Почвоведение, 2021, № 1, стр. 31-44
Геохимические особенности криогенных и альфегумусовых почв горной тайги Северной Монголии
Ю. Н. Краснощеков *
Институт леса им. В.Н. Сукачева СО РАН – Обособленное подразделение ФИЦ КНЦ СО РАН
660036 Красноярск, Академгородок, 50/28, Россия
* E-mail: kyn47@mail.ru
Поступила в редакцию 05.02.2020
После доработки 21.03.2020
Принята к публикации 24.04.2020
Аннотация
Рассмотрены геохимические особенности криогенных (Folic Protic Leptic Cryosols, Histic Protic Leptic Cryosols) и альфегумусовых (Folic Leptic Entic Podzols, Histic Leptic Entic Podzols) почв, широко распространенных в почвенном покрове таежных лесов в горных сооружениях Хэнтэя, Прихубсугулья и Хангая. Приведены данные по микроэлементному составу почвообразующих пород. Коэффициенты рассеяния большинства изучаемых микроэлементов в почвообразующих породах больше единицы, что свидетельствует о преобладаниипроцессов их выноса. Установлены различия в концентрации микроэлементов в зависимости от гранулометрического состава почвообразующих пород. Обсуждены данные по морфологическому строению почв, их физико-химическим и химическим свойствам, а также по содержанию микроэлементов и их внутрипрофильному распределению. Показано, что изученные почвы отличаются не только абсолютными значениями содержания микроэлементов, участвующих в биологическом круговороте, но также интенсивностью их вовлечения в биогенную миграцию. Интенсивная биогенная миграция элементов обуславливает их аккумуляцию в органогенных и грубогумусовых горизонтах почв и аккумулятивное перераспределение по почвенным профилям в рассматриваемых высотно-поясных комплексах типов леса. В отличие от криоземов, органогенные и грубогумусовые горизонты в подбурах характеризуются меньшим накоплением микроэлементов. Отмечено, что в срединном горизонте BHF подбуров концентрация Pb, Cr, Mo и В выше единицы. Альфегумусовые горизонты рассматриваемых почв могут являться хемосорбционным барьером для некоторых элементов, относящихся как к группе биофилов, так и к группе железа.
ВВЕДЕНИЕ
В Северной Монголии криогенные и альфегумусовые почвы образуют основной фон почвенного покрова в подгольцово-таежном (в кедрово-лиственничных и лиственничных лесах и редколесьях), а также в таежном (лиственничном и кедровом) высотно-поясных комплексах (ВПК) типов леса. Эти высотно-поясные комплексы типов леса располагаются в пределах сплошного и прерывистого распространения многолетнемерзлых горных пород.
Как и в других горных странах, наличие четко выраженной вертикальной поясности лесной растительности и закономерности ее распределения, в горах Северной Монголии обусловлены резкой дифференциацией режима тепла и влаги в условиях континентального суббореального климата, определяющих состав эдификаторов, потенциальную производительность древостоев и оказывающих значительное влияние на процессы выветривания и почвообразования.
Имеющиеся сведения о содержании микроэлементов в широко распространенных горных породах Северной Монголии [2, 8] еще не дают представления о современном геохимическом состоянии основных типов почв региона. Аналитические материалы, полученные в ходе решения различных задач, в том числе при изучении загрязнения почв в промышленных городах Монголии [3, 15] отличаются спецификой методических подходов и охватывают в основном степные и аллювиальные почвы.
Ковда [17] отмечал своеобразие баланса почвообразования в горах. Характерная его особенность заключается в формировании отрицательного баланса вещества. В наибольшей степени это проявляется в высокогорных поясах, для которых характерно большое разнообразие форм рельефа, его расчлененность и значительные перепады высот.
Почвенно-геохимические исследования в горных сооружениях позволяют установить особенности поведения химических элементов и выявить провинциальные особенности почвенного покрова в границах выделенных растительных поясов [7, 9, 11, 13, 20, 31, 33, 35].
В литературе по почвам Монголии отмечается значительное распространение в почвенном покрове лесных ландшафтов криогенных (мерзлотно-таежных) и отсутствие альфегумусовых почв [12, 27]. Впервые альфегумусовые почвы были выделены Мартыновым с соавт. [23] в Прихубсугулье. В последние годы, особенно при составлении почвенных карт, авторы выделяют ареалы альфегумусовых почв в Прихубсугулье и в Хэнтэйском нагорье [1, 20, 29, 37].
Многолетние лесотипологические, почвенно-географические и стационарные исследования, проводимые лесным отрядом Российско-Монгольской комплексной биологической экспедиции РАН и АН Монголии, позволили изучить некоторые геохимические особенности почв в подгольцово-таежных, горно-таежных лиственничных и кедровых лесах в Хэнтэйском и Хангайском нагорьях и в Прихубсугулье.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ
Большое разнообразие ороклиматических и литолого-геоморфологических условий региона определяет многообразие вертикально-поясных смен растительности и почв. Конкретизацией поясных подразделений ландшафтно-климатических систем среднего ранга в пределах горно-таежного пояса является ВПК типов леса, объединяющий типы леса в систему экогенетических рядов и отражающий специфические зонально-провинциальные и высотные особенности климата и почв [24]. В пределах Монголии выделены следующие лесорастительные пояса и соответствующие им ВПК – подгольцово-таежных лиственничных и кедровых лесов и редколесий, горно-таежных лиственничных и кедровых лесов, псевдотаежных лиственничных лесов, подтаежных и подтаежно-лесостепных лиственничных и сосновых лесов [18, 32, 34].
На склонах разной крутизны и экспозиции, в коренных и производных древостоях заложено около 200 почвенных разрезов, в том числе в ВПК подгольцово-таежных, горно-таежных лиственничных и кедровых лесов – около 30. Лабораторно-аналитическая часть работы выполнена общепринятыми методами [4, 5]. Валовое содержание микроэлементов определено спектральным методом. Рассчитаны коэффициенты концентрации (КК), рассеяния (КР) и радиальной дифференциации (Крд) микроэлементов [25]. Названия почв даны по “Классификации и диагностике почв России” [16] и международной классификации WRB [36]. Для статистической обработки данных использовали компьютерные программы Excel 2013 и Statistica 12.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Геохимические особенности почвообразующих пород в лесном поясе гор Северной Монголии. Исследованиями в ряде горных сооружениях Евразии показано, что наличие высотных ландшафтных поясов обусловлено и геохимическими факторами, определяющими поведение элементов в различных окислительно-восстановительных, щелочно-кислотных и других обстановках [10, 22, 25, 38–41].
Источником поступления микроэлементов в почвы, как известно, служат горные породы, на продуктах выветривания которых формируется почвенный покров. Их вещественный состав в горных условиях зависит от соотношения местного и принесенного материала. В одном случае это маломощные рыхлые остаточные (элювиальные) и переотложенные (элювиально-делювиальные и делювиальные) коры выветривания, сформированные на плотных кристаллических породах, преимущественно кислых магматических (граниты) или карбонатных (известняки, доломиты), в другом – плотные кристаллические породы перекрыты мощным щебенисто-супесчаным или щебнисто-песчано-суглинистым плащем, не связанным генетически с подстилающими коренными горными породами. Это обстоятельство отмечено в работах Полынова [26], Фридланда [30]. Верхний горизонт перечисленных кор выветривания является тем субстратом, на котором развиваются современные почвы.
