Роль химиЧеского состава породы в процессе поЧвообразованиЯ

Роль породы как одного из почвообразующих факторов хорошо известна. А.А.Роде (1947) относил материнскую породу к факторам активным, поскольку она является не только источником веществ, из которых формируется почва, но и источником энергии - химической, поверхностной, тепловой. С проявлениями этой энергии связаны выветривание и новообразование минералов, а также степень дисперсности породы, обменная способность.

Еще в 1932 году Н.И.Соколов писал, что обменная способность почв стоит в строгой зависимости от материнской породы, наследуется почвой и изменяется в дальнейшем в ту или другую сторону в зависимости от типа почвообразования. Автор полагал, что обменная способность почв непосредственно зависит от обменной способности материнских пород как с количественной, так и с качественной стороны.

На наличие поглощающего комплекса в почвообразующих породах, содержащих коллоиды, указывал К.К.Гедройц (1955). Величина емкости катионного обмена разных пород весьма различна. В литературе приводятся следующие оценки поглотительной способности пород (в мг-экв на 100 г грунта): элювий гранита (Зауралье) - 17; элювий порфирита (Зауралье) - 22; элювий основных пород (Зауралье) - 28-31; элювий змеевиков (Зауралье) - 30-31; элювий пестроцветных продуктов выветривания (Зауралье) - 5-49; лесс - 9-30; каолинитовые глины - 3-9; глины Русской платформы - 8-39; монтмориллонитовые глины - 35-90; пески - 0,5-2; алеврито-песчаные покровные отложения Западной Сибири - 16; алевритовые глины покровных отложений Западной Сибири - 26; бурые делювиальные глины Зауралья - 24-31; бурые карбонатные глины и суглинки Зауралья - 26-45; покровные суглинки - до 30; мел 4-9; мергели 14-19 (Иванова, 1954; Лысенко, 1972; 1978; 1986; Горбунов, 1978; Молодцов, 1978; Самойлова, 1983; Ковалев, 1990).

Многочисленные исследователи подчеркивали связь ЕКО и других почвенных характеристик с составом почвообразующих пород (Александрова, 1934; Иванова, Полынцева, 1936; Сабашвили, 1936; 1948; Кудрин, Розанов, 1939; Иванова, 1947; Ломова, 1957; Градобоев, 1957; Свиридова, Удодова, 1969; Кулаков и др., 1969; Дюшофур, 1970; Комиссаров, 1972; Соколов и др., 1974; Гаель, Маланьин, 1977; Хабаров, 1979; Нвака, Воронова, 1980; Drake, Motto, 1982; Гагарина и др., 1987; Соколов, 1988; Nwadialo, 1990; Седов и др., 1992; Урусевская и др., 1992 и др.). Согласно Г.Иенни (1948), именно материнская порода обусловливает пространственное варьирование почвенных признаков в пределах данного типа. Т.А.Соколова (1964), И.Г.Побединцева (1969), Н.И.Котин и А.Г.Новикова (1969), М.П.Бабаханов и М.И.Кочубей (1980), А.Л.Люлинецкий (1985) в своих работах установили специфичность почвообразования на различных породах. Резкие отличия свойств изучаемых почв от зональных позволили авторам говорить о выделении этих своеобразных почв в особые генетические подразделения вплоть до типа.

Н.А.Ногина и Т.А.Роде (1959) изучали влияние на процессы почвообразования пород, обедненных щелочно-земельными катионами и обладающих потенциальной кислотностью. В работе установлена четкая зависимость различных почвенных показателей от состава материнских пород. Высокая кислотность, ненасыщенность основаниями, пониженное содержание гумуса и изменение его состава в почвах формирующихся на породах, обедненных щелочно-земельными катионами, позволили авторам также ставить вопрос об определении классификационного положения этих почв в позональном аспекте.

Согласно мнению В.А.Благообразова (1964), незначительное количество кальция, фосфора, калия в изученном гранитном массиве ставит его в более “северные” в геохимическом отношении условия, препятствуя развитию черноземов и степной растительности.

Н.И.Белоусова, В.В.Беркгаут, И.И.Васенев исследовали текстурно-дифференцированные почвы с осветленным горизонтом на траппах Сибири. Описанные почвы отличаются от сходных с ними европейских дерново-подзолистых, прежде всего, значительно более высокой емкостью поглощения, насыщенностью основаниями, высоким содержанием гумуса и тонкодисперсных фракций (Белоусова и др., 1989).

