1968. Для метасоматических пород. Эти методы дают большую точность и детальность, но также требуют признания изообъемности развития профиля.

Методы баланса веществ основаны на расчете тем или иным способом полного баланса каких-либо ком­понентов во всех горизонтах профиля и в профиле в целом. Из них наибольший интерес представляет ме­тод Баршада (Barshad, 1955, 1959), использованный в работах Н. А. Полузерова (1968, 1970) и критически рассмотренный Брюэром (Brewer, 1964), высказавшим большие сомнения о его надежности

.

В своем методе Баршад использует в качестве ста­бильных компонентов содержание Si0₂ или А1₂Оз не во всей почвенной массе, а во фракции >0,001 мм и рассчитывает образование глинистых минералов из неглинистых либо их перемещение между горизонта­ми на основе признания неизменного состава мате­ринской породы.

Первоначально по уравнению (25) рассчитывается вес образованных во всем профиле глинистых мине­ралов C_f и вес выветренных во всем профиле неглини­стых минералов NC_t, т. е. накопление глинистого мате­риала в граммах и потерю неглинистого материала в граммах. Количество образованных в n-ном горизон­те глинистых минералов С_{п затем рассчитывается по уравнению

C_fn=^-*^- , (30)

⁷ А'С/ 1

где С_(п — количество в граммах глинистого материала, образованного при выветривании неглинистого ма­териала NC_ln, NC_In — потеря в граммах неглинисто­го материала в n-ном горизонте также рассчитана по формуле (22).

Вес материнской породы, который пошел на обра­зование каждого горизонта, определен по уравнению (16), из которого можно рассчитать вес глинистого ма­териала, первоначально имевшегося в каждом гори­зонте (С₀), и вес глинистого материала, имеющегося в каждом горизонте (С_п). Далее, можно определить ко­личество перемещенного из горизонта п глинистого материала C_/mn по уравнению

С1тп ~ Со ~ С_п. pjj

Предполагается, что скорость выветривания во всех горизонтах профиля одинакова, что отток про­дуктов выветривания в раствор во всех горизонтах одинаковый, что вновь образованный глинистый мате­риал не мигрирует за пределы профиля (ни вертикаль­но, ни латерально), что глинистое вещество не сегреги­руется в более грубые частицы (агрегаты, конкреции). Все эти предположения, конечно, достаточно условны для реального почвообразования.Более простой балансовый метод, также основан­ный на использовании критерия стабильных компо­нентов, был применен при расчете почвенного профи­ля в 1939 г. А. А. Роде и И. Д. Седлецким, а позднее А. А. Роде и И. М. Рашевской (1968), П. Кундлером

1968. и А. А. Роде (1971). Метод сводится к подсчету запасов всех компонентов почвы, в том числе и ста­бильных компонентов в каждом горизонте на всю его толщу на какой-то произвольно выбранной площади, например 1 м², по уравнению

(32)

где О_п — запас в кг/м² компонента в n-ном слое, h_n — мощность п-ного слоя в см, D_n — объемный вес п-ного слоя в г/см³, Р_п — процентное содержание компонента в n-ном слое.

После этого, исходя из гипотезы неподвижности стабильного компонента, подсчитывают исходный за­пас каждого компонента в каждом горизонте по фор­муле

О"

О

(33)

' = о * —

Ни ир _п„ , Up

где 0'_п — исходный запас компонента в n-ном горизон­те, О_р — запас компонента в слое материнской по­роды произвольной мощности, 0"_Р — запас стабиль­ного компонента в том же слое породы и Q"_n — за­пас стабильного компонента в n-ном слое, для которого ведется расчет.

Потеря (или прибавка) компонента ДО в каждом слое найдется согласно уравнению:

A

(34)

Q=Q'_n - Q_a.

Как и остальные основанные на гипотезе стабиль­ного компонента приемы, этот метод имеет те же са­мые ограничения, но отличается простотой и потому предпочтительнее других, имея в виду малую точность и надежность всех подобных расчетов.