Следует отметить, что в Северной Монголии нередко обломки горных пород покрыты корочками углекислого кальция. Эти окарбоначенные горные породы Полынов [26] называл “обызвесткованным” ортоэлювием. Для образования таких форм карбонатов кальция, как считал Б.Б. Полынов, необходим кальций, освобождающийся при выветривании горной породы и углекислый газ, циркулирующий в среде продуктов выветривания. Кроме этого, происхождение некоторой части карбонатов кальция объясняется минерализацией органического вещества. Наличие карбонатных корочек на обломках плотных кристаллических пород разного минералогического и петрографического состава – результат осаждения карбоната кальция в условиях нейтральной реакции почвенного раствора.
Гранулометрический состав почвообразующих пород различен. В зависимости от степени выветрелости содержание щебня колеблется от 15 до 80%. В отложениях приводораздельных и верхних частей склонов преобладают фракции песка и крупной пыли. Отложения средних и нижних частей склонов отличаются повышенным содержанием физической глины, содержание которой достигает 32–50%. Такое утяжеление гранулометрического состава связано с тем, что в процессе переотложения обломков коренных пород происходит их разрушение и измельчение. Подобная дифференциация тонких фракций мелкозема может быть обусловлена их вымыванием поверхностным стоком, в том числе надмерзлотным весенним, с верхних частей склонов.
По химическим свойствам почвообразующие породы гор Северной Монголии значительно отличаются друг от друга. Реакция среды колеблется от кислой до щелочной. Содержание обменных катионов варьирует от 3.5 – в отложениях остаточной коры выветривания гранитов, до 28.0–32.0 смоль(экв)/кг – в отложениях коры выветривания известняков и доломитов. Различен и валовой химический состав – содержание кремнезема, R2O3 и щелочных металлов [20].
Парагенетическая ассоциация микроэлементов в исследуемых почвообразующих породах представлена Pb, Cu, Zn, Co, V, Cr, Ni, Mn, Mo, Ba, Sr, Zr и В. Ее состав отражает региональные геолого-геохимические особенности территории, связанные с широким развитием здесь кислых магматических интрузий, а также карбонатных осадочных пород.
Получены данные по микроэлементному составу рыхлых остаточных и переотложенных кор выветривания, сформированных на вершинах и склонах гор по ВПК типов леса (табл. 1). Так, для остаточных и переотложенных кор выветривания магматических пород в подгольцово-таежном, горно-таежном лиственничном и кедровом, псевдотаежном лиственничном ВПК типов леса характерно повышенное содержание Cr и B, для аналогичных отложений подтаежного и подтаежно-лесостепного ВПК – Cr, B, V и Mo, для остаточных и переотложенных кор выветривания карбонатных пород псевдотаежного ВПК – B, а для подтаежного и подтаежно-лесостепного ВПК– B, V, Pb, Zn, Sr и Cu.
Таблица 1.
Изменчивость содержания микроэлементов в почвообразующих породах разных ВПК типов леса
| Почвообра-зующая поро-да – оста-точные и переотло-женные коры выветри-вания | Статис-тичес-кий па-раметр | Pb | Cu | Zn | Co | V | Cr | Ni | Mn | Mo | Ba | Sr | Zr | B |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Подгольцово-таежный лиственничный, реже кедровый ВПК типов леса | ||||||||||||||
| Магматических пород (n = 8) | lim | 5–20 | 30–50 | 30–100 | 1–8 | 30–200 | 60–400 | 6–30 | 100–500 | 1–1.5 | 200–500 | 100–150 | 60–400 | 8–30 |
| M ± m | 12.5 ± 1.9 | 37.5 ± 2.5 | 71.2 ± 8.3 | 4.9 ± 0.91 | 73.7 ± 19.9 | 137.5 ± 39.5 | 13.2 ± 2.6 | 262.5 ± 49.8 | 1.06 ± 0.06 | 337.5 ± 37.5 | 106.2 ± 6.2 | 130.0 ± 38.9 | 18.5 ± 3.0 | |
| Kv | 42.4 | 18.9 | 33.1 | 53.1 | 76.7 | 81.2 | 55.3 | 53.6 | 16.0 | 31.4 | 16.7 | 84.7 | 47.0 | |
| Горно-таежный лиственничный и кедровый ВПК типов леса | ||||||||||||||
| Магматических пород (n = 6) | lim | 5–20 | 30–50 | 60–100 | 1–20 | 30–200 | 60–400 | 6–30 | 100–500 | 1–1.5 | 200–500 | 80–100 | 60–100 | 8–30 |
| M ± m | 12.5 ± 2.5 | 38.3 ± 3.1 | 76.7 ± 8.0 | 7.1 ± 2.7 | 78.3 ± 26.5 | 145.0 ± 52.7 | 13.5 ± 3.5 | 283.3 ± 60.0 | 1.08 ± 0.08 | 316.7 ± 40.1 | 93.3 ± 4.2 | 90.0 ± 6.8 | 18.0 ± 4.2 | |
| Kv | 48.8 | 19.6 | 25.5 | 64.4 | 82.9 | 89.1 | 62.9 | 51.9 | 18.5 | 31.0 | 11.0 | 18.6 | 56.1 | |
| Псевдотаежный лиственничный ВПК типов леса | ||||||||||||||
| Магматических пород (n = 8) | lim | 10–20 | 30–40 | 52–100 | 2–15 | 60–100 | 50–200 | 10–20 | 200–500 | 0.9–1.5 | 250–300 | 85–100 | 57.5–150 | 20–30 |
| M ± m | 15.6 ± 1.7 | 36.2 ± 1.7 | 77.1 ± 8.9 | 6.8 ± 2.1 | 78.3 ± 5.8 | 116.6 ± 22.0 | 14.1 ± 1.4 | 314.5 ± 44.0 | 1.08 ± 0.08 | 283.3 ± 10.5 | 96.7 ± 2.4 | 89.9 ± 15.3 | 22.4 ± 1.6 | |
| Kv | 27.5 | 12.1 | 28.4 | 76.5 | 18.2 | 46.3 | 24.1 | 34.3 | 18.5 | 9.1 | 6.2 | 41.7 | 16.9 | |
| Карбонатных пород (n = 6) | lim | 10–15 | 30–40 | 60–80 | 2–10 | 60–100 | 20–200 | 10–20 | 287–300 | 1–1.1 | 300–400 | 100–150 | 80–100 | 20–30 |
| M ± m | 12.1 ± 1.3 | 37.5 ± 2.5 | 73.7 ± 4.7 | 6.8 ± 1.7 | 81.2 ± 8.3 | 83.1 ± 31.3 | 16.5 ± 2.3 | 296.7 ± 3.2 | 1.02 ± 0.02 | 368.7 ± 23.7 | 115.5 ± 11.8 | 93.7 ± 4.7 | 23.7 ± 2.4 | |
| Kv | 21.5 | 13.3 | 12.7 | 50.0 | 20.3 | 75.3 | 28.5 | 2.2 | 4.9 | 12.8 | 20.5 | 10.1 | 19.8 | |
| Подтаежный и подтаежно-лесостепной лиственничный и сосновый ВПК типов леса | ||||||||||||||
| Магматических пород (n = 7) | lim | 13–20 | 40–60 | 80–100 | 10–20 | 80–100 | 150–300 | 20–100 | 200–800 | 1–1.5 | 200–400 | 100–300 | 80–150 | 10–30 |
| M ± m | 15.4 ± 0.8 | 45.7 ± 2.9 | 95.7 ± 3.0 | 14.3 ± 1.7 | 94.3 ± 3.7 | 185.7 ± 21.0 | 55.7 ± 13.6 | 442.8 ± 78.2 | 1.14 ± 0.09 | 300.0 ± 37.8 | 214.2 ± 32.2 | 130.0 ± 12.9 | 15.0 ± 2.9 | |
| Kv | 13.6 | 17.1 | 8.1 | 31.5 | 10.3 | 29.9 | 64.4 | 46.7 | 17.5 | 33.3 | 39.8 | 26.2 | 50.7 | |
| Карбонатных пород (n = 6) | lim | 15–30 | 40–80 | 100–112 | 10–15 | 100–150 | 90–100 | 15–30 | 400–600 | 1–1.12 | 300–500 | 300–500 | 100–150 | 15–30 |
| M ± m | 23.6 ± 2.9 | 52.4 ± 7.3 | 102.4 ± 2.4 | 12.6 ± 1.1 | 137.4 ± 9.6 | 98.0 ± 2.0 | 23.8 ± 2.9 | 450.0 ± 38.7 | 1.02 ± 0.02 | 400.0 ± 44.7 | 400.0 ± 31.6 | 112.4 ± 9.7 | 21.2 ± 2.4 | |
| Kv | 27.5 | 31.1 | 5.3 | 19.8 | 15.7 | 4.5 | 26.9 | 19.2 | 4.9 | 25.0 | 17.7 | 19.2 | 25.5 | |
Особенности микроэлементного состава рыхлых покровных отложений различных лесорастительных поясов прослеживаются по величине коэффициента рассеяния химических элементов (рис. 1).