Специфичность почвообразования на основных породах была отмечена И.А.Соколовым. В Средней Сибири на суглинках и глинах основного состава развиты своеобразные почвы - грануземы. Они занимают “экологическую нишу”, аналогичную “экологической нише” глееподзолистых почв Восточно-Европейской равнины на суглинистых породах кислого состава, и также характеризуются повышенной емкостью катионного обмена (Соколов, Градусов, 1981; Соколов 1991).

В почвенной литературе была встречена только одна работа, содержащая мнение о незначительной роли породы в почвообразовательном процессе - статья И.Н.Антипова-Каратаева и И.Г.Цюрупы “О роли материнской породы в почвообразовании” (1963). Авторы пришли к выводу, что направленность и конечный итог почвообразования на гранитах (но, как подчеркнуто в работе, не на других породах) определяется в основном не составом исходного материала, а условиями среды. И.Н.Антипов-Каратаев и И.Г.Цюрупа исследовали почвы с нейтральной и даже щелочной реакцией, отсутствием обменного алюминия и значительной аккумуляцией кальция, магния и калия, сформированные на кислых породах. Возможное объяснение этому авторы видят в разном возрасте почв. Кроме этого можно добавить, что описанные почвы развиты в различных климатических областях на территории Зауралья, Северного Кавказа. Казахстана, Таджикистана, Франции, Болгарии, а граниты, являющиеся их материнскими породами, имеют значительные колебания в химическом составе. Так содержание кальция в них составляет от 0,57 до 2,46%, а магния - от 0,33 до 1,24%.

Особо следует отметить своеобразие почв на карбонатных породах. Известно, что характер и направление выветривания и почвообразования, их региональная закономерность нарушается присутствием карбонатов в исходном материале. На таких материнских породах встречаются наиболее плодородные почвы с высокими агрохимическими свойствами (Тихеева, 1932; Сабашвили, 1936; Паршевников, 1966; Крым, 1966; Гагарина, 1968; Кочкин, 1969; Рейнтам, 1971; Соколов и др., 1976). Вместе с тем, Г.Иенни (1948) и М.Чирич (1967) в своих работах отметили, что свойства и даже образование различных типов почв на известняках обусловлены, прежде всего, минералого-химическим составом примесей, содержащихся в породе в количестве, не превышающем в среднем 10%. Емкость катионного обмена почв на карбонатных породах также не связана непосредственно с содержанием карбонатов. Более того, согласно данным L.G.Shields и M.W.Meyer (1964), карбонаты, имеющие незначительную ЕКО, являются как бы “разбавителями” почв, уменьшающими их емкость катионного обмена пропорционально весу карбонатной фракции.

Резюмируя вышеизложенное, можно утверждать, что состав исходных материнских пород оказывает огромное влияние на свойства развивающихся на них почв. На богатых кальцием и магнием породах формируются почвы с высокой емкостью катионного обмена и большой степенью насыщенности почвенного поглощающего комплекса.

В ряде работ можно найти непосредственные указания на роль кальция и магния почвообразующих пород в формировании величины ЕКО почв. Л.Н.Александрова (1934) видела причину маломощности и своеобразия почвообразования на цветных глинах Зауралья в химизме породы (0,5-0,26% Са и 0,17-1,4% Мg). Бедность основаниями, главным образом кальцием, препятствует созданию “прочного, большой емкости поглощающего комплекса” (Александрова, 1934, с.44).

Н.И.Белоусова с соавторами (1991) сравнивает дерново-подзолистую почву на туфогенно-осадочных породах основного состава с дерново-подзолистой на кислых суглинках. Сходные по многим параметрам, они имеют различную емкость обмена. ЕКО почвы на породе, содержащей 3,01% СаО и 13,41% МgО, составляет около 35 мг-экв/100 г, а на суглинках с 1,19% СаО и 1,42% МgО - 20 мг-экв/100 г.

Согласно данным А.И.Ромашкевич (1972), более высокие значения емкости катионного обмена желтоземов Ленкорани по сравнению с ЕКО желтоземов Западной Грузии объясняются, в основном, тем, что породы Ленкорани содержат больше кальция и магния. Кроме того, опад лесов в Ленкорани в 2 раза богаче СаО и в 5-10 раз беднее Al₂О₃, чем опад лесов Западной Грузии.

