Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Объекты и методы исследования 4
1.1. Характеристика района исследования 4
1.1.1. Климат и гидрология 4
1.1.2. Геоморфология и рельеф 7
1.1.3. Растительность 10
1.1.4. Почвообразующие породы 12
1.2. Почвы района Кенозера в связи с особенностями территории 20
1.3. Характеристика объектов исследования 30
1.4. Методы исследования 42
Глава 2. Состояние изученности почв северо-запада Русской равнины в пределах средней тайги 48
Глава 3. Физико-химические свойства почв Кенозерского национального парка
3.1. Кислотно-основные свойства и содержание гумуса 58
3.2. Групповой состав соединений железа 61
3.3. Гранулометрический состав 64
ЗМ. Валовой состав почв 70
3.5, Микроэлементы в почвах 74
3.6. Обсуждение результатов 81
Глава 4. Закономерности выветривания в холодном гумидном климате и минеральная часть почвы (литературный обзор) 84
4.1. Факторы внутрипочвенного выветривания 84
4.2. Механизмы внутрипочвенного выветривания 86
4.3. Выветривание и почвообразование 95
4.4. Проблемы изучения выветривания крупных фракций почв и задачи дальнейших исследований 100
Глава 5. Минералогический состав крупных фракций почв и сканирующая микроскопия с микрозондовым анализом 109
5.1. Гранулометрический состав почв по Горбунову 109
5.2. Весовое содержание тяжелых минералов в гранулометрических фракциях 112
5.3. Минералы легкой фракции 121
5.4. Минералы тяжелой фракции 135
5.5. Валовой химический состав фракции 0,25-0,1 мм и отдельных минералов 161
5.6. Коэффициенты корреляции минералов крупных фракций и химических элементов в почве 161
5.7. Минералогический состав фракций <0,005 и < 0,001мм 166
5.8. Коэффициенты выветривания и показатели выноса элементов в почве 168
5.9. Определения выветренности генетических горизонтов почв по рН истирания минералов 172
5.10. Ряд устойчивости минералов в почве 175
Приложение I к главе 5 177
Заключение 201
Выводы 204
Литература 206
- Почвы района Кенозера в связи с особенностями территории
- Кислотно-основные свойства и содержание гумуса
- Проблемы изучения выветривания крупных фракций почв и задачи дальнейших исследований
- Коэффициенты корреляции минералов крупных фракций и химических элементов в почве
Введение к работе
Исследования, проводившиеся на территории Кенозерского национального парка комплексной экспедицией Института Почвоведения РАН и кафедры общего почвоведения МГУ в период с 1996 по 1998 годы, выявили большое разнообразие почв: подзолистых, подзолов, глееподзолистых, скрытоподзолистых и др. Особенности генезиса почвенного покрова парка практически не изучены. Вместе с тем разнообразие почвообразующих пород, наблюдавшееся при почвенных исследованиях, позволило сделать предварительный вывод о значительном их влиянии на генетическое разнообразие почв. Минералогический состав крупных фракций почв этой территории ранее не изучался, поэтому актуальным является изучить особенности почв всвязи с минералогией крупных фракций.
Национальный парк «Кенозерский» расположен в юго-западной части Архангельской области в пределах Каргопольского и Плесецкого районов, вблизи границы с Карелией и является природно-историческим памятником Русского Севера, что позволило изучать почвы в условиях минимального влияния антропогенного фактора (рис.1).
Особенностью исследуемой территории является приуроченность к конечно-моренному поясу последнего ледника Валдайского возраста. Здесь же проходит граница раздела Балтийского кристаллического щита и Русской платформы. Формирование современных ландшафтов исследуемой территории тесно связано с периодическими оледенениями, межледниковьями и послеледниковым периодом, что обусловило естественное разнообразие генезиса, строения и свойств почвообразующих пород. Для территории характерны скопления ледниковых аккумуляций: озов, камов, моренных гряд и холмов, которые залегают на коренных палеозойских и мезозойских породах. Лесная растительность на территории парка в основном представлена европейскими среднетаежными еловыми и сосновыми лесами, отличающимися богатством видового состава.