Методы микроморфологической оценки в шлифах были разработаны и охарактеризованы Кубиеной(Kubiena, 1938, 1967), Е. Н. Парфеновой и Е. А. Яридо- вой (1962), Брюэром (Brewer, 1964) и использованы многими исследователями. Существо этой оценки сво­дится к определению и количественному (по относи­тельной площади в шлифе) измерению содержания в том или ином горизонте вмытого глинистого вещест­ва при последующем сопоставлении по этому показа­телю горизонтов профиля между собой и с материн­ской породой. Ограниченность этого метода связана с трудностью различения вмытой глины от образован­ной на месте в том же горизонте, хотя кое-какие пока­зания для этого и имеются.

Важно подчеркнуть, что генетическая интерпрета­ция результатов изучения дифференциации профиля почвы любым из описанных методов должна прово­диться с большой осторожностью и лучше всего на ба­зе нескольких параллельно использованных методов.

Существенное различие существует при оценке сте­пени дифференциации почвенного профиля по данным химического анализа, с одной стороны, и механическо­го и минералогического анализов — с другой. Если в от­ношении компонентов химического состава, т. е. атомов тех или иных элементов, входящих в различные соеди­нения, мы можем спокойно говорить о перераспределе­нии между горизонтами, выносе или накоплении, по­скольку атомы элементов не создаются и не уничтожа­ются в процессе почвообразования, а лишь переходят из одних соединений в другие (ничтожные по объему реак­ции радиоактивного распада можно не принимать во внимание, особенно для короткоживущих изотопов), то в отношении почвенных минералов или механичес­ких фракций этого сказать нельзя. Аккумуляция глины или какого-либо вторичного минерала в каком-либо го­ризонте почвы, обнаруженная одним из приведенных методов, еще ничего не говорит об их перемещении из других горизонтов, так как они могли образоваться в этом же горизонте из продуктов распада других мине­ралов. Для суждения о передвижении по профилю глин или минералов нужны дополнительные данные, в част­ности, данные микроморфологических исследований в шлифах.

Таким образом, рассчитывая дифференциацию про­филя по данным химического анализа, мы можем судить как о степени дифференциации, так и о характере пере­распределения веществ в профиле (вынос или аккуму­ляция веществ в отдельных горизонтах и в профиле в це­лом) , в то время как расчеты по данным минералогичес­кого или гранулометрического состава дают основание для суждения только о степени дифференциации про­филя, ничего не говоря о направленности процессов. Ес­тественно, наибольшая информация в целях генетичес­кой интерпретации профиля может быть получена при расчетах по всем трем видам анализов в комбинации с микроморфологическими исследованиями.

Выше были охарактеризованы типы строения поч­венного профиля по характеру соотношений генетичес­ких горизонтов и по характеру кривых распределения веществ в профиле. На основании количественных рас­четов типы профилей почв могут быть выделены и еще в одном плане — по степени дифференциации профиля.

Если говорить о степени дифференциации почвенно­го профиля в целом, имея в виду приближенное сопос­тавление всех известных почв между собой, то необхо­димо принять во внимание, во-первых, расчленение про­филя на генетические горизонты, а во-вторых, степень аккумуляции глины в тех или иных горизонтах профиля.

Содержание глины служит наиболее общим показа­телем степени дифференциации почв, так как: 1) глинис­тые частицы есть во всех почвах; 2) профиль может быть дифференцированным по глине и без ее вертикального перемещения; 3) если профиль дифференцирован, то он дифференцирован и по глине; 4) аккумуляция химичес­ких компонентов сопровождается всегда аккумуляцией глины, как и вынос соответственно; 5) дифференциация профиля по глине всегда сопровождается общей диффе­ренциацией на генетические горизонты, в то время как дифференциация по другим компонентам может и не со­провождаться общей дифференциацией (например, очень сильно дифференцированный солевой профиль по составу и количеству солей может быть встречен в мо­лодом аллювиальном солончаке, крайне слабо диффе­ренцированном на генетические горизонта).

Можно говорить о степени дифференциации поч­венного профиля по гумусу, карбонатам, водно-рас­творимым солям, гипсу, полуторным окислам и т. д., но в каждом из этих случаев имеется в виду частная, а не общая дифференциация профиля на генетичес­кие горизонты.