С различным содержанием кальция в золе бамбука и крестовника, являющихся растениями-почвообразователями на о. Сахалин, связывает разницу в величинах ряда показателей почв (рН, ЕКО, содержание гумуса, степень насыщенности) В.В.Пономарева с соавторами (1971).

Большое значение в формировании почвенных свойств исследователями придается также зольному составу опада-подстилки лесной растительности. Максимальное количество кальция и магния содержат опад дубняка снытевого и липы (Вайчис, Руткаускас, 1970; Вайчис, 1970а; 1970б; Счастная, 1971). Вообще, согласно Ф.Дюшофуру (1970), лиственный опад богаче основаниями, чем хвойный, а степные и луговые злаки богаче лесного опада.

Помимо материнской породы и мертвого органического вещества, источником поступления в почву минеральных элементов могут служить атмосферные осадки. В дубравах Бельгии с дождями на поверхность почвы поступают кальций и калий в количестве, равном или превышающем их содержание в подстилке (Дюшофур, 1970).

Следует также заметить, что значительное количество Са и Мg может поступать в почвы с жесткими грунтовыми или поверхностными водами. В первую очередь это характерно для гидроморфных и пойменных почв. Вулканические почвы сейсмически активных областей могут пополняться свежим пирокластическим материалом, также приносящим дополнительное количество кальция и магния.

Однако главным и основным источником веществ в процессе почвообразования является материнская порода. Содержание Са и Мg в ней “играет существенную роль в эволюции почв” (Дюшофур, 1970, с.220). Первостепенное влияние количество кальция и магния оказывает на формирование емкости катионного обмена и ее величину.

Для объяснения исключительной роли кальция и магния, их влияния на величину ЕКО почв следует проследить участие этих элементов в процессе формирования носителей ЕКО.

Как уже отмечалось, емкость катионного обмена связана с содержанием в почвах гумуса и тонкодисперсных фракций, а в их составе - минералов, имеющих значительную емкость поглощения. Согласно Ф.Дюшофуру (1970), наиболее существенными факторами для образования гумуса являются условия дренажа и аэрации, а также химический состав материнской породы, а именно количество кальция. Тот факт, что почвы на богатых Са и Мg породах содержат больше гумуса, в основном гуматного состава, а образование гумусового горизонта идет быстрее и более устойчиво, чем на кислых породах, нашел подтверждение в работах многих авторов (Кононова, 1937; Кудрин, Розанов, 1939; Барановская, 1951; Соколова, 1964; Белоусова, Тонконогов, 1968; Манушева, 1970; Вайчис, 1970б; Лебедева, 1971; Горбунов, Орлов, 1977; Хабаров, 1979; Пономаренко и др., 1988; Багнавец, 1988; Урусевская и др., 1992). Установлено также, что процесс выветривания средних и основных пород происходит более быстро и полно и дает продукты, а следовательно и почвы, имеющие менее кислую реакцию и более тяжелый механический состав, чем выветривание пород кислого состава. Каолинитовые глины являются продуктами выветривания преимущественно кислых пород и образуются в условиях кислой реакции. Образование монтмориллонита происходит при затрудненном дренаже в условиях нейтральной реакции на породах основных, ультраосновных и карбонатных (Ломова, 1957; Соколова, 1964; Дюшофур, 1970; Горбунов, Дзядевич, 1975; Войкин, Фатьянов, 1976; Нвака, Воронова, 1980; Соколов, Градусов, 1981; Самойлова, 1983; Урусевская и др., 1992)⁴. Таким образом, образование в почве гумуса, тонкодисперсных фракций, минералов с высокой поглотительной способностью, являющихся носителями ЕКО, находится в прямой связи с содержанием кальция и магния в материнских породах.

Данные позволяют сделать вывод, что каждой первичной материнской породе, в зависимости от содержания в ней кальция и магния, соответствует почва со вполне определенной величиной максимально возможной емкости катионного обмена (Алябина, 1992; 1995; 1996). Содержание Са и Мg в почвообразующей породе является фактором, ограничивающим поглотительную способность формирующихся на этих породах почв.