Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Литературный обзор
1.1. Факторы почвообразования 7-9
1.2. Процессы почвообразования 9-10
1.3. Засоление почв 10-11
1.4. Осолонцевание почв 11-13
1.5. Кальцификация/декальцификация 13
1.6. Гипсоносные почвы мира и территории Ирана 13-14
1.7. Характеристика гипсового материала 14-15
1.8. Происхождение гипса в почвах 15-17
1.9. Формы гипсовых аккумуляций 17-18
1.10. Микроморфологическое строение гипсовых аккумуляций 18-19
1.11. Горизонт гипсик 19-20
1.12 Засоление и осолонцевание в почвах мира и Ирана 20-21
1.13 Определение засоленных, щелочных солонцеватых почв и солонцов 21
1.14. Образование засоленных почв (источники и причины) 22-23
1.15 Горизонт салик 23
1.16 Генезис солонцов 23
1.17 Горизонт натрик 24
1.18 Солевые коры 25
1.19 Карбонатные почвы 26
1.20 Горизонт кальцик и петрокальцик 28
1.21 Образование СаСОз в почвах 29
1.22 Микроморфология СаСОз 28
1.23 Классификация карбонатных почв 30
1.24 Характеристика горизонта камбик 31
1.25 Состав глинистых минералов 34-38
ГЛАВА 2. Природные условия района исследований
2.1. Местоположение района исследований 39
2.2. Климатические условия 39-48
2.3. Геологическое строение 48-50
2.4. Геоморфологические условия 50-53
2.5. Гидрология 54-58
2.6. Растительность 58-59
ГЛАВА 3. Объекты и методы
3.1. Использованные материалы 60
3.2. Методы исследования 60-68
ГЛАВА 4. Результаты исследований. Почвенный покров территории 69
4.1. Почвы плато 74-88
4.2. Почвы на молодых и древних конусов выноса 88-96
4.3. Почвы ближайшей к горам части межгорной равнины 97-105
4.4. Почвы средней части межгорной равнины 106-114
4.5. Почвы наиболее удаленной от гор части межгорной равнины 114-130
4.6. Почвы пятен Slickspot и других компонентов комплекса 131-147
4.7. Почвы низменности 148-161
ГЛАВА 5. Оценка пригодности земель
5.1. Сельское хозяйство и оценка земель 162-
5.2. Геостатистика в почвенных исследованиях 193-206
ГЛАВА 6. Обсуждение материалов и общее заключение
6.1. Анализ процессов и факторов почвообразования 207-212
6.2. Развитие горизонтов 212-214
6.3. Природа и распределение солевых новообразований почв 214-215
6.4. Закономерности распределения глинистых минералов 216
6.5. Засоление почв в связи с их положением в рельефе 217-218
6.6. Генезис горизонтов натрик (солонцов) 218-219
Выводы 221-222
Список используемой литературы 223-240
Приложение 241-276
- Микроморфологическое строение гипсовых аккумуляций
- Почвы ближайшей к горам части межгорной равнины
- Геостатистика в почвенных исследованиях
- Природа и распределение солевых новообразований почв
Введение к работе
Актуальность работы. Характерными особенностями почв аридных и семиаридных регионов является сочетание дефицита усвояемой для мезофитных растений влаги в течение длительного периода, низкого содержания органического вещества, слабой оструктуренности, слабокислой или щелочной реакции среды, аккумуляции вторичных карбонатов, гипса и легкорастворимых солей в верхней части профиля.
Поверхностный горизонт может быть пористым (при тяжелом гранулометрическом составе), но может быть и уплотненным («пустынная мостовая»), покрытым «пустынным загаром» или горизонтом со специфической везикулярной («пузырчатой») структурой палевого или желтоватого цвета, слабо прокрашенным гумусом. Неглубокое промачивание препятствует интенсификации процесса выветривания и почвообразования, аккумуляции продуктов выветривания и формированию более мощного поверхностного горизонта (Wilding et al., 1991; Soil Survey Staff, 1999 ; Buol et al., 2003).
Водный режим и, в меньшей степени, температурный режим контролируют процесс почвообразования в аридных и семиаридных регионах. В соответствии с американской почвенной классификацией (Soil Taxonomy, 1999) для почв аридных регионов тип водного режима является признаком, который определяет таксономическую принадлежность почвы к порядку аридисолов - т.е. на самом высоком уровне порядка. В то же время, для почв, относящихся к другим порядкам, водный режим учитывается на уровне подпорядков или на еще более низком таксономическом уровне. Недостаток влаги в аридных почвах существенно влияет на поступление и трансформацию веществ и на их удаление из почвенного профиля (Fanning and Fanning, 1989).