Наряду с почвами с выраженным подзолистым профилем выделяются морфологически слабодифференцированные с незначительным по мощности и слабо отбеленным подзолистым горизонтом. Довольно часто также встречаются почвы с несколькими осветленными горизонтами, различающимися цветовыми
Рис. 1 Карта-схема местоположения Кенозёрского Национального Парка.
оттенками и структурой. Относительно слабая цветовая выраженность оподзоленности и наличие нескольких осветленных горизонтов нуждаются в изучении, при этом одним из возможных определяющих факторов может быть литологический.
В связи с этим представляет интерес изучение особенностей минералогии крупных фракций, доминирующих в гранулометрическом составе почв, и их распределение по профилю почв исследуемой территории. В первую очередь, внимание было обращено на внутрипочвенное выветривание железосодержащих первичных минералов. Геологическая молодость отложений исследуемой территории и их минералогическое богатство представляют собой хороший объект для изучения выветривания первичных минералов, чему нами было уделено особое внимание.
. Цель работы. Оценить особенности почв, сформированных на разных типах
ледниковых отложений, в связи с составом и свойствами минеральных фракций, и
выявить закономерности преобразования литогенного материала в условиях
холодного гумидного климата в процессе педогенеза на примере почв
исследуемого района Кенозера. У
В связи с этим были поставлены задачи изучения почв исследуемой территории:
Изучить морфологические и химические свойства почв, формирующихся на разных почвообразующих породах и в различных ландшафтных условиях;
Изучить минералогический состав крупных фракций почв Кенозерья, развитых на ледниковых и водно-ледниковых отложениях Валдайского оледенения;
Установить различия минералогического состава почв на разных типах ледниковых отложений в пределах Валдайского оледенения;
Установить особенности влияния минералов тяжелой фракции на формирование почвенного профиля в условиях средней тайги;
Выявить особенности выветривания основных групп минералов крупных фракций почв в условиях холодного гумидного климата;
Оценить степень выветрелости первичных минералов и возможные пути их трансформации в процессе выветривания.
Почвы района Кенозера в связи с особенностями территории
Мощность ледниковых отложений в пределах территории парка непостоянна и возрастает к зонам краевых образований от 0 до 70 м, создавая холмисто-моренный и грядовый рельеф. По данным геологических отчетов (Отчет о результатах комплексной геолого-географической съемки..., 1966) разрез ледниковых отложений последнего валдайского оледенения венчает осташковская морена. Для морены характерно отсутствие сортировки материала и неоднородность отложений по толще. Морена на территории парка обычно имеет суглинистый состав и представлена тяжелыми, средними и легкими валунными суглинками - коричневыми, серовато коричневыми, красновато-бурыми, несортированными, в различной степени известковистыми.
Довольно часто поверхностный слой морены мощностью 30-40 см отличен от подстилающей толщи. По содержанию крупнозема он близок к ниже лежащей морене, но обеднен тонкими фракциями, несколько обогащен пылью и мелким песком, имеет характерный буровато-палевый цвет, в то время как подстилающая морена красно-бурая. Н.А.Ногиной (1979) было отмечено, что такие морены разного гранулометрического состава имеют близкий химический состав. Создается впечатление, что это однородные породы, находящиеся лишь в разной степени измельчения.
В своих работах, отмечая общность минералогического состава верхнего облегченного и подстилающего моренного суглинка, мы придерживались точки зрения, что двучленность или многочленность отложений является следствием размыва и переотложения материала морен (Погожев, 2000; Васильевская и др., 2004). Переотложение морены разного возраста, ее перемешивание, особенно в абляционной зоне, были описаны, например, для почв северо-востока Шотландии Фитцпатриком (Fitzpatrick, 1963, 1972,1987).