Рис. 1.
Коэффициенты рассеяния микроэлементов в почвообразующих породах: А – остаточные и переотложенные коры выветривания магматических пород – классы ВПК: 1 – подгольцово-таежный лиственничный, реже кедровый; 2 – горно-таежный кедровый и лиственничный; 3 – псевдотаежный лиственничный; 4 – подтаежный и подтаежно-лесостепной сосновый и лиственничный; Б – остаточные и переотложенные коры выветривания карбонатных пород: 5 – псевдотаежный лиственничный; 6 – подтаежный и подтаежно-лесостепной сосновый и лиственничный.
Наиболее высокие коэффициенты рассеяния (отношение кларка элемента в литосфере к его содержанию в данной породе) характерны для Mn, Co, Ni и Sr. Однако следует отметить, что, судя по коэффициентам рассеяния, наблюдается тенденция к сужению их значений от подгольцово-таежного (Mn – 3.80; Co – 3.67; Ni – 4.39; Sr – 3.20) к расположенным ниже подтаежному и подтаежно-лесостепному ВПК (Mn – 2.26; Co – 1.26; Ni – 1.04; Sr – 1.59). Такая же тенденция отмечена и для кор выветривания карбонатных пород для Mn, Co и Ni: от псевдотаежного (Mn – 3.37; Co –2.64; Ni – 3.51) к подтаежному и подтаежно-лесостепному ВПК (Mn – 2.22; Co – 1.42; Ni – 2.43).
Отчетливо прослеживается изменение величины соотношения характерных “геохимических пар” [6] отложений в различных лесорастительных поясах. Так, величина отношения Sr : Zr для остаточных и переотложенных кор выветривания магматических пород увеличивается от 0.82 в подгольцово-таежном, до 1.65 – в подтаежном и подтаежно-лесостепном ВПК. Для остаточных и переотложенных кор выветривания карбонатных пород величина отношения Sr : Zr в псевдотаежном лиственничном ВПК равна 1.23, а в подтаежном и подтаежно-лесостепном – 3.56.
Величина отношения Sr : Ba для остаточных и переотложенных кор выветривания магматических пород во всех ВПК типов леса меньше единицы, что характерно для гумидных и субгумидных условий. В карбонатных отложениях наблюдается увеличение содержания Sr, который изоморфно замещает кальций в кристаллической структуре минералов. Причем в отложениях подтаежного и подтаежно-лесостепного ВПК отношение Sr : Ba равно единице. Это, по-видимому, связано с тем, что основное количество почвенных разрезов приурочено к отложениям доломитовых пород, характеризующихся повышенным содержанием стронция, осажденного в процессе галогенного осадконакопления [6].
Существенны различия в концентрации микроэлементов между почвообразующими породами легкого и тяжелого гранулометрического состава (рис. 2).
Рис. 2.
Коэффициенты рассеяния микроэлементов в остаточных и переотложенных корах выветривания магматических (А) и карбонатных (Б) пород тяжелого (1, 3) и легкого (2, 4) гранулометрического состава.
По сравнению со средним содержанием в литосфере остаточные и переотложенные коры выветривания магматических пород тяжелого гранулометрического состава обогащены B, Cr, V, Mo, Zn, Cu и Pb, в то же время в них меньше Co, Ni, Ba, Sr, Zr и Mn.
Для большинства микроэлементов в почвообразующих породах остаточных и переотложенных кор выветривания магматических пород легкого гранулометрического состава характерно сильное рассеяние по сравнению с кларком литосферы. Только коэффициент рассеяния B и Cr указывает на преобладание процессов их накопления. Отмечены значительные различия в концентрации микроэлементов в остаточных и переотложенных корах выветривания карбонатных пород в зависимости от их гранулометрического состава. В целом для большинства микроэлементов карбонатных почвообразующих пород характерно сильное рассеяние. Однако для B и Zn – в породах тяжелого гранулометрического состава, B – в породах легкого гранулометрического состава отмечается более высокая концентрация по сравнению со средним содержанием в литосфере.
Наиболее часто встречаемые коэффициенты вариации концентрации микроэлементов в рассматриваемых почвообразующих породах равны 11–30% (табл. 1). Резко отличаются от этих показателей коэффициенты вариации для Co, Mn и Sr в остаточных и переотложенных корах выветривания магматических пород (45–80%), что можно объяснить неоднородностью гранулометрического состава и присутствием большого количества обломочного материала в мелкоземе, содержащем эти элементы.
Криогенные почвы (Folic Protic Leptic Cryosols, Histic Protic Leptic Cryosols) в горных сооружениях Северной Монголии образуют основной фон в структуре почвенного покрова подгольцово-таежного и горно-таежного лиственничного ВПК типов леса.
Природные условия формирования криогенных почв очень суровы и характеризуются отрицательной среднегодовой температурой воздуха (–1.9…–7.8°С), коротким безморозным периодом (69–84 сут), невысокой суммой биологически активных температур воздуха выше +10°С (900–1300°С), малоснежной зимой (мощность снежного покрова 5–30 см), засушливыми весной и началом лета, резко выраженным максимумом выпадения осадков в летний период (75–85% от годовой суммы) при средней многолетней их норме 400–550 мм. Все это в совокупности с широким распространением многолетней мерзлоты, которая ежегодно смыкается с сезоннопромерзающей толщей, определяет специфику проявления элементарных почвообразовательных процессов, температурного и водного режимов, физических и водно-физических показателей почв.