По климатическим данным и на основе сведений о растительном покрове к аридным территориям относят соответственно 36 и 35% территории суши (Shantz, 1956). Почвы порядка аридисолов занимают более 18,3% общей территории суши и являются самыми распространенными почвами в мире (Brady, 1990 ; Buol et al, 2003).Аридисолы свойственны пустыням и сухими степям Центральной Азии, Австралии, Северной Африки, СССР, Северной и Южной Америки (Dregne, 1976).
Эти почвы занимают большие пространства также на Среднем Востоке (Taimeh, 1992). В Иране более 65%» территории заняты почвами, которые имеют тип водного режима, свойственный аридисолам (Soil and Water Research Institute, 1998); на аридные и семиаридные почвы приходится 90% пахотного фонда (Gharaee and Mahjoory, 1985). Загипсованные почвы в Иране распространены на площади около 28 миллионов гектар (Mahmoodi, 1995), засоленные почвы - на площади 16-25 миллионов гектар (Dewan and Famouri, 1964; Kovda, 1970; Szabolcs, 1989; Roozitalb, 1994; Pazira, 1995; Siadat et al, 1997).
Данная работа посвящена проблемам генезиса и географии аридных и семиаридпых почв равнины Абжек в Иране, которые до сих пор остаются недостаточно изученными. Работа выполнена с использованием ГИС-технологий, космических снимков и методов геостатистики.
Цель работы. Провести анализ пространственной дифференциации и морфогенетических особенностей почв в пределах равнины Абжек (центральная часть провинции Газвин), обусловленных спецификой литолого-геоморфологических условий.
Задачи исследования.
1. Выявить закономерности распространения почв в связи со сменой литолого- геоморфологических условий от равнинных до предгорных территорий и составить почвенную карту.
Провести морфогенетический анализ почв на макро-, микро и субмикроуровнях.
Определить физико-химические свойства почв, тип и степень их засоления в связи с положением в рельефе.
Выявить разнообразие и профильное распределение карбонатных, гипсовых и солевых новообразований в почвах, сформированных в различных геоморфологических позициях.
Установить качественно-количественную профильную дифференциацию глинистого материала в исследованных почвах.
Оценить пригодность почв исследованной территории для выращивания основных сельскохозяйственных культур на основе рекомендаций ФАО.
Научная новизна. Установлены закономерности пространственной дифференциации почв и их морфогенетические особенности, обусловленные разнообразием литолого-геоморфологических условий территории. Выявлены факторы, причины и степень засоления почв. Установлено разнообразие и закономерности профильной дифференциации солевых новообразований в почвах и показана их диагностическая роль. Выявлены тренды дифференциации глинистого материала в профилях почв. Впервые составлена почвенная карта в масштабе 1:50000, дающая наиболее систематизированную характеристику почвенного покрова равнины Абжек.
Практическая ценность. Установленные морфогенетические особенности почв равнины Абжек имеют существенное значение для разработки и совершенствования диагностики и систематики аридных и семиаридпых почв, формирующихся в различных эколого-географических условиях. Составленная почвенная карта района исследований и химико-аналитические характеристики почв послужат основой для рационального использования земельных ресурсов. Обоснованы рекомендации по использованию почв под конкретные сельскохозяйственные культуры.
Апробация работы. Материалы диссертации докладывались на 13"ой Междисциплинарной Конференции иранских ученых в Европе (июль 2005, Лидс, Великобритания); на Международной конференции по антропогенному воздействию на показатели качества почвы в засушливых и полузасушливых областях (сентябрь 12-16, 2005, Исфахан, Иран). Работа рассматривалась на заседании кафедры географии почв факультета почвоведения МГУ им.М.В.Ломоносова.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 4 работы, 3 - сданы в печать.
Объем работы. Диссертация изложена на страницах машинописного текста, включает таблиц и рисунков. Диссертация состоит из введения, глав и выводов. Список литературы включает наименований, в том числе на иностранных языках. Приложение содержит страниц машинописного текста и страниц рисунков.
Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность своему научному руководителю - проф. Шобе С.А. Кроме того, автор искренне признателен проф. Соколовой Т.А. за участие в обсуждении результатов работы и ценные рекомендации, проф. Герасимовой М.И.- за проведенные консультации, д.г. - м.н. Соколову В.Н. за помощь в проведении микроморфологического и электронно-зондового анализа солевых новообразований.