Наибольшим содержанием карбонатов характеризуются моренные покровы малой мощности, залегающие непосредственно на коренных карбонатных породах. Карбонаты в морене встречаются как в виде валунов, гравийных отдельностей, так и карбонатной пыли. То, что ледник «ободрал» карбонатную платформу и добавил карбонатов в морену привело к локальному естественному известкованию - мощному фактору, который может существенно менять ледниковую обстановку.
В каменистом материале морены преобладают валуны гранитной группы и амфиболиты. Наиболее значительные скопления валунов отмечаются в краевых зонах конечных морен. Это фиксируется на правобережье р.Порженка, а также по р.Лейбуша (левый приток р.Волошка). Завалуненность морены на описываемой территории по сравнению с более восточными районами в среднем высокая, что вероятно, связано с ее близостью к Балтийскому щиту как источнику обогащения морены обломками кристаллических пород.
Глинисто-суглинистый состав морены по материалам «Отчета...» (1966) характеризуется неоднородностью, с широким колебанием как грубообломочных (от З до 38%), так и тонкодисперсных (от 3 до 30%) фракций. Неоднородность гранулометрического состава объясняется наличием в толще морены прослоев тонкодисперсных глин и маломощных линз песчано-гравийно-галечного материала.
По результатам минералогического анализа, проведенного при геологическом обследовании (Геологическое строение..., 1992), выход тяжелой фракции моренных отложений не превышает 1-3,5%. В ее составе преобладают амфиболы (роговая обманка), группа эпидота, гранат, черные рудные, в отдельных образцах циркон (до 20%), а в легкой фракции - кварц (65-75%), полевые шпаты (до 20%), слюды (до 5%).
Распространение флювиогляциальных образований на изучаемой территории согласуется, в большинстве случаев, с зонами конечных морен. Залегают они обычно на подстилающих ледниковых отложениях. В рельефе описываемые отложения слагают камовые холмы, озовые гряды, флювиогляциальные конусы и шлейфы (р.Волошка), а также русловые валы (реки Важа, Волошка). Флювиогляциальные отложения сложены песчано-гравийно-галечным материалом с примесью валунов, иногда значительной. Встречаются алевритовые и глинистые прослои. Общим свойством этих отложений является сортированность материала и его слоистость.
Гранулометрический состав флювиогляциальных отложений, особенно в озах, как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях меняется в очень широких пределах: от валунников-галечников до мелкозернистых песков. Характерно частое переслаивание гравийно-галечного материала с песками и слоистость потокового типа. В мелкозернистых разностях преобладает слоистость горизонтального типа. В камовых отложениях преобладает косая, диагональная и перекрестная слоистость с большими углами падения. Для конусов и шлейфов отмечается косая слоистость и меньшая грубость материала. Кроме того, они образуют маломощные (в среднем 0,5-1,0 м) линзы в морене.
Выход тяжелой фракции меняется в пределах 1,5-9,0%; в ее составе преобладают амфиболы, циркон, гранат, группа эпидота, черные рудные, в легкой фракции кварц (до 80%) и полевой шпат (до 18%) (Геологическое строение и полезные ископаемые..., 1992). Установленная максимальная мощность верхневалдайских флювиогляциальных отложений составляет 5 м. Однако по визуальным наблюдениям она может быть и больше, достигая 10-20 м (Бархатова, 1941).
На ледниковых равнинах исследуемой территории довольно часто встречаются двучленные отложения, в которых смена литологически- или гранулометрически-неоднородных пород происходит в пределах метра от поверхности. Кроющий нанос, мощностью в среднем 30-40 см (иногда до 70 см), сложен более легкой породой, по сравнению с нижней, имеет преимущественно супесчаный или легкосуглинистый состав, меньшее содержание тонких фракций, обогащен пылью и мелким песком и имеет характерный буровато-палевый цвет. Подстилающая толща (морена) имеет красно-бурый цвет и средне-тяжелосуглинистый состав. Мощность кроющего поверхностного слоя вниз по склону обычно несколько увеличивается. По мнению НА.Ногиной (1979), изменения верхних горизонтов морены произошли в период ее существования в перигляциальных условиях, т.е. в период господства криогенных процессов и солифлюкции. Этим процессам обычно придают большое значение в приледниковой зоне. Здесь же, внутри области оледенения, такие условия могли существовать в период отступания ледника.