Криогенные почвы развиваются под разными типами леса. Так, в подгольцовых лесах и редколесьях в Прихубсугулье, Хэнтэе и Центральном Хангае под низкобонитетными ерниковыми, вейниково-зеленомошными, кобрезиевыми, лишайниковыми и лишайниково-моховыми кедровыми и лиственничными типами леса (абс. отм. 1900–2600 м) в почвенном покрове доминируют криоземы грубогумусированные (O-Oао-CR-C). Под кустарничково-аулакомниевыми, кустарничково-моховыми типами леса формируются криоземы грубогумусовые (O-AO-CR-C) и перегнойно-торфяные (O-Th-CR-C). В пониженных элементах микрорельефа и западинах распространены торфяно-криоземы криогомогенные (O-T-CRocr-C) и криоземы грубогумусовые глееватые (O-AO-CRg-Cg). Сезонное оттаивание мерзлоты в почвах в зависимости от проективного покрытия живого напочвенного покрова и геоморфологических условий варьирует от 30 до 50 см [19].
В таежном лиственничном, реже в кедровом ВПК (абс. отм. 1500–2000 м) под багульниково-зеленомошными, кустарничково-моховыми типами леса формируются криоземы грубогумусированные, в пониженных элементах микрорельефа и западинах – криоземы грубогумусовые и криоземы грубогумусовые глееватые. Сезонное оттаивание мерзлоты в почвах, в зависимости от полноты насаждений, проективного покрытия живого напочвенного покрова и геоморфологических условий варьирует от 30 до 90 см. В нижней части лиственничного таежного пояса под травяной тайгой (абс. отм. 1200–1600 м) – лиственничниками бруснично-разнотравно-зеленомошными, разнотравно-вейниковыми, бруснично-разнотравными, основной фон в почвенном покрове образуют криоземы перегнойные, имеющие профиль типа О-H-CR-C и криоземы грубогумусовые перегнойные – О-AOh-CR-C. Мощность сезонно-талого слоя изменяется от 70 до 150 см [19].
Таким образом, несмотря на развитие в разных типах леса, почвы имеют сходный генетический тип профиля: наличие относительно мощных органогенных горизонтов разной степени минерализации органических остатков, малую мощность и щебнистость минеральных горизонтов, наличие ясно выраженной криогенной слоеватой структуры, присутствие в почвенном профиле льдистой мерзлоты. Специфическими признаками рассматриваемых почв являются криотурбации и тиксотропность надмерзлотных горизонтов.
По гранулометрическому составу почвы относятся к хрящевато-легко- и тяжелосуглинистым разновидностям (табл. 2). В составе мелкозема преобладают фракции крупной пыли и мелкого песка.
Таблица 2.
Некоторые химические и физико-химические свойства криогенных почв
| Гори-зонт | Глубина, см | Содержание фракций, %; размер частиц, мм | рН водн. | Сорг, % | Обменные катионы | Hr | V, % | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | MgO | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{\text{A}}{{{\text{l}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{{{\text{R}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | |||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| <0.001 | <0.01 | Ca2+ | Mg2+ | H+ | ||||||||||||||
| смоль(экв)/кг | % от прокаленной навески | |||||||||||||||||
| Разрез 6-83. Криозем грубогумусовый хрящевато-легкосуглинистый. Лиственничник рододендроновый бруснично-моховой, 1650 м над ур. моря (Восточный Хэнтэй) |
||||||||||||||||||
| O | 0–3 | – | – | 5.5 | 84.0* | 30.0 | 17.0 | 14.8 | 34.9 | 57 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| AO | 3–11 | – | – | 5.3 | 55.6* | 25.3 | 16.6 | 16.4 | 36.2 | 54 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| CR | 20–30 | 18 | 28 | 5.4 | 2.5 | 15.7 | 4.4 | 0.8 | 7.6 | 73 | 67.06 | 11.38 | 5.90 | 6.21 | 6.21 | 10.09 | 30.27 | 7.57 |
| CR | 40–50 | 11 | 13 | 6.0 | 0.8 | 3.2 | 0.9 | 0.6 | 4.7 | 47 | 67.29 | 12.10 | 5.36 | 5.11 | 5.11 | 9.49 | 33.93 | 7.42 |
| C | 80–90 | 9 | 11 | 6.2 | 0.2 | 2.2 | 0.6 | 0.5 | 3.3 | 46 | 69.94 | 11.22 | 4.60 | 4.28 | 4.28 | 10.54 | 40.00 | 8.34 |
| Разрез 905. Криозем грубогумусовый перегнойный хрящевато-среднесуглинистый. Лиственничник травяно-зеленомошный, 1350 м над ур. моря (Джидинский хр.) |
||||||||||||||||||
| O | 0–2 | – | – | 5.9 | 87.2* | 26.0 | 10.9 | 3.9 | 24.2 | 60 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| AOh | 2–17 | 13 | 35 | 5.0 | 4.9 | 12.2 | 5.7 | 4.4 | 14.8 | 55 | 62.40 | 17.87 | 4.75 | 5.80 | 5.80 | 5.94 | 34.67 | 5.07 |
| CR | 20–30 | 11 | 33 | 5.7 | 0.9 | 5.8 | 2.3 | 1.4 | 5.6 | 59 | 64.48 | 17.31 | 5.89 | 3.39 | 3.39 | 6.33 | 28.91 | 5.19 |
| CR | 30–40 | 9 | 23 | 5.7 | 0.3 | 5.3 | 2.1 | 0.6 | 3.4 | 70 | 66.38 | 17.21 | 4.68 | 3.07 | 3.07 | 6.61 | 38.27 | 5.63 |
| C | 65–75 | 4 | 12 | 5.9 | 0.2 | 4.2 | 2.1 | 0.6 | 2.1 | 75 | 68.20 | 17.80 | 3.70 | 2.44 | 2.44 | 6.55 | 49.56 | 5.78 |