Микроморфологическое строение гипсовых аккумуляций
Процессы засоление и осолонцевания - это важнейший фактор, вызывающий снижение потенциального плодородия почв, нарушение растительного покрова и, в конце концов, приводящий к деградации почв. Засоление и осолопцевание почв - это химические процессы, и их развитие и неблагоприятные последствия создают одну из серьезных проблем современного мира (Ghassemi et al., 1995; Farshad, 2000).
Проблема засоления почв тесно связана с ростом населения. В соответствии с последними прогнозами при современной скорости роста население планеты к 2030 году достигнет 8000 миллионов человек (FAO, 2000). По расчетам Burringh (1979), основанном на различных источниках, за счет развития засоления почв ежегодная потеря пахотных земель в мире составляет 1,6 миллиона гектар. По данным Dregne et al (1991, цит. по Ghassemi et al., 1995) около 43 миллионов гектар орошаемых земель в мире испытывают неблагоприятное воздействие различных процессов деградации, главным образом -переувлажнения, засоления и осолонцевания. Засоленные почвы распространены на всех континентах и почти во всех климатических условиях, но площади, занятые этими почвами несопоставимо больше в аридных и семиаридных регионах, чем в гумидных областях (FAO, 1988).
Szabolcs (1989) приводит данные о распространении и свойствах засоленных почв в разных странах мира. В соответствии с его оценкой исходно засоленные почвы занимали около 955 миллионов гектар. По оценке FAO (1988) сильно засоленные почвы распространены на площади 397 миллионов гектар. Около 20% орошаемых почв (228 миллионов гектар) подвержены сильному засолению (FAO, 2000; Metternicht and Zink, 2003). Около 2,1% почв, используемых в богарном земледелии (1500 миллионов гектар), также в разной степени испытывают влияние засоления.
На территорию Азиатского континента приходится 14% всех засоленных почв мира (FAO, 2000). Наибольшее распространение эти почвы имеют на территории бывшего СССР, в Китае, Индии, Пакистане и Иране (Szabolcs, 1989). В Иране 90% пахотных земель находятся в условиях аридного и семиаридного климата (Gharaee and Majoory, 1984). По мнению White (1978, цит. по Ghassemi et al, 1995) более 15% почв Ирана подвержены засолению или переувлажнению. По оценкам различных исследователей в Иране процессы засоления и осолонцевания развиваются на площади 16-25 миллионов гектар (Dewan and Famouri, 1964; Kovda, 1970; Szabolcs, 1989; Roozitalb, 1994; Pazira et al.,1995; Siadat et al., 1997). Проблема засоления в Иране касается не только почвенных, но и водных ресурсов. На территории этой страны ежегодно реками переносится 6х109 м3 минерализованных вод. Во многих случаях засоление вод связано с прохождением потоков через эвапориты и соляные купола, имеющие широкое распространение (Ghassemi et al., 1995).
Среди засоленных почв выделяют группы собственно засоленных, содовых и засоленных содовых. При классификации засоленных почв в качестве основных критериев используют электропроводность при 25 С, рН и SAR в насыщенной водной вытяжке и % обменного Na (Allison et al, 1954; FAO, 1988). Почву относят к засоленной, если электропроводность в насыщенной водной вытяжке превышает 4dSm . К солонцам относятся почвы с электропроводностью менее 4dSm" , но содержащие 15% и более обменного Na в ППК, имеющие величину SAR 13 и более и рН насыщенной вытяжки от 8,5 до 10 (FAO, 1988; Ghassemi et al., 1995). Почвы с высоким содержанием солей часто имеют на поверхности беловатую пухлую солевую корку в сухом состоянии (Ghassemi et al., 1995; Seeling, 2000). В почвах с высоким содержанием обменного Na (содовые почвы) при полевом описании могут отмечаться грязно-бурые тона окраски (Seeling, 2000) и белые пятна (Soil Survey Staff, 1993). Эти почвы имеют неблагоприятные физические свойства и обладают токсичностью в отношении растений.
Процесс накопления солей в почвенном профиле называется засолением. Процесс аккумуляции обменного Na в ППК называется осолонцеванием (содификацией) (Allison et al, 1954). Оба процесса имеют своим результатом деградацию почв (FAO,1988).
Почвы с электропроводностью, превышающей 4dSm" при содержании обменного Na в ППК выше 15% относят к засоленным солонцеватым (saline sodic) (Allison et al., 1954). 1.14 Образование засоленных почв (источники и причины)
Увеличение содержания солей в почвах и водах происходит под воздействием естественных и антропогенных факторов, которые вызывают соответственно первичное и вторичное засоление (Kijne et al., 1998).