Кислотно-основные свойства и содержание гумуса
Формула профиля: 0-АЕ-Е1-Е2(ЕЗ)- В- ВС-С. Осветленные горизонты различаются между собой по сочетанию тонов окраски. Как правило, верхний горизонт - белесый или белесовато серый, а лежащие под ним горизонты прокрашены в палевые тона с пятнами буроватых и охристых цветов. Некоторые авторы (Сидорова, Васильевская, 1993; Сидорова и др., 1993) в таких почвах выделяют единый горизонт Е, который состоит из нескольких подгоризонтов. Прокрашивание нижних горизонтов в палевые и охристые тона объясняют внутригоризонтным перераспределением оксидов железа. б) осветление профиля прослеживается до значительной глубины (растянутый осветленный профиль): 0-АЕ-Е1-Е1В-Е2В-(ЕЗВ)-В-ВС-С. Под наиболее осветленным горизонтом Е1 располагаются два и более переходных горизонтов ЕВ; окраска фона этих горизонтов светлее ниже лежащих за счет большого количества белесых светло серых, палевых, желтовато-серых и т.п. пятен. Друг от друга эти горизонты отличаются по характеру окраски, структуре, плотности сложения, наличию различных новообразований, иногда по гранулометрическому составу. в) осветленные горизонты разделены иллювиальным горизонтом, в котором часто проявляются признаки иллювиирования железа: О-АЕ-(Е) -Bf -Е2 — (Е2В)ВС С. Верхний осветленный горизонт Е1, как правило, наиболее светлый, рыхлый, бесструктурный или со слабоплитчатой структурой. Горизонт Е2 достаточно четко выделяется светлыми тонами окраски между двумя интенсивно прокрашенными иллювиальными горизонтами Bf (охристый) и ВС (бурый, красно-коричневый). Во втором осветленном горизонте Е2 часто встречаются признаки оглеения в виде сизоватых пятен, железисто-марганцевых конкреций и примазок; он может быть несколько уплотненным по сравнению с вышележащим Е1; в структуре наблюдается тенденция к горизонтальной делимости, а структура более прочная, чем в Е1. В литературе (Сидорова, Васильевская, 1993; Тонконогов, 1996) это осветление связывается с процессом, идущим в зоне контакта легкой породы и тяжелой (Спиридонова и др., 1999). Однако только в 8 случаях из 17 нами наблюдалась смена породы в пределах метровой толщи или песчаная толща переслаивалась суглинистым материалом. Из других возможных причин образования нескольких осветленных горизонтов в профиле изучаемых почв можно указать: наличие водоупора в виде песчано-галечникового горизонта (см. описание разреза М.3-2 в приложении 1) и наличие мерзлоты, которая явилась водоупором при таянии ледника, по которому происходил латеральный сток, так называемое надмерзлотное элювиирование. Основываясь на материалах по изучению природных условий Северной Евразии, происходивших в прошлые эпохи (Яковлев, 1956; Хотинский, 1977; Свиточ, 1987 и др.), на семинаре в 1997 году были предложены и обсуждены гипотезы образования нескольких осветленных горизонтов (д.б.н., проф. Г.С.Куст (Куст и др., 2004), н.с.Добрынин Д.В., Погожев Е.Ю.). Схема развития почвы с несколькими осветленными горизонтами представлена на рис. 1.7. Вероятно, на одном из ранних этапов эволюции данная почва развивались в условиях холодного и влажного климата, обеспечивающего сохранение мерзлоты на некоторой глубине. Такие условия вызвали бы постоянное застаивание влаги, а, следовательно, и оглеение в надмерзлотном слое. Внешне это выражалось в образовании мощного осветленного горизонта. В голоцене почвы вышли из гидроморфной стадии, а признаки былого гидроморфизма остались. Сейчас эти почвы могут занимать автономные позиции в рельефе, иметь хорошую водопроницаемость и в то же время сохранять реликтовые признаки гидроморфизма в виде чередования осветленных полос в почвенном профиле. В настоящее время процесс подзолообразования захватывает только верхнюю толщу оставшегося от прошлых эпох элювиального горизонта. Он образует современный профиль мелкоподзолистой почвы, «вложенный» в профиль ранее развившейся здесь почвы с мощным элювиальным горизонтом (Каверин, 2004).