| Разрез 903. Криозем перегнойный хрящевато-тяжелосуглинистый. Лиственничник бруснично-травяно-зеленомошный, 1340 м над ур. моря (хр. Бутэлийн-Нуру, Восточное Прихубсугулье) |
||||||||||||||||||
| O | 0–3 | – | – | 5.3 | 93.5* | 31.9 | 9.5 | 4.7 | 28.9 | 59 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| H | 3–17 | – | – | 4.9 | 39.6* | 21.2 | 11.6 | 10.7 | 27.0 | 54 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| CR | 20–30 | 17 | 41 | 5.2 | 3.2 | 9.0 | 3.1 | 5.7 | 14.0 | 46 | 61.44 | 19.22 | 8.24 | 3.07 | 3.07 | 5.44 | 19.69 | 4.27 |
| C | 40–50 | 18 | 34 | 5.4 | 0.5 | 8.1 | 3.0 | 1.6 | 5.5 | 67 | 66.24 | 17.09 | 7.14 | 2.92 | 2.92 | 6.61 | 25.09 | 5.23 |
| Разрез 773. Торфяно-криозем криогомогенный хрящевато-легкосуглинистый. Лиственничник с кедром кустарничково-моховой, 2050 м над ур. моря (хр. Тарбагатай, Центральный Хангай) |
||||||||||||||||||
| O | 0–5 | – | – | 5.6 | 85.0* | 31.5 | 17.0 | 2.9 | 42.9 | 53 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| T | 5–15 | – | – | 4.8 | 75.0* | 18.5 | 4.0 | 3.6 | 57.3 | 28 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| CRocr | 19–29 | 11 | 30 | 5.2 | 5.7 | 14.0 | 6.0 | 2.4 | 13.9 | 59 | 69.54 | 15.73 | 6.30 | 1.58 | 1.09 | 7.52 | 29.72 | 6.00 |
| CR | 30–40 | 15 | 27 | 6.0 | 1.2 | 10.5 | 4.5 | 0.3 | 5.1 | 75 | 68.74 | 15.69 | 6.25 | 1.60 | 1.36 | 7.47 | 29.48 | 5.95 |
| C | 60–70 | 27 | 40 | 6.6 | 1.0 | 6.5 | 3.5 | 0.1 | 1.9 | 84 | 68.37 | 16.43 | 6.08 | 1.09 | 0.93 | 7.07 | 29.97 | 5.72 |
| Разрез 205. Криозем грубогумусовый глееватый хрящевато-тяжелосуглинистый. Лиственничник овсяницево-аулакомниевый, 2240 м над ур. моря (хр. Тарбагатай, Центральный Хангай) |
||||||||||||||||||
| O | 0–5 | – | – | 5.4 | 78.8* | 29.0 | 8.6 | 3.2 | 28.1 | 57 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| AO | 6–20 | – | – | 5.8 | 66.7* | 42.6 | 10.5 | 4.4 | 25.6 | 67 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| CRg | 25–36 | 22 | 46 | 5.3 | 1.3 | 14.0 | 2.0 | 2.7 | 12.7 | 56 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| Cg | 36–55 | 23 | 39 | 5.2 | 0.9 | 10.1 | 1.7 | 1.3 | 4.7 | 71 | – | – | – | – | – | – | – | – |
Почвы характеризуются высоким содержанием органического вещества в органогенных и грубогумусовых горизонтах, величина потери при прокаливании составляет 55–93%. Верхние органо-минеральные и минеральные горизонты почв содержат 2.5–5.7% органического углерода. Наблюдается аккумулятивное его перераспределение по почвенному профилю и относительно невысокое содержание в нижних надмерзлотных горизонтах.
Характерна кислая реакция по всему профилю. Наибольшей кислотностью отличаются органогенные горизонты. Содержание обменных катионов достигает относительно высоких значений в органогенных и гумусово-аккумулятивных горизонтах. Среди обменных катионов преобладает кальций, затем следует магний или водород. Наибольшие величины гидролитической кислотности характерны для органогенных и гумусово-аккумулятивных горизонтов. Эти же горизонты отличаются и ненасыщенностью почвенного поглощающего комплекса основаниями.
Валовой химический состав не выявил четкой дифференциации по профилю R2O3. Наблюдается либо относительно равномерное распределение, либо некоторое увеличение их содержания в верхней части почвенного профиля.
Содержание и поведение микроэлементов в почве контролируются многими факторами: это гранулометрический и минералогический составы твердой фазы, направление и глубина процесса почвообразования, окислительно-восстановительные условия и др. [6, 9, 13, 14, 21]. Определенное влияние на поведение микроэлементов в почвенном профиле оказывает и криогенез.
Для криоземов (грубогумусированных и грубогумусовых перегнойных) характерна большая вариабельность и неоднородность микроэлементного состава в почвенном профиле (табл. 3). Так, в органогенных горизонтах высокие коэффициенты вариации (более 40%) характерны для Co, Mn, Zn, Mo, Pb и B, в грубогумусных горизонтах – для Ba и Pb. Это связано с разной степенью минерализации и гумификации органического вещества. В минеральных надмерзлотных горизонтах высокие коэффициенты вариации характерны для Cr, V, Co, Ni и Mn, что объясняется также и наличием здесь включений обломков горных пород разной степени выветрелости и разного минералогического и петрографического состава.
Таблица 3.
Изменчивость содержания микроэлементов в лесных почвах
| Гори-зонт | Статис-тичес-кий пара-метр | Pb | Cu | Zn | Co | V | Cr | Ni | Mn | Mo | Ba | Sr | Zr | B |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Криоземы (n = 6) | ||||||||||||||