При первичном засолении почв этот процесс развивается в результате длительного воздействия природных факторов. Аккумуляция солей может происходить за счет постепенного накопления продуктов выветривания или вследствие однократного затопления почвы морскими водами (Ghassemi,et al.,1995).
Вторичное засоление связано с процессами мобилизации солей, находившихся в почвах или грунтовых водах при антропогенном воздействии - орошении и мелиорации земель (Ghassemi et al.,1995, Kijne et al., 1998). Процессы осолоицеваиия развиваются, как правило, на первых стадиях засоления и на последних стадиях рассоления почв (Fanning and Fanning, 1989). Основные положения, касающиеся процессов образования засоленных почв, могут быть сформулированы следующим образом. 1. Соли могут присутствовать в почвообразующей породе и могут образовываться в процессе выветривания породы. Примерами накопления продуктов выветривания, сформировавшихся в предшествующие эпохи, являются залежи солей, гипса, мергелей, известняков и соляные купола (Mahjoory, 1979; Brasler et al., 1982; Sehgal, 1986; FAO, 1988; Hendry et al., 1991; Taimeh, 1992). 2. Аридные и семиаридные климатические условия приводят к определенному типу водного баланса, т.е. к определенному соотношению суммы осадков, поверхностного стока, количества осадков, поступающего в грунтовые воды, испарения и транспирации. Строго говоря, засоленные почвы приурочены к территориям, где грунтовые воды сильно - и средне-минерализованы и где потери на испарение существенно превышают годовую сумму осадков (Mahjoory, 1979; Brasler et al., 1982; Pawluk, 1982; Sehgal, 1986; Fullerton and Pawluk, 1987; FAO, 1988; Dubey and Sharma, 1990; Seeling et al., 1990; Heck and Mermut, 1992; Taimeh, 1992; Miller and Pawluk, 1993; Curtin et al., 1995; Ghassemi et al., 1995; Seeling, 2000). 3. Соли могут быть принесены ветром. В этом случае они вовлекаются в атмосферный перенос с пылью и осадками (FAO, 1988; Heck and Mermut, 1992; Taimeh, 1992, Reid et al., 1993, Ghassemi et al., 1995). 4. Растворимые соли перемещаются с повышенных элементов рельефа на пониженные элементы, где они могут выщелачиваться при промывании и накапливаться при испарении (Sehgal et al., 1986; FAO, 1988;Tumer ,1989; Dubey and Sharma, 1990; Seeling et al., 1990; Sommerfeld et al., 1990;Gerrard,1992; Taimeh, 1992; Miller and Pawluk, 1993; Seeling and Richardson, 1994; Sharma et al., 1998; Pal et al., 2003) По мнению Beekma et al., (1998) важнейшим фактором, контролирующим передвижение влаги в вадозной зоне, является микрорельеф, влияние которого необходимо учитывать наряду с другими факторами. 5. При высоком стоянии уровня засоленных грунтовых вод, при просачивании минерализованных вод и при поступлении солей с оросительными водами испарение воды из почвы сопровождается аккумуляцией солей в верхнем почвенном горизонте. При более глубоком залегании уровня грунтовых вод накопление солей происходит не у поверхности, а на некоторой глубине, что также негативно сказывается на возможности использования почвы в земледелии, особенно при плохом дренаже и избыточных нормах орошения (Sehgal, 1986; Fullerton and Pawluk, 1987; Hendry et al., 1990; Sommerfeldt et al., 1990; Miller and Pawluk, 1993, Curtin et al., 1995; Seeling, 2000).
Почвы ближайшей к горам части межгорной равнины
Состав глинистых минералов отражает результат процессов выветривания и дает ключ к пониманию процессов, сформировавших почву. Информация о составе глинистых минералов позволяет прогнозировать ответный отклик почвы на различные способы ее обработки и использования (Soil Survey Staff, 1999). Количество и состав глинистых минералов оказывают воздействия на процессы почвообразования не только потому, что они влияют на элементный состав почвы и величины водоудерживающей способности и водопроницаемости. Глинистые минералы в значительной степени определяют потенциальное плодородие почв и возможность их использования с целью получения сельскохозяйственной продукции.
В условиях аридного климата глинистые минералы лишь в небольшой степени изменяются под влиянием почвообразования, поскольку процессы гидролиза минералов протекают с низкой интенсивностью из-за малого количества осадков. В результате в составе тонкодисперсных фракций почв резко преобладают глинистые минералы, унаследованные от породы. Вместе с тем, некоторое количество Si, А1 и других ионов присутствует в составе почвенных растворов; эти компоненты могут переосаждаться в различных сочетаниях при концентрировании растворов в результате эвапотранспирации. Высокие значения рН и высокая концентрация Mg способствуют осаждению минералов группы монтмориллонита, повышенная концентрация К способствует образованию иллитов, при высоких активностях Mg + и FLjSiCM и низкой активности А13+ возможно осаждение аттапульгита и палыгорскита (Abtahi, 1977).