Для ответа на вопросы, почему некоторые почвы на исследованной территории не имеют ярко выраженного подзолистого горизонта и почему встречаются почвы с несколькими осветленными горизонтами, определяющим может оказаться литологический фактор. Поэтому нами были исследованы почвы на разных типах ледниковых отложений, которые являются почвообразующими в районе исследования. Для этого были проанализированы морфологические, физико-химические свойства почв, в частности, содержание различных форм железа, содержание гумуса, валовой состав макро- и микроэлементов, гранулометрический состав и минералогический состав крупных фракций почв. В соответствии с этим объекты исследования были выбраны на разных типах ледниковых отложений и в пределах разных типов ландшафтов.
Задачей наших исследований было изучить почвы автономных ландшафтов. Однако, учитывая сложность ледниково-аккумулятивного рельефа, все опорные разрезы рассматриваются нами в системе почвенно-геоморфологических профилей (ПГП), которые были заложены при исследовании территории в пределах крупных ландшафтных структур (рис. 1.8; 1.9). Сопряженные по рельефу почвы имеют различия, связанные с различиями в высоте и уклоне, которые определяют дренаж, латеральное перемещение веществ, залегание грунтовых вод, смену пород (Урусевская и др., 1982). Почвенно-геоморфологические профили приведены на рис.1.10. I. Моренная равнина высокого яруса с превышением до 100 м к уровню Кенозера (почвенно-геоморфологические профили: ПФ, ПМ, П.2., ПП, П.4, ПЛ). Слабохолмистая равнина, сложенная суглинком основной морены, занимает центральную часть территории парка. Абсолютные отметки поверхности изменяются в пределах 160-180 м. Рельеф равнины слабохолмистый, с редкими холмами плавных очертаний, очень пологими, разнообразной формы. Холмы имеют высоту 0,5-2,0 м. К выступам дочетвертичного рельефа с абсолютными отметками поверхности от 160 до 230 м приурочена полоса холмисто-моренного рельефа, являющего собой основную форму краевых образований Кенозерской стадии отступания ледника. Холмисто-моренный рельеф представляет собой беспорядочное нагромождение холмов без определенной ориентировки, сложенных несортированным песчано-галечниковым материалом с большим количеством валунов и гравийно-галечникового материала, плохо окатанного, а также моренным суглинком с обломочным материалом. Высота холмов достигает 8-20 м, редко 25-30, крутизна склонов 10-20 , размеры от 20x20 до 100x200 и больше. Холмы часто сливаются друг с другом, большим распространением пользуются гряды, сложенные моренным суглинком. Они имеют меридиональное и ССВ простирание, высотой 10-15 м. Склоны холмов ассиметричны, холмы и гряды чередуются с межхолмными понижениями, которые частично заболочены, либо заняты озерами причудливых очертаний (рис. 1.2).
Проблемы изучения выветривания крупных фракций почв и задачи дальнейших исследований
Оптическая диагностика минералов и их количественный подсчет проводился в выделенных гранулометрических фракциях с предварительным разделением их на легкие и тяжелые минералы (Иванов, Мягкова, 1997). Разделение рыхлого образца проводилось в бромоформе (уд.масса 2,8-2,9) в делительной воронке. В легкую фракцию переходят кварц, полевые шпаты, опал, карбонаты, слюды (гидратированные формы), в тяжелую - пироксены, амфиболы, большинство акцессорных минералов, биотит (Новиков, 1950). Выделение тяжелых минералов из фракции крупной пыли (0,05-0,01 мм) производили с помощью лабораторной центрифуги (10 мин. при 3000 об/мин.). Вес исходной гранулометрической фракции, а также тяжелых минералов учитывался с точностью до 0,01 г, что позволяло рассчитывать процентное содержание тяжелых минералов по отношению к гранулометрической фракции, а с учетом содержания последней и к почве в целом. Содержание минералов выражали в % от числа зерен.