| O | lim | 30–60 | 60–80 | 80–300 | 2–15 | 80–100 | 50–60 | 20–40 | 3000–10 000 | 1–3 | 1800–2200 | 800–1000 | 100–200 | 220–600 |
| M ± m | 40.0 ± 10.0 | 73.3 ± 6.7 | 176.7 ± 64.9 | 9.0 ± 3.7 | 86.7 ± 6.7 | 56.6 ± 3.3 | 30.0 ± 5.8 | 5666.7 ± 2185.8 | 1.8 ± 0.6 | 2000.0 ± 115.5 | 933.3 ± 66.7 | 150.0 ± 28.9 | 413.3 ± 109.7 | |
| Kv | 43.2 | 15.7 | 63.6 | 72.2 | 13.2 | 10.3 | 33.3 | 66.8 | 55.5 | 10.0 | 12.4 | 33.3 | 46.0 | |
| Oao(AO; AOh) |
lim | 10–30 | 40–60 | 80–150 | 8–10 | 80–100 | 30–200 | 18–21 | 500–1000 | 1.5–2 | 400–1000 | 100–1000 | 150–300 | 20–80 |
| M ± m | 20.0 ± 5.8 | 46.7 ± 6.6 | 103.3 ± 23.3 | 9.3 ± 0.7 | 86.7 ± 6.7 | 96.7 ± 16.6 | 19.3 ± 0.9 | 833.3 ± 166.7 | 1.8 ± 0.2 | 633.3 ± 185.6 | 466.7 ± 72.8 | 216.7 ± 44.0 | 46.7 ± 6.7 | |
| Kv | 50.0 | 24.6 | 39.1 | 11.8 | 13.2 | 23.4 | 7.8 | 34.6 | 16.7 | 50.7 | 37.0 | 35.2 | 34.7 | |
| CR | lim | 10–20 | 40–50 | 80–150 | 8–20 | 80–200 | 50–300 | 200–500 | 200–500 | 1–1.5 | 300–400 | 80–100 | 100–130 | 20–30 |
| M ± m | 15.0 ± 2.9 | 43.3 ± 3.3 | 110.0 ± 20.8 | 12.7 ± 3.7 | 120.0 ± 40.0 | 116.7 ± 20.4 | 400.0 ± 100 | 400.0 ± 100.0 | 1.16 ± 0.2 | 333.3 ± 33.3 | 86.7 ± 6.7 | 110.0 ± 10.0 | 26.6 ± 3.3 | |
| Kv | 33.3 | 13.4 | 32.8 | 50.4 | 57.7 | 64.8 | 43.3 | 43.3 | 25.8 | 17.3 | 13.3 | 15.7 | 21.8 | |
| C | lim | 10–20 | 40–50 | 80–100 | 6–20 | 60–200 | 60–300 | 10–30 | 200–500 | 1–1.5 | 200–300 | 80–100 | 90–100 | 20–30 |
| M ± m | 16.7 ± 3.3 | 43.3 ± 3.3 | 93.3 ± 6.7 | 11.3 ± 4.3 | 120.0 ± 41.6 | 186.7 ± 22.6 | 18.3 ± 6.0 | 366.7 ± 88.2 | 1.16 ± 0.2 | 266.7 ± 33.3 | 93.3 ± 6.7 | 93.3 ± 3.3 | 26.6 ± 3.3 | |
| Kv | 34.7 | 13.4 | 12.3 | 67.2 | 60.1 | 453.9 | 56.8 | 41.6 | 25.8 | 21.6 | 12.3 | 6.2 | 21.8 | |
| Подбуры (n = 4) | ||||||||||||||
| O | lim | 10–30 | 40–80 | 80–200 | 6–10 | 60–80 | 50–300 | 10–20 | 300–1500 | 2–10 | 300–1500 | 200–1000 | 100–300 | 20–30 |
| M ± m | 18.3 ± 6.0 | 53.3 ± 13.2 | 126.7 ± 37.1 | 8.0 ± 1.1 | 73.3 ± 6.7 | 150.0 ± 76.4 | 16.7 ± 3.3 | 933.3 ± 348.0 | 5.7 ± 2.3 | 700.0 ± 248.0 | 500.0 ± 151.7 | 200.0 ± 47.7 | 26.7 ± 3.3 | |
| Kv | 56.8 | 43.3 | 50.7 | 25.0 | 15.7 | 88.2 | 33.5 | 64.6 | 70.1 | 70.4 | 67.2 | 47.2 | 21.7 | |
| Oao(H) | lim | 10–15 | 30–40 | 80–90 | 3–10 | 60–80 | 100–400 | 15–30 | 300–2000 | 1–1.5 | 300–1000 | 100–300 | 100–300 | 20–30 |
| M ± m | 13.3 ± 1.7 | 36.7 ± 3.3 | 85.0 ± 2.9 | 7.0 ± 2.1 | 66.7 ± 6.7 | 233.4 ± 88.2 | 21.7 ± 4.4 | 966.7 ± 263.9 | 1.16 ± 0.2 | 600.0 ± 208.2 | 183.3 ± 60.1 | 166.7 ± 66.7 | 23.3 ± 3.3 | |
| Kv | 21.8 | 15.8 | 5.9 | 51.4 | 17.2 | 65.4 | 35.0 | 62.8 | 25.9 | 60.1 | 56.8 | 69.3 | 24.9 | |
| BHF | lim | 15–20 | 40–50 | 60–80 | 3–8 | 60–80 | 100–150 | 10–15 | 300–400 | 1–1.5 | 300–1000 | 80–100 | 60–100 | 10–20 |
| M ± m | 16.7 ± 1.7 | 43.3 ± 3.3 | 73.3 ± 6.6 | 5.0 ± 1.5 | 66.7 ± 6.7 | 133.3 ± 16.7 | 11.7 ± 1.7 | 333.3 ± 33.3 | 1.16 ± 0.2 | 533.3 ± 233.3 | 88.3 ± 6.0 | 86.7 ± 13.3 | 16.7 ± 3.3 | |
| Kv | 17.4 | 13.4 | 15.7 | 52.0 | 17.2 | 21.7 | 24.8 | 17.3 | 25.9 | 75.7 | 11.8 | 26.6 | 34.7 | |
| C | lim | 5–10 | 30–40 | 40–60 | 1–5 | 30–50 | 60–150 | 6–10 | 100–300 | 1–1.3 | 300–500 | 80–100 | 60–100 | 8–10 |
| M ± m | 8.3 ± 1.7 | 33.3 ± 3.3 | 53.3 ± 6.6 | 3.0 ± 1.1 | 36.7 ± 6.7 | 103.3 ± 26.0 | 8.7 ± 1.3 | 200.0 ± 57.7 | 1.1 ± 0.1 | 366.7 ± 66.7 | 93.3 ± 6.7 | 80.0 ± 11.5 | 9.3 ± 0.7 | |
| Kv | 34.9 | 17.4 | 21.6 | 66.7 | 31.3 | 43.5 | 26.4 | 45.0 | 15.5 | 31.5 | 12.3 | 25.0 | 12.4 | |
Приведенные в табл. 4 коэффициенты радиальной дифференциации показывают, что для почвенных профилей криоземов характерно аккумулятивное распределение большинства микроэлементов. Верхние органогенные и грубогумусовые горизонты обогащены целым рядом микроэлементов. Высокие коэффициенты радиальной дифференциации (Kрд = 15.45–7.50) характерны для верхних органогенных горизонтов почв для Mn, B, Sr, Ba, то есть элементов интенсивного биологического поглощения, извлеченных корнями растений из почвообразующих пород и нижних минеральных почвенных горизонтов, и их концентрацией в подстилке вместе с опадом, хвоей и листьями. Меньше (Kрд = 1.55–2.39) в органогенных горизонтах аккумулируются Pb, Cu, Zn, Ni, Zr и Mo. Органогенные горизонты криоземов обеднены (Kрд = 0.30–0.79) Co,V и Cr. Относительно низкое содержание Co, V, Cr связано, по-видимому, с тем, что в кислых условиях среды горизонтов O и АО они очень подвижны, интенсивно выносятся и осаждаются в условиях либо нижних надмерзлотных минеральных горизонтах, либо выносятся по мерзлотному экрану в нижние части склонов.
Таблица 4.
Коэффициенты радиальной дифференциации Kрд (над чертой) и концентрации КК (под чертой) микроэлементов в лесных почвах
| Горизонт | Pb | Cu | Zn | Co | V | Cr | Ni | Mn | Mo | Ba | Sr | Zr | B |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Криоземы | |||||||||||||
| О | $\frac{{2.39}}{{2.50}}$ | $\frac{{1.69}}{{1.55}}$ | $\frac{{1.89}}{{2.12}}$ | $\frac{{0.79}}{{0.50}}$ | $\frac{{0.72}}{{0.96}}$ | $\frac{{0.30}}{{0.68}}$ | $\frac{{1.64}}{{0.51}}$ | $\frac{{15.45}}{{5.66}}$ | $\frac{{1.55}}{{1.63}}$ | $\frac{{7.50}}{{3.07}}$ | $\frac{{10.00}}{{2.74}}$ | $\frac{{1.61}}{{0.88}}$ | $\frac{{15.53}}{{34.44}}$ |
| Oao(AO: AOh) | $\frac{{1.19}}{{1.25}}$ | $\frac{{1.07}}{{0.99}}$ | $\frac{{1.11}}{{1.24}}$ | $\frac{{0.82}}{{0.52}}$ | $\frac{{0.72}}{{0.96}}$ | $\frac{{0.52}}{{1.16}}$ | $\frac{{1.05}}{{0.33}}$ | $\frac{{2.27}}{{0.84}}$ | $\frac{{1.55}}{{1.63}}$ | $\frac{{2.37}}{{0.97}}$ | $\frac{{5.00}}{{1.37}}$ | $\frac{{2.32}}{{1.27}}$ | $\frac{{1.76}}{{3.89}}$ |
| CR | $\frac{{0.89}}{{0.93}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.92}}$ | $\frac{{1.17}}{{1.32}}$ | $\frac{{1.12}}{{0.70}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.33}}$ | $\frac{{0.62}}{{1.40}}$ | $\frac{{21.85}}{{6.89}}$ | $\frac{{1.09}}{{0.40}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.05}}$ | $\frac{{1.25}}{{0.51}}$ | $\frac{{0.93}}{{0.25}}$ | $\frac{{1.18}}{{0.64}}$ | $\frac{{1.00}}{{2.21}}$ |
| C | $\frac{{1.00}}{{1.04}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.92}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.12}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.63}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.33}}$ | $\frac{{1.00}}{{2.24}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.31}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.37}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.05}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.41}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.27}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.55}}$ | $\frac{{1.00}}{{2.21}}$ |
| Подбуры | |||||||||||||
| O | $\frac{{2.20}}{{1.14}}$ | $\frac{{1.60}}{{1.13}}$ | $\frac{{2.38}}{{1.52}}$ | $\frac{{2.67}}{{0.44}}$ | $\frac{{1.99}}{{0.81}}$ | $\frac{{1.45}}{{1.81}}$ | $\frac{{1.91}}{{0.29}}$ | $\frac{{4.67}}{{0.93}}$ | $\frac{{5.18}}{{5.18}}$ | $\frac{{1.90}}{{1.08}}$ | $\frac{{5.35}}{{1.47}}$ | $\frac{{2.50}}{{1.18}}$ | $\frac{{2.87}}{{2.22}}$ |
| Oao(H) | $\frac{{1.60}}{{0.83}}$ | $\frac{{1.10}}{{0.78}}$ | $\frac{{1.60}}{{1.02}}$ | $\frac{{2.33}}{{0.39}}$ | $\frac{{1.82}}{{0.74}}$ | $\frac{{2.25}}{{2.81}}$ | $\frac{{2.49}}{{0.37}}$ | $\frac{{4.84}}{{0.97}}$ | $\frac{{1.05}}{{1.05}}$ | $\frac{{1.63}}{{0.92}}$ | $\frac{{1.95}}{{0.54}}$ | $\frac{{2.08}}{{0.98}}$ | $\frac{{2.50}}{{1.94}}$ |
| BHF | $\frac{{2.01}}{{1.04}}$ | $\frac{{1.30}}{{0.92}}$ | $\frac{{1.37}}{{0.88}}$ | $\frac{{1.67}}{{0.28}}$ | $\frac{{1.82}}{{0.74}}$ | $\frac{{1.29}}{{1.61}}$ | $\frac{{1.34}}{{0.20}}$ | $\frac{{1.67}}{{0.33}}$ | $\frac{{1.05}}{{1.05}}$ | $\frac{{1.45}}{{0.82}}$ | $\frac{{0.94}}{{0.26}}$ | $\frac{{1.08}}{{0.51}}$ | $\frac{{1.79}}{{1.39}}$ |
| C | $\frac{{1.00}}{{0.52}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.71}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.64}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.17}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.41}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.24}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.15}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.20}}$ | $\frac{{1.00}}{{1.00}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.56}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.27}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.47}}$ | $\frac{{1.00}}{{0.77}}$ |
Внутрипрофильная дифференциация элементов зависит прежде всего от генезиса почвы, строения генетического профиля, собственно свойств почв, наличия и характера следующих радиальных геохимических барьеров – органо-сорбционного, сорбционного, мерзлотного (криогенного) и карбонатного. Однако в горных условиях (наличие склонов разной крутизны, маломощность чехла рыхлых почвообразующих пород, их неоднородность, преобладание отрицательного баланса накопления элементов) эти геохимические барьеры, за исключением органо-сорбционного, не всегда четко выражены.
Приведенные коэффициенты концентрации микроэлементов (КК) по генетическим горизонтам криоземов свидетельствуют, что для ряда элементов характерно преобладание процессов накопления (табл. 4). Поверхностные органогенные и грубогумусовые горизонты значительно обогащены биофильными элементами и обеднены в основном элементами группы железа.
Следует отметить накопление ряда элементов (B, Ni, Cr, V, Zn) в криотурбированном горизонте CR, что, по-видимому, связано с адсорбцией их илистыми частицами, а также коллоидами органического вещества и относительным накоплением на мерзлотном экране.
В целом криоземы характеризуются повышенным содержанием ряда микроэлементов в почвенном профиле, что связано как с биогенной аккумуляцией, так и региональными особенностями почвообразующих пород. Неоднородность химического состава почв, унаследованная от горных пород, осложняется и наличием многолетней мерзлоты, которая оказывает определенное влияние на миграционную способность элементов, которая в рассматриваемых почвах выражена слабо.
Среди альфегумусовых почв в почвенном покрове рассматриваемых ВПК типов леса первенство принадлежит подбурам (Folic Leptic Entic Podzols, Histic Leptic Entic Podzols). Наиболее широко они распространены в районах с гумидным типом вертикальной почвенной поясности (в Центральном и Западном Хэнтэе, Северном и Восточном Прихубсугулье) под зеленомошными группами типов леса: кедровниками чернично-зеленомошными, багульниково-зеленомошными, чернично-зеленомошно-долгомошными; лиственничниками бруснично-зеленомошными, рододендроново-бруснично-зеленомошными.
В зависимости от сочетания факторов почвообразования выделяются подбуры грубогумусированные – O-Oао-BHF-C, подбуры грубогумусовые – O-AO-BHF-C, подбуры перегнойные – O-H-BHF-C и подбуры иллювиально-железистые – O-Oh(Oao)-BF-C.
Под лиственничниками и кедровниками кустарничково-моховыми и зеленомошно-долгомошными формируются подбуры грубогумусовые иллювиально-железистые и иллювиально-гумусовые – O-AO-BF(BH)-C, а также подбуры грубогумусовые оторфованные, с профилем O‑AOТ-BHF-C. Мощность грубогумусового оторфованного горизонта AOТ обычно 15–25 см [20].
Подбуры по гранулометрическому составу легко-, среднесуглинистые (табл. 5). В почвах всегда присутствует скелетная фракция, содержание которой в нижних горизонтах достигает 70%. В составе мелкозема преобладают фракции песка и крупной пыли, их содержание в верхних почвенных горизонтах изменяется от 49 до 75%. В составе мелкозема рассматриваемых почв преобладают фракции размером больше 0.01 мм. Фракции, образование которых связано, главным образом, с химическим выветриванием породы (размером <0.01 и <0.001 мм), содержатся в небольшом объеме и их количество уменьшается с глубиной. Это свидетельствует о большой интенсивности физического выветривания по сравнению с химическим, и общей замедленностью глинообразования [28].
Таблица 5.