Определяя общую степень дифференциации поч­венного профиля, вычисляют отношение содержания илистых частиц в горизонте В к таковому горизонта А, причем профиль не обязательно должен быть элюви­ально-иллювиальным. Если горизонт А разделяется на подгоризонты, например на aj и А^, то для вычисления берут тот из них, который содержит минимум ила. Со­ответственно из подгоризонтов горизонта В берут тот, который содержит максимум ила, например В₂. Вычис­ление ведется по уравнению

_{s = (35)} p_a*d_a ¹ ’

где Рд — процентное содержание ила в горизонте А, Р_в — то же в горизонте В, D_A — объемный вес гори­зонта A, D_B — то же горизонта В, S — коэффициент дифференциации профиля.

Учет объемного веса горизонтов при этом обязате­лен, так как без учета различий в иорозности резуль­тат оказывается искаженным, поскольку будут срав­ниваться не реальные запасы, а относительные коли­чества ила.

В дифференцированных почвообразованием поч­вах величина показателя S всегда больше 1,0 либо лишь незначительно меньше единицы (минимум 0,7). Если величина S<0,7, то это результат исходной слоис­тости породы (например, суглинок на песке), и тогда расчет вообще невозможен. Как и все расчеты профи­ля, этот коэффициент применим только к почвам на исходно однородных материнских породах.

В соответствии с величиной показателя S почвы по степени дифференциации профиля в первом прибли­жении могут быть разделены на следующие группы (табл. 4).

1. Недифференцированные — горизонта В в профиле нет; профиль имеет строение АС или А—А/С—С.

2. Слабодифференцированные — S = 0,7— 1,3.

3. Среднедифференцированные — S= 1,3—1,6.

4. Сильнодифференцированные — S= 1,6 —2,0.

Резкодифференцированные — S>2,0.Степень дифференциации различных почв Слабодифференцированные

Среднедифференцированные

Бурая лесная почва (по Романовой и др., 1973)

Типичный чернозем (по Колосковой, 1970)

Светло-каштановая почва (по Вадюни- ной,1970)

Южный солонце­ватый чернозем

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Час­тицы <0,00 1 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Части­ цы <0,001 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Части­ цы <0,001 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Час­тицы <0,00 1 мм

Л, А,В, в, в2 В3С Cg

0,66 1,18 1,44 1,57 1,46

7,59 6,26 4,23 3,10 2,43 1,62

Ап А, А, АВ В вк

0,99 1,00 1,09 1,08 1,20 1,37

36,65 38,01 37,70 37,59 37,96 26,78

Ап Ап в, В2 С,

1,58 1,51 1,54 1,56 1,75

16,45 19,65 24,30 20,76 17,98

Ап А, В ВС ВС

1,12 1,29 1,37 1,44 1,51

46.1 56.1 52,9 51.7

В 2 S=0,9*(—-) Л

S=l,2*(-f~) и

я, ч S=l,4*(“-) Л

S=l,5*(-^-) П

Сильнодифференцированные

Резкодифференцированные

Дерново- среднеподзоли­стая почва

Серая лесная почва (по Шешуковой, 1960)

Дерново­сильноподзолистая почва (по Самойло­вой, 1969)

Лесостепная со- лодь (по Базиле­вич, 1967)

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Час­тицы <0,00 1 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Час­тицы <0,00 1 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Части­ цы <0,001 мм

Гори­ зонт

Объ­ ем­ ный вес

Час­тицы <0,00 1 мм

л, Л2 в, в2 Вз С

1,21 1,34 1,45 1,53 1,51 1,48

15,6 15,1 21,8 22,8 22,5 21,0

А, А]А2 в2 В2 Вз

1,26 1,31 1,38 1,34 1,44

35.4 40.0 55.5 58,8

Л Л2 В, В2 В3 С

1,22 1,43 1,56 1,53 1,49 1,51

9.36 17,60 13,90 12.40

А, а2 а2” в, в2 в3

0,76 0,93 1,63 1,47 1,45 1,55

20,9 18,2 50,8 43,0

г, S=l,8*(——) V

В2, S=l,9*(—-) V

В, S-3,6*(—) ^2

S=2,4*