В целом минералогический состав почв аридных и семиаридных регионов в значительной мере определяется минералогическим составом почвообразующих и подстилающих пород и характеризуется присутствием легко выветривающихся минералов - карбонатов, гипса и растворимых солей. Глинистый материал тоже представлен относительно слабо выветрелыми минералами. В обзоре, посвященном составу глинистых минералов в почвах аридных и семиаридных регионов, Buol (1964) отмечает, что в составе илистых фракций почв этих регионов встречаются иллиты и даже каолинит, а также смешанослойные минералы, вопреки общепринятому мнению о преобладании разбухающих минералов. В составе илистых фракций почв Ирана в качестве преобладающих компонентов присутствуют: иллит, монтмориллонит, хлорит, палыгорскит; в некоторых работах отмечено наличие вермикулита, кварца и неупорядоченных смешанослойных минералов, развитых по слюдам и хлоритам (Mahjoory, 1975; Abtahi, 1977; Gharaee and Mahjoory, 1984; Khademi and Mermut, 1998 and 1999; Khormali and Abtahi, 2003).
Слюды относятся к 2:1 слоистым силикатам и в почвах встречаются как компонент, унаследованный от почвообразующей породы. Слюды являются одним из широко распространенных породообразующих минералов плотных пород (гнейсов, гранитов, сланцев, аспидных сланцев, глинистых сланцев и др.) и рыхлых осадков, образованных из этих и других пород. Слюдистые минералы часто присутствуют в почвах крутых склонов, где активные эрозионные процессы ограничивают развитие процессов почвообразования (Fanning et al., 1989; Barnhisel and Bertsch, 1989; Wilson, 1999). Слюды являются исходным материалом для формирования лабильных 2:1 минералов - вермикулитов и смектитов, причем эта трансформация сопровождается замещением межпакетного катиона (обычно К+) гидратированными катионами. В сильно засоленных почвах возможна трансформация слюд в бейделлит (Fanning et al., 1989). Иллитовые минералы присутствуют в предколлоидной фракции в поверхностных горизонтах почв. Mahjoory (1975) описал образование иллитов в поверхностных горизонтах почв засушливых регионов. В почвах, развитых на исходно однородных породах может наблюдаться увеличение содержания слюдистых минералов с глубиной благодаря развитию процессов выветривания и лессиважа в поверхностных горизонтах (Fanning et al., 1989). Boettinger and Southard (1995) отмечают обратную тенденцию в почвах пустыни в районе Mojave в Калифорнии. Снижение содержания слюдистых минералов с глубиной может происходить под влиянием разных факторов. Накопление этих минералов в верхних горизонтах в составе илистой и пылеватых фракций может происходить за счет эолового привноса материала (Yaalon and Ganor, 1973; McFadden et al., 1986). Boettinger and Southard (1995) подчеркивают, что аккумуляция иллитов в илистой и пылеватых фракциях верхней части профиля связано с процессами физического дробления биотитовых зерен, заключенных в составе более крупных фракций, благодаря суточных и сезонным колебаниям влажности и температуры.
Идентификацию минералов группы слюд (биотит, мусковит) и иллитов проводят по рентгенограммам ориентированных и частично ориентированных препаратов по интенсивным рефлексам в области 1,0 и 0,33 им и по более слабому отражению в области 0,5 им. Значения межплоскостных расстояний не изменяются при обработке глицерином, насыщении калием и прокаливании при 550 С. Интенсивность рефлекса 0,5 нм зависит от состава октаэдрических катионов - в мусковите этот пик достаточно сильный, в то время как в слюдах, обогащенных Fe (в биотите, глауконите, лепидомелане), этот рефлекс выражен плохо или вообще отсутствует (Fanning et al., 1989).