Некоторые химические и физико-химические свойства альфегумусовых почв
| Горизонт | Глубина, см | Содержание фракций, %; размер частиц, мм | рН водн. | Сорг, % | Обменные катионы | Hr | V, % | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | MgO | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{\text{A}}{{{\text{l}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | $\frac{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}{{{{{\text{R}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}$ | |||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Ca2+ | Mg2+ | H+ | ||||||||||||||||
| <0.001 | <0.01 | смоль(экв)/кг | % от прокаленной навески | |||||||||||||||
| Разрез 665. Подбур грубогумусированный хрящевато-легкосуглинистый Кедровник рододендроновый бруснично-багульниково-зеленомошный, 1520 м над ур. моря (хр. Бутэлийн-Нуру, Восточное Прихубсугулье) |
||||||||||||||||||
| O | 0–2 | – | – | 5.2 | 86.5* | 18.8 | 9.8 | 8.9 | 18.9 | 60 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| Oao | 2–7 | – | – | 4.8 | 64.2* | 17.1 | 5.6 | 15.3 | 22.6 | 50 | 63.22 | 19.87 | 3.65 | 3.77 | 2.99 | 5.52 | 45.65 | 4.92 |
| BHF | 10–20 | 17 | 26 | 4.3 | 2.8 | 6.8 | 2.7 | 8.2 | 10.0 | 49 | 63.79 | 20.40 | 5.28 | 1.89 | 1.56 | 5.30 | 32.12 | 4.54 |
| C | 30–40 | 10 | 18 | 4.6 | 0.5 | 2.1 | 0.9 | 0.2 | 2.2 | 58 | 64.70 | 19.45 | 4.90 | 1.80 | 1.22 | 5.68 | 34.84 | 4.89 |
| Разрез 706. Подбур перегнойный хрящевато-легкосуглинистый Лиственничник бруснично-разнотравно-зеленомошный, 1550 м над ур. моря (хр. Бутэлийн-Нуру, Восточное Прихубсугулье) |
||||||||||||||||||
| O | 0–2 | – | – | 5.0 | 88.3* | 22.9 | 9.9 | 5.6 | 21.1 | 61 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| H | 2–8 | 15 | 22 | 4.7 | 7.1 | 17.4 | 3.8 | 5.9 | 18.4 | 53 | 66.90 | 16.43 | 3.66 | 3.90 | 2.23 | 6.92 | 46.45 | 6.02 |
| BHF | 10–20 | 15 | 25 | 4.9 | 1.8 | 6.6 | 2.6 | 3.7 | 8.9 | 51 | 67.59 | 16.50 | 6.12 | 2.32 | 1.54 | 6.95 | 29.63 | 5.63 |
| BHFC | 30–40 | 8 | 19 | 5.5 | 0.8 | 4.2 | 2.0 | 1.8 | 3.6 | 63 | 69.83 | 13.68 | 5.70 | 1.89 | 1.06 | 8.68 | 32.33 | 6.85 |
| C | 40–60 | 3 | 11 | 5.6 | 0.1 | 2.1 | 1.1 | 0.4 | 1.7 | 65 | 72.24 | 13.27 | 3.43 | 1.62 | 1.72 | 9.26 | 57.33 | 7.97 |
| Разрез 653. Подбур грубогумусовый оторфованный хрящевато-среднесуглинистый Кедровник багульниково-бруснично-моховой, 1400 м над ур. моря (Центральный Хэнтэй) |
||||||||||||||||||
| O | 0–4 | – | – | 4.0 | 85.6* | 19.9 | 8.3 | 17.7 | 24.6 | 53 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| AOТ | 4–17 | – | – | 4.0 | 79.4* | 10.5 | 4.8 | 21.3 | 25.2 | 38 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| BHF | 17–23 | 15 | 33 | 4.3 | 2.3 | 6.4 | 2.6 | 6.3 | 8.3 | 52 | 64.88 | 19.04 | 6.31 | 2.06 | 1.88 | 5.68 | 27.69 | 4.72 |
| BHFC | 23–35 | 14 | 26 | 4.2 | 0.9 | 2.0 | 0.6 | 1.2 | 2.2 | 54 | 66.55 | 18.22 | 6.04 | 2.14 | 1.96 | 6.23 | 29.18 | 5.13 |
| C | 40–50 | 8 | 17 | 4.5 | 0.3 | 1.9 | 0.4 | 1.0 | 1.9 | 55 | 68.79 | 16.18 | 4.88 | 2.26 | 1.60 | 7.25 | 36.97 | 6.06 |
| Разрез 640. Подбур грубогумусовый хрящевато-легкосуглинистый Кедровник чернично-зеленомошный, 1380 м над ур. моря (Западный Хэнтэй) |
||||||||||||||||||
| O | 0–2 | – | – | 4.6 | 81.0* | 23.9 | 10.2 | 12.6 | 18.2 | 65 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| AO | 2–15 | – | – | 4.3 | 76.8* | 17.5 | 6.8 | 24.9 | 28.8 | 46 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| BHF | 17–27 | 10 | 23 | 5.2 | 1.7 | 2.7 | 1.1 | 3.3 | 7.5 | 34 | 70.49 | 16.47 | 5.62 | 2.68 | 1.69 | 7.31 | 39.00 | 6.15 |
| C | 45–55 | 9 | 20 | 5.5 | 0.2 | 1.4 | 0.7 | 0.6 | 0.8 | 72 | 71.34 | 15.55 | 4.98 | 1.92 | 1.68 | 7.93 | 39.67 | 6.61 |
Подбуры грубогумусированные имеют кислую и сильнокислую реакцию в органогенных и грубогумусированных горизонтах, с глубиной кислотность почв либо остается на том же уровне, либо уменьшается до слабокислой.
Распределение обменных Ca2+ и Mg2+ в профиле указывает на заметное накопление их в верхних горизонтах. Среди обменных катионов преобладает кальций, затем следует магний либо водород. Наибольшие величины гидролитической кислотности характерны для органогенных, в том числе, грубогумусированных горизонтов. Эти же горизонты отличаются и ненасыщенностью почвенного поглощающего комплекса основаниями.
Подбуры перегнойные отличаются кислой реакцией перегнойных горизонтов, нижние минеральные горизонты имеют слабокислую реакцию среды. Почвенный поглощающий комплекс насыщен кальцием, магнием и водородом. Степень насыщенности основаниями гумусово-аккумулятивных горизонтов почв изменяется в пределах 42–61%.
Почвы характеризуются высоким содержанием органического вещества в грубогумусированных и перегнойных горизонтах. В минеральных горизонтах почв количество Сорг также достаточно высокое (в гор. BHF– 1.7–2.8%), что связано с иллювиированием органических кислот в виде растворов из верхних органогенных и грубогумусовых горизонтов.
Подбуры грубогумусовые оторфованные отличаются от выше рассмотренных типов сильнокислой реакцией среды по всему профилю, относительно меньшим содержанием органического углерода в иллювиальных горизонтах, высоким содержанием обменного водорода в почвенном поглощающем комплексе.
В профиле подбуров (грубогумусированных и перегнойных) для большинства микроэлементов характерна высокая вариабильность (табл. 3). Так, в органогенных и грубогумусированных горизонтах высокими коэффициентами вариации (Kv = 50.7–88.2%) отличаются Cr, Ba, Mo, Sr, Mn, Pb и Zn, а в альфегумусовом горизонте – В, Ba, Co. В почвообразующей породе высокий коэффициент вариации (выше 40%) характерен для Co, Mn и Cr.
Данные табл. 4 свидетельствуют о том, что наиболее устойчивое отклонение содержания микроэлементов от их содержания в почвообразующей породе свойственно всем генетическим горизонтам почвы. Судя по коэффициентам радиальной дифференциации, в органогенном горизонте подбуров резко возрастает концентрация Sr, Mo, Mn (Kрд = 4.67–5.35). Коэффициент радиальной дифференциации для большинства элементов изменяется от 2.20 до 2.87. Относительно в меньшем количