней части) (Weil, 2017).

5. Структурные агрегаты: Обильная зернистая и ореховатая структура (результат копролитной деятельности), часто с высоким содержанием органического вещества.

6. Макропоры: Многочисленные ходы, заполненные рыхлым материалом или корнями, хорошо видные в профиле.

Биотурбация и другие ЭПП: взаимовлияние

Биотурбация редко действует изолированно. Она активно взаимодействует с другими процессами (Birkeland, 1984; White, 2006):

• С гумификацией: Биотурбация ускоряет гумификацию, перемешивая органический опад с минеральной частью и облегчая доступ микроорганизмов к субстрату. Это один из ключевых факторов формирования мюлля (Weil, 2017).

• С лессиважем: Биотурбация может препятствовать лессиважу, разрушая глинистые плёнки (кутаны) на гранях структурных отдельностей. Чем активнее биотурбация, тем слабее выражен Bt-горизонт (Scheffer et al., 2018).

• С подзолообразованием: В кислых, бедных почвах, где мало червей и другой фауны, биотурбация минимальна, что способствует развитию подзолообразования. Наоборот, в нейтральных, богатых почвах активная фауна «гасит» подзолообразование (White, 2006; Birkeland, 1984).

• С оглеением: Ходы червей и корней — пути для поступления кислорода вглубь, что препятствует развитию оглеения в верхней части профиля (Foth, 1990).

• С карбонатизацией: Термиты и муравьи могут выносить карбонаты из нижних горизонтов на поверхность, способствуя их перераспределению и накоплению (Birkeland, 1984).

Роль биотурбации в эволюции почв: «биологическое перемешивание»

Биотурбация — это фактор эволюции многих почв. В экосистемах с активной фауной (прерии, степи, влажные тропические леса) биотурбация может быть доминирующим фактором формирования почвенного профиля (White, 2006; Birkeland, 1984).

• В прериях Северной Америки и в евразийских степях активность червей, грызунов и муравьёв привела к формированию мощных, гомогенных, тёмноцветных чернозёмов, где биотурбация «смазала» следы лессиважа и других процессов (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

• В тропических почвах (особенно на древних поверхностях) термиты и муравьи на протяжении миллионов лет полностью «перелопачивали» профиль. Это одна из причин слабой дифференциации многих тропических почв (Oxisols, Ferralsols) — биотурбация гомогенизирует материал, нивелируя горизонты, созданные другими процессами (White, 2006; Birkeland, 1984).

Влияние биотурбации на плодородие

Биотурбация оказывает преимущественно положительное влияние на плодородие (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Foth, 1990):

• Улучшает структуру: Копролиты червей и других животных — основа водопрочной агрегации, что повышает пористость, аэрацию и водопроницаемость.

• Ускоряет круговорот питательных элементов: Благодаря перемешиванию органического вещества с минеральной частью ускоряется его разложение и высвобождение элементов питания (N, P, K, Ca, Mg) в доступной для растений форме (Eash et al., 2016).

• Повышает влагоёмкость: Увеличение содержания органического вещества и улучшение структуры способствуют накоплению влаги.

• Противодействует уплотнению: Ходы и поры, созданные животными, повышают устойчивость почвы к уплотнению.

Однако в некоторых случаях биотурбация может иметь и негативные последствия:

• Нарушение структуры при чрезмерной активности (например, при массовом размножении дождевых червей может происходить избыточное разрыхление и даже «разжижение» почвы).
• Вынос на поверхность бедных, кислых или токсичных материалов (например, в некоторых регионах — сернокислых солей, богатых алюминием) (Weil, 2017).

Человек как «биотурбатор»

Человеческая деятельность — это особый тип биотурбации, иногда называемый антропотурбацией (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984):

• Вспашка: Полностью переворачивает и перемешивает верхние 20–30 см, создавая Ap-горизонт (пахотный). Это самый интенсивный и масштабный вид биотурбации (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

• Мелиорация: Осушение, орошение, внесение удобрений, изменение растительности — всё это влияет на активность почвенной фауны (например, осушение болот резко сокращает численность червей и других гидробионтов).