Минералогический анализ тяжелой и легкой фракций выполняли иммерсионным методом с помощью поляризационного микроскопа «Полам Р-113» (Сахарова, Черкасова, 1970). Фракция 1-0,25 мм анализировалась под бинокуляром.
При количественных подсчетах очень важно получить представительную среднюю пробу (Дмитриев, 1976). Для этой цели использовали метод «дорожки», при котором изучаемая проба насыпается узкой полосой вдоль стекла и небольшой кисточкой разметается в противоположные стороны. В результате исходная проба разделяется на две части. И так до необходимого для приготовления препарата объема пробы. В тяжелой фракции исследуемая выборка состояла из 300-500 минеральных зерен, а в легкой фракции из 100-200 (Иванов и др., 1991).
В качестве иммерсионной жидкости при диагностике и подсчете минералов тяжелой фракции использовали глицерин. Легкая фракция исследовалась в смеси вазелинового(п=1,47) и анисового масел (п=1,557), которые смешивались с целью получения жидкости с п=1,544 (показатель преломления проверялся с помощью жидкостного рефрактометра). Смесь вазелинового и анисового масел удобна тем, что при п=1,544 у зерен кварца при одном из положений погасания наблюдается дисперсионный эффект, тогда как для ортоклазов и большей части кислых плагиоклазов показатель преломления по обеим осям будет меньше, а для средних и основных плагиоклазов - больше (при обычном эффекте Беке). Эта методика впервые была предложена для исследований Д.М.Плакхиной (1987) и описана в учебном пособии В.В.Иванова и А.Д.Мягковой (1997).
При диагностике минералов использовались определители минералов А.Л.Винчелла (1953), Лодочникова В.Н. (1955), В.Б.Татарского (1965), Ларсена, Бермана (1965), Б.Л.Залищака (1974), Х.Батти, А.Принга (2001) . 1.4.8. Растровая электронная микроскопия.
Поверхности минеральных зерен с целью выявления степени ее изменения под воздействием агентов выветривания изучали методом растровой электронной микроскопии на сканирующем микроскопе Hitachi S-405A (Япония). Химический анализ в растровом электронном микроскопе и рентгеновском микроанализаторе осуществляется путем измерения энергий и интенсивности рентгеновского излучения, генерируемого при бомбардировке образца сфокусированным электронным пучком. Первой стадией анализа неизвестного образца является идентификация присутствующих в нем элементов, т.е. качественный анализ. Если элементный анализ определен не верно, то очевидно, что бессмысленно говорить о точности окончательного анализа. В качестве общего замечания следует заметить, что идентификацию основных элементов, входящих в состав образца, обычно можно проводить с высокой степенью достоверности, но при рассмотрении малых добавок или следов элементов могут возникнуть ошибки, если не уделить должного внимания проблемам наложения спектров, артефактам и мультиплетности спектральных линий, из-за различий в подходе к качественному анализу с помощью кристалл-дифракционного спектрометра и спектрометра с дисперсией по энергии. При работе использовали рекомендации по сканирующей микроскопии Г.В.Добровольского и С.А.Шобы (1972).
С целью выявления степени потери элементов в исследуемых минералах был использован метод полуколичественного микрозондового рентгеновского анализа. Для этого использовалась приставка к сканирующему микроскопу «Link Analysis L500». Исследовались минералы фракции 1-0,25 мм и 0,25-0,1 мм. Наклеивались зерна на столики под бинокуляром. Приготовленные таким образом препараты исследовались в растровом электронном микроскопе при увеличении 600 и 10000 раз. Элементный состав зерна минерала определяли в 3-х точках.
Для определения степени выветрелости почвенных минералов мы взяли за основу концепцию "abrasion рН", суть которой состоит в том, что простая реакция с водой любого минерала является величиной постоянной (R.Stevens, M.Carron, 1948). Позднее В.Грантом (Grant, 1969) было показано, что рН абразии гранитов уменьшается по мере увеличения степени их выветрелости, т.е. эта концепция применима к выветриванию пород и минералов в целом. Используя предложенную Грантом методику по определению рН истирания гранитных пород, мы определяли степень выветрелости крупных фракций почв. Были исследованы три гранулометрические фракции 0,05-0,01, 0,25-0,1, 1-0,25 мм, полученные методом отмучивания по Горбунову. Предварительно все минералы были разделены на легкие (кварц, полевой шпат) и тяжелые (роговая обманка, эпидот, гранат и т.д.). Измеряли рН абразии минералов только легкой фракции. Для сравнения использовалась чистая смесь кварца и полевого шпата в соотношениях, близких к естественным. Фракции растирали в агатовой ступке до состояния пудры вместе с дистиллированной водой без СОг и измеряли рН суспензии с помощью комбинированного электрода и портативного рН-метра «HORIBA» (Наппа, Германия).
Коэффициенты корреляции минералов крупных фракций и химических элементов в почве
В Каргопольском районе Архангельской области Е.Н.Рудневой (1961, 1968) и Г.А.Скляровым с А.С.Шаровой (1970) описаны слабоподзолистые почвы на однородных почвообразующих породах, часто карбонатного состава под ельниками травяными, чернично-травяными, черничниками, чернично майниковыми, кисличниками и сосняками черничниками, травяными, чернично травяными и реже под другими типами леса. Они представлены тремя разновидностями: тяжелосуглинистыми, среднесуглинистыми и легкосуглинистыми слабоподзолистыми почвами. По описаниям этих авторов, характерными морфологическими признаками слабоподзолистых почв является наличие резко выраженного горизонта А, отсутствие сплошного подзолистого горизонта Е, приуроченность к карбонатным породам или древним пашням, занятым в настоящее время вторичными березово-сосновыми или мелколиственными лесами.
Согласно «Классификации и диагностике почв России» (2004), ниже «новая классификация», подзолистые почвы характеризуются обязательным присутствием в профиле осветленного и облегченного по гранулометрическому составу элювиального горизонта и более тяжелого и плотного бурых тонов текстурного горизонта Bt с ореховато-призмовиднои структурой и четкими признаками вмывания глинистого вещества в виде кутан и натеков. Такое строение профиля является результатом комплекса процессов - альфегумусовой миграции, поверхностного оглеения, лессиважа, главным из которых является селективное минералого-гранулометрическое внутрипочвенное выветривание с выносом продуктов разрушения за пределы почвенного профиля (селективное подзолообразование). Реакция профиля или верхней его части кислая, реже нейтральная, характерна высокая степень ненасыщенности поглощающего комплекса основаниями, особенно высокая степень ненасыщенности элювиальной части профиля. Описанные ранее Г.А.Скляровым (1970) почвы по новой классификации соответствуют поверхностно- и мелкоподзолистым. В новой классификации почв для выделения видов подзолов и подзолистых почв по нижней границе осветленного элювиального горизонта (Е, EL, см) предлагаются следующие градации: поверхностно-подзолистые 10; мелкоподзолистые 10-20; неглубокоподзолистые20-30; глубокоподзолистые 30-45; сверхглубокоподзолистые 45 (мощность оторфованной подстилки не учитывается).
Краткая характеристика почв среднетаежной подзоны дана в монографии Г.В.Добровольского и И.С.Урусевской (2004): в среднетаежной подзоне под пологом хвойных лесов на суглинистых и супесчаных породах на положительных дренированных элементах рельефа развиваются типичные подзолистые почвы, для которых характерно отсутствие гумусового горизонта или крайне малая его мощность. Под подстилкой обычно залегает прокрашенная потечным гумусом часть подзолистого горизонта АЕ. Ниже следует подзолистый горизонт Е и иллювиальный Bt, постепенно переходящий в почвообразующую породу. Поверхностные горизонты являются самыми кислыми и ненасыщенными в профиле.
В комплексе с поверхностно- и мелкоподзолистыми встречаются неглубокоподзолистые и глубокоподзолистые, которые были описаны в средней тайге как сильноподзолистые (Руднева, 1961; Зонн, 1966; Скляров, Шарова, 1970; Добровольский, Урусевская, 1984). Обычно эти почвы формируются под травяными сосняками, лесное широкотравье которых представлено такими видами, как сочевник, майник, герань лесная, седмичник, луговик извилистый и др. Все сильноподзолистые почвы имеют четко выраженные генетические горизонты.
На песчаных более или менее богатых породах под богатой зольными элементами растительностью некоторыми авторами (Завалишин и Яцук, 1956; Рожнова, 1963; Пономарева, 1964; Вадковский и др., 1975) были описаны скрытоподзолистые почвы. В результате влияния растительности и почвообразующих пород при меньшей степени атмосферного увлажнения, чем для подзолов, . формируется морфологически неоподзоленный или почти неоподзоленный почвенный профиль аккумулятивного характера, в котором содержание гумуса постепенно уменьшается с глубиной. Из богатых зольными элементами растительных остатков образуются не только фульвокислоты (как в подзолах), но и некоторое количество бурых гуминовых кислот, закрепляющих кальций и подвижное железо в горизонте, лежащем непосредственно под лесной подстилкой, а также на границе горизонтов А и В (Пономарева, 1964). Все песчаные скрытоподзолистые почвы имеют в верхней части профиля признаки обогащения окислами железа, поэтому еще одной причиной, способствующей образованию скрытоподзолистых почв, считают богатство почвообразующей породы легкомобилизуемыми формами железа, которые обладают способностью связывать гумусовые вещества. Почвы с палевым оттенком подзолистого горизонта Н.А.Ногиной (1979) были названы палево-подзолистыми. Некоторые авторы (Пономарева, 1964; Зонн, 1973) заметили, что условия образования песчаных скрытоподзолистых почв таежных условий очень близки к условиям образования бурых лесных почв умеренно теплого и влажного климата. Их сближают и цветовые особенности, и слабая дифференциация профиля, и сходство условий образования и химических свойств. Поэтому разными авторами подобным почвам давались названия буро-таежные (Ливеровский, 1948), подбуры (Таргульян, 1978), буро-подзолистые (Зонн, 1974). По новой классификации такие почвы отнесены к подбурам.
Подзолистые почвы на двучленных почвообразующих породах На исследуемой территории под еловыми и смешанными лесами широко распространены подзолистые почвы на двучленных отложениях, представляющие собой либо флювиогляциальные отложения, либо абляционную (переотложенную) морену, залегающие на основной морене. Такие почвы широко распространены на территории Русской равнины. Их свойства и генетические особенности изучали многие исследователи (Розанов, 1957, 1969; Долгова, 1963; Пономарева, 1964; Варфоломеев, 1967; Кашанский, 1972, 1975; Рейнтам, 1973; Марченко, Варфоломеев, 1973; Апарин и Рубилин, 1975; Целищева и др., 1977; Апарин, 1981; Руднева, и др., 1981; Горячкин, Караваева, 1986; Макеев, 1988; Сидорова, Васильевская, 1993; Тонконогов и др., 2004; Каверин, 2004). Особенностью морфологии этих почв является наличие на контакте пород осветленного горизонта, глубина залегания которого зависит от мощности верхнего наноса, этим же определяется, в каком наносе он формируется. При мощности верхнего плаща менее 50 см осветленный горизонт формируется в подстилающей толще, при большей мощности он образуется в верхнем наносе или захватывает верхний и нижний слои одинаковой мощности. Когда почвы формируются на породах сложного генезиса и представлены несколькими литологическими слоями с различным гранулометрическим и химическим составами, то это сказывается на дифференциации почвенного профиля и, в частности, может являться основой образования подзолистого горизонта (Владыченский, 1999).