Минералы, относящиеся к группе хлоритов, обычно представлены тонкодисперсным землистым материалом зеленоватой окраски (Barnhisel and Bertsch, 1989). Образование хлоритов, как правило, связано с проявлениями регионального метаморфизма на его начальных и средних стадиях. В почвах хлориты являются минералами, унаследованными от магматических и метаморфических пород и (или) продуктов постмагматического изменения роговых обманок, биотита и других железисто-магнезиальных минералов. Количество хлоритов в почвах обычно невелико, их содержание и распределение в пространстве зависит от состава почвообразующих пород (Barnhisel and Bertsch, 1989; Wilson, 1999). Ограниченное распространение хлоритов в почвах объясняется их низкой устойчивостью к выветриванию, а также трудностями идентификации небольших количеств хлорита в присутствии вермикулита, каолинита и смектита, особенно если в исходно лабильных минералах присутствуют прослойки гидроксида А1 или Fe. Первичные хлориты неустойчивы в условиях кислой среды и обнаруживаются преимущественно в аридисолах, развитых на молодых отложениях. В качестве одного из существенных компонентов илистой фракции хлориты присутствуют в аллювиальных и коллювиальных отложениях южного Ирана (Abtahi, 1977; Khormali and Abtahi, 2003). Значение базального рефлекса первого порядка варьирует от 1,4 до 1,44 нм и не изменяется при прокаливании и насыщении глицерином или этилен-гликолем; в некоторых случаях прокаливание вызывает изменение интенсивности рефлексов (Barnhisel and Bertsch, 1989).
Геостатистика в почвенных исследованиях
Верхнеюрские отложения (JL, формация Лар) в центральной части массива Алборз представлены известняками, средне- и нижнеюрские отложения (JS, формация Шем Шак) -карбонатными сланцами, песчаниками и конгломератами.
Эоценовая эпоха характеризовалась развитием деформаций и разломов в северной части центра Иранского нагорья. Разломы сопровождались извержением вулканического материала трахиаидезитового, базальтового и риолитоидно-дацитового состава. Застывшие лавовые потоки, пирокластический материал, туфы и пеплы находятся в смеси и переслоены с исходными осадочными породами.
Осадки неогенового возраста (М-Ме), известные под названием верхней Красноцветной формации, распространены в северной части исследованного региона между подножьем горного массива Алборз и западной границей равнины. Эта формация представлена зелеными мергелями, переслоенными с отложениями солей, гипса, карбонатных мергелей, известняков, красноцветных сланцев и кластического материала.
Осадки плиоценового возраста (формация Хезардарх) распространены вдоль северной, западной и южной границ изучаемой равнины и представлены галечниками свиты Кахризак, переслоенными с песчаниками и аргиллитами, а в северной части региона -крупнообломочными конгломератами. Эти отложения датируются периодом от верхнего плиоцена до плейстоцена.
Формация Кахризак представляет собой слоистые аллювиальные отложения конгломератового состава, распространенные у южного подножья горного массива Алборз, в предгорьях и на равнине к югу от этого массива. Отложения плохо сортированы и неоднородны благодаря присутствию гальки и валунов различного размера.
Позднечетвертичные отложения заполняют основную часть бассейна и полностью покрывают центральную часть равнины, где они имеют среднюю мощность около 100 м. Эти отложения представлены слабо слоистым песчано-галечниковым материалом с валунами, а при продвижении к югу - материалом более тяжелого гранулометрического состава; в самой южной части равнины преобладают глинистые отложения большой мощности.
Иранское нагорье находится в Евразии в пределах зоны распространения альпийской складчатости. Разнообразие природных условий нагорий Ирана связано, прежде всего, с особенностями климата. В северной части Ирана погодно-климатические условия определяются притоком западных воздушных масс, в южной части - климат муссонный.
В отношении гидрографической сети внутреннюю часть Иранского нагорья можно разделить на две области: северное горное окаймление, относящееся к бассейну Каспийского моря, и остальную территорию, соответствующую центральному Ирану, гидрографическая сеть которой не имеет выхода в бассейн какого-либо моря или океана. В пределах этой территории можно выделить несколько отдельных бассейнов, известных под названием «пустынные бассейны внутренней части Иранского плато». Бассейн Абжек является одним из таких бассейнов.
Территорию бассейна Абжек можно разделить на следующие геоморфологические районы. 1) Горы и предгорья. К ним относятся северная часть горного массива Алборз и предгорья в южной части бассейна, сложенные андезитами. Абсолютные высоты колеблются от 1798 до 3000 м. Уклоны склонов варьируют в пределах 40-100%. Преобладают маломощные (0-20 см) почвы и выходы коренных пород. 2) Плато. К ним относятся северо-восточная и северо-западная части бассейна, находящаяся между предгорьями Алборз и равниной. Преобладают отложения плейстоцена. Рельеф рассеченный (разница в высотах между повышенными и пониженными участками составляет 50-500 м). Уклоны склонов варьируют в пределах 10-15 %. 3) Гравелистые (щебнистые) конуса выноса. Находятся к югу от горного массива Алборз. Сложены аллювиально-делювиальными отложениями, источником которых являются андезитовые и карбонатные породы горного массива. Обломки горных пород частично окатаны. Преобладающие уклоны склонов 3-5% вблизи горного массива и несколько меньше - в более равнинной части. Разница высот между повышенными и пониженными участками составляет 5-10 м. Почвы маломощные, сильно щебнистые, имеют карбонатный горизонт. 4) Аллювиальная и предгорная равнина. Ее можно разделить на части: ближайшую к горам, занимающую среднее положение и нижнюю, удаленную от гор, а также участок пятна (slickspot). Средние уклоны местности составляют 1-3%. Почвы нещебнистые или слабощебнистые, хорошо дренированные, с глубоко залегающими грунтовыми водами, местами слабо - или умеренно засоленные.