• Интродукция видов: Внесение чужеродных видов (например, дождевых червей в североамериканские леса, где они были истреблены ледниками) кардинально меняет ход биотурбации и, следовательно, почвообразования (Weil, 2017).

Эволюционное значение: биотурбация и глобальные циклы

Биотурбация оказывает влияние не только на локальные почвенные процессы, но и на глобальные циклы:

• Углеродный цикл: Ускорение разложения органики при биотурбации увеличивает эмиссию CO₂ из почвы. Однако одновременно биотурбация способствует закреплению углерода в форме стабильных гумусовых веществ (Weil, 2017).

• Биогеохимические циклы: Перемешивание вещества ускоряет выветривание, высвобождение элементов питания и их вовлечение в биологический круговорот (White, 2006).

• Климат: Изменение альбедо (цвета, структуры поверхности) под влиянием биотурбации может влиять на локальный климат (например, муравейники и термитники темнее окружающей почвы, что повышает их температуру) (Birkeland, 1984).

Биотурбация и классификация почв

В системах классификации биотурбация учитывается:

• В WRB: Выделяются «vermik» (от лат. vermis — «червь») qualifiers для почв с выраженной деятельностью червей (например, Vermic Chernozem, Vermic Phaeozem) (IUSS Working Group WRB, 2014).

• В Soil Taxonomy: Используются термины «bioturbated» и «vermic» для подгрупп (Buol et al., 2011).

• В немецкой классификации: Биотурбация учитывается при выделении Axh (Wurmhumus) — горизонта с выраженной деятельностью червей (Scheffer et al., 2018).

Введение: почему мы не можем рассматривать процессы изолированно

В предыдущих разделах мы подробно разобрали каждый из основных элементарных почвообразовательных процессов (ЭПП) в отдельности. Это было необходимо, чтобы понять сущность, механизмы и диагностические признаки каждого из них. Однако в природе, в реальном почвенном профиле, эти процессы никогда не действуют изолированно (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Как писал Рой Саймонсон (Simonson, 1978), «почва — это результат одновременного или последовательного действия множества процессов, которые могут как усиливать, так и ослаблять друг друга». Именно сочетание, последовательность и относительная интенсивность ЭПП определяют, какой именно почвенный тип сформируется на данном участке.

В этом заключительном разделе мы рассмотрим три основных типа взаимодействия ЭПП (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Последовательное действие (сукцессия) — процессы сменяют друг друга во времени.

2. Пространственное совмещение (наложение) — процессы действуют одновременно, но в разных частях профиля или ландшафта.

3. Конкуренция и синергия — процессы либо подавляют, либо усиливают друг друга.

1. Последовательное действие процессов (сукцессия)

Многие почвы формируются в результате смены доминирующих процессов во времени. Это особенно характерно для:

• Длительных периодов почвообразования (десятки тысяч — миллионы лет).
• Изменения климата (например, переход от гумидного к аридному или наоборот).
• Изменения растительности (смена леса степью или наоборот).

2. Пространственное совмещение процессов

В одном и том же профиле различные ЭПП могут действовать одновременно в разных горизонтах (Birkeland, 1984; Weil, 2017):

• Верхняя часть (A, E): Гумификация (накопление органики), подзолообразование (вынос Fe, Al) или лессиваж (вынос глины).
• Средняя часть (B): Иллювиация — накопление того, что вынесено из верхних горизонтов (глина — при лессиваже, Fe/Al-гумусовые комплексы — при подзолообразовании, карбонаты — при карбонатизации).
• Нижняя часть (C): Выветривание материнской породы, иногда карбонатизация или засоление.

Например, в дерново-подзолистой почве одновременно происходят:

• Гумификация в верхнем горизонте (А).
• Подзолообразование (Е → вынос Fe, Al; Bs → накопление).
• Оглеение (при избыточном увлажнении в нижней части) (Scheffer et al., 2018).

3. Взаимное влияние процессов: конкуренция и синергия

4. Педогенные пороги: смена доминирующего процесса

Важное понятие в почвоведении — «педогенный порог» (англ. pedogenic threshold). Это момент, когда накопление одного процесса приводит к кардинальной смене доминирующего процесса (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Примеры:

1. Карбонатный порог: Пока в почве есть карбонаты, доминирует карбонатизация. Как только карбонаты выщелочены, активизируется лессиваж (или подзолообразование). Это резкая смена (Birkeland, 1984).

2. Кислотный порог: При снижении pH ниже 5,0–5,5 лессиваж сменяется подзолообразованием — глина начинает разрушаться, а не просто перемещаться (White, 2006).

3. Гидроморфный порог: При длительном переувлажнении (подъём грунтовых вод) окислительные процессы (ферраллитизация, лессиваж) сменяются оглеением (восстановление Fe) (Scheffer et al., 2018).

Эти пороги — важные рубежи в эволюции почвы, которые необходимо учитывать при классификации и прогнозировании изменений (Birkeland, 1984).

5. Климатическая зональность и доминирующие процессы

В разных климатических зонах доминируют разные ЭПП (Foth, 1990; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

(Birkeland, 1984; Weil, 2017; White, 2006)

6. Примеры сочетания процессов в конкретных почвенных типах

7. Временной аспект: эволюция во времени

Очень важно понимать, что сочетание процессов может меняться во времени. Почва — это динамическая система, которая эволюционирует (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Пример эволюции на лёссовой породе (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018):

• 0–100 лет: Гумификация (начало накопления органики), выщелачивание карбонатов.
• 100–1000 лет: Гумификация усиливается, появляются первые признаки лессиважа (тонкие глинистые плёнки).
• 1000–10 000 лет: Лессиваж становится доминирующим, формируется Bt-горизонт; карбонатизация смещается вниз.
• 10 000–100 000 лет: При смене растительности (хвойный лес) начинается подзолообразование, которое постепенно замещает лессиваж.
• >100 000 лет: При изменении климата (похолодание) может добавиться криотурбация (в перигляциальных условиях) или оглеение (при подтоплении).

Таким образом, профиль современной почвы — это «палимпсест», на котором записаны следы различных процессов, действовавших в разное время (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

8. Практическое значение знания о совместном действии ЭПП

Для агронома, почвоведа, эколога и землеустроителя понимание совместного действия ЭПП имеет ключевое значение (Eash et al., 2016; Weil, 2017):

1. Прогнозирование изменений: Зная доминирующие процессы, можно предсказать, как почва будет меняться при изменении условий (например, при осушении, орошении, известковании, внесении удобрений).

2. Диагностика проблем: Понимание сочетания процессов помогает диагностировать деградацию (например, засоление + осолонцевание; подзолообразование + оглеение) и выбирать правильные методы мелиорации.

3. Классификация почв: Современные системы классификации (WRB, Soil Taxonomy) основаны на диагностических горизонтах, которые являются результатом определённых сочетаний ЭПП. Знание этих сочетаний облегчает понимание классификации (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

4. Оптимизация землепользования: Разные сочетания процессов формируют почвы с разным плодородием. Зная это, можно подбирать наиболее эффективные системы земледелия и лесоводства (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

Заключение: от «кирпичиков» к зданию

Итак, мы рассмотрели 14 элементарных почвообразовательных процессов — тех самых «кирпичиков», из которых «строится» любая почва. Мы увидели, что:

• Каждый процесс имеет свою сущность, механизм и диагностические признаки.
• В реальном профиле процессы действуют совместно — последовательно, одновременно или в конкуренции.
• Сочетание процессов определяет тип почвы, её свойства и плодородие.
• Понимание ЭПП — это ключ к классификации, диагностике и рациональному использованию почв.

Теперь, когда мы знаем «кирпичики», в следующей лекции мы сможем перейти к «архитектуре» — тому, как из этих кирпичиков складываются различные почвенные типы в разных климатических зонах и ландшафтах.