Ближайшая к горам часть равнины, по сравнению с другими частями, характеризуется большими абсолютными высотами и большими уклонами. Почвы используют под фруктовые сады и пастбища. В настоящее время эта часть равнины начинает использоваться также в земледелии. Дренаж хороший, признаки засоления на поверхности почвы отсутствуют.
Средняя часть равнины - это лучший район для развития земледелия. В ближайшей к горам части равнины условия менее благоприятны из-за щебнистости почв, значительных уклонов и струйчатой эрозии. В нижней части равнины снижение плодородия почв связано с поступлением большого количества минерализованных вод со средней и верхней частей равнины. Рельеф выровнен, абсолютные высоты 1100-1150 м. Примерно 98% всей территории распахано. Почвы характеризуются отсутствием щебнистости и относительно тяжелым гранулометрическим составом, они хорошо дренированы и не имеют признаков поверхностного засоления.
Нижняя, наиболее удаленная от гор, часть равнины получает дополнительное количество влаги за счет стока с вышележащих частей. Грунтовые воды залегают неглубоко, гранулометрический состав почв более тяжелый, чем в других частях равнины. Территория испытывает большое антропогенное влияние, связанное с избыточным поливом, который приводит к подъему уровня грунтовых вод, засолению и осолонцеванию почв. Около 50% общей территории было использовано в земледелии, но в настоящее время значительные массивы земель выведены из сельскохозяйственного оборота из-за развития процесса засоления почв. Рельеф ровный, преобладающие уклоны местности - менее 1%. Почвы имеют довольно тяжелый гранулометрический состав. Грунтовые воды находятся близко к поверхности (2-5 м), особенно при отсутствии хорошей дренажной сети. На значительной части территории процессы засоления и осолонцевания почв сопровождаются развитием галофитной растительности.
Пятна (slickspot) - это характерная черта ландшафтов с преобладанием содовых почв. Пятна могут быть округлыми или неправильной формы и представляют собой лишенные растительности депрессии 30-100 см глубиной. Склоны имеют уклон менее 1, поверхность не каменистая, в гранулометрическом составе преобладают тонкие и очень тонкие фракции. В почвах пятен обычно присутствуют признаки засоления и осолонцевания. Из-за низкой водопроницаемости в депрессиях в течение длительного времени застаивается вода после весенних дождей.
Природа и распределение солевых новообразований почв
Вк (23-42 см) темно-бурый (7,5YR 4/4); щебнистый суглинок, на долю каменистого материала приходится 15-35%, крупные каменистые обломки несколько окатаны и имеют различный литологический состав; умеренно развитая средне-ореховатая структура; средне-липкий, во влажном состоянии - средне-пластичный; твердоватый во влажном состоянии и твердый — в сухом состоянии; в почвенной массе содержатся многочисленные скопления карбонатов в виде сфер, нодул и конкреций; поры немногочисленны, тонкие и очень тонкие; отдельные тонкие и крупные корни, сильно вскипает от НС1, переход постепенный, нижняя граница волнистая.
Вк (42-90 см) Светло-бурый во влажном состоянии (10YR 6/3); 35-40% составляют несколько окатанные обломки карбонатных пород; умеренно и хорошо развитая средне-ореховатая структура; крайне твердый в сухом состоянии и очень твердый - во влажном состоянии; крупные неправильной формы карбонатные конкреции; единичные тонкие и очень тонкие поры; между структурными отдельностями встречаются тонкие корни; сильно вскипает от НС1; переход постепенный. Нижняя граница волнистая. Скт (90-150 см) Светлый, буровато-серый (10YR 6/2,5); содержит большое количество гальки, 50% составляет каменистый материал карбонатного и другого литологического состава, опесчаненый суглинок, почти бесструктурный, крайне твердый в сухом состоянии и очень твердый -во влажном состоянии; много крупных карбонатных конкреций, единичные тонкие и очень тонкие поры, сильно вскипает от НС1.
В верхнем горизонте наблюдается хорошо выраженная зернистая и мелко-комковатая микроструктура; в подповерхностных горизонтах Вк и Bkm имеют умеренно выраженное комковато-блочное микросложение или характеризуются отсутствием структуры. В верхнем горизонте преобладают поры упаковки, в нижележащих - преимущественно планарные. Крупные фракции состоят из кварца, кальцита, непрозрачных минералов и полевых шпатов. Доля крупных минеральных частиц возрастает с глубиной. Тонкодисперсный материал представлен глинистыми минералами и микритовым (микрокристаллическим) кальцитом. Органическое вещество представлено тонкими корнями, особенно в поверхностном горизонте. Взаимное расположение грубо- и тонкодисперсных компонентов порфировидное. Характерной особенностью, связанной с процессами почвообразования, является наличие кристаллических карбонатов в виде игольчатого и волокнистого кальцита и скоплений кальцита в трещинах и по ходам корней (рис. 24).
В настоящее время в поверхностных гумусовых и подповерхностных горизонтах горизонтах карбонатных почв игольчатый кальцит является преобладающей формой карбонатов (Phillips and Self ,1987; Becze-Deak et al., 1997). Игольчатый кальцит образует спутано-волокнистые скопления в порах (рис. 24 а; 25 а, д; 27 е), он выполняет также стенки каналов в виде карбонатных кутан. Предложено выделять типы МА и MB скоплений игольчатого кальцита (Verrecchia and Verrecchia, 1994). Тип МА состоит обычно из двух длинных индивидуальных волокон длиной 15-20 цм и толщиной 1 цм. Тип MB состоит из зазубренных иголок такой же длины, но имеющих большую толщину. Эти формы скоплений карбонатов соответствуют макроскопическим скоплениям в виде пленок и нитей карбонатного материала, отмечаемых при полевом описании. Происхождение игольчатого кальцита типа МА относят за счет процессов биоминерализации с участием грибов внутри мицелия (Callot et al., 1985, цит. по Becze-Deak et al., 1997). Освобожденный при разложении органического вещества грибных клеток карбонат кальция подвергается вторичному осаждению, формируя иголки с зазубренными краями (Verrecchia and Verrecchia, 1994).
Пропитку карбонатами почвенной массы по стенкам пор можно заметить при полевом описании разреза и при просмотре почвенных образцов под бинокуляром. Микроморфологические исследования показывают, что эти скопления карбонатов состоят из микрокристаллического кальцита (рис. 24 г, д). По мнению Yaalon (1982), скопления кальцита вокруг пор формируются в результате быстрого осаждения СаСОз при сильном высыхании почвы за счет интенсивного потребления влаги корнями растений. Brewer (1964) считал, что формирование карбонатных аккумуляций происходит при испарении содержащих Са почвенных растворов в почвенной матрице или в результате перемещения растворов по порам и каналам и их проникновения в окружающий почвенный материал с последующим испарением. Эти аккумуляции свойственны многим почвам аридных и семиаридных регионов (Sehgal and Stoops, 1972, Drees and Wilding, 1987) и могут наблюдаться по всему почвенному профилю, вне зависимости от его возраста и географического положения. Это значит, что основным фактором, обуславливающим формирование такого рода карбонатных аккумуляций, является аридность климата.
Карбонатные скопления по корневым ходам («ниточки») представляют собой очень светлый материал (рис. 25 г, д), выполняющий прямые или извилистые корневые каналы (Becze-Deak et al., 1997). Карбонатный материал в почвенной матрице растворяется под действием выделяемых корнями НҐ и НСОз" и под влиянием органических кислот. При этом кальций потребляется растениями и аккумулируется в вакуолях, где он осаждается из раствора в форме карбоната Са. С помощью такого механизма формируется до 95% карбоната Са, пропитывающего стенки клеток. Внешняя часть клеток минерализуется при плазмолизе; при этом происходит разрушение клеток под давлением воды. Этот процесс ведет к минерализации оболочки с пропиткой карбонатами клеточных стенок и образованием карбонатных трубок (Jaillard et al, 1991).
Карбонатные скопления по ходам корней могут способствовать высокой твердости горизонтов петрокальцик, хотя в этих горизонтах они встречаются очень редко. Горизонтам петрокальцик в большей мере свойственны скопления карбонатов в форме игольчатого кальцита, выполняющего поры (Phillips et al, 1987). Термин «карбонатные ниточки» (calcified filaments) был впервые использован Kahle (1977, цит. по Bruand and Duval, 1999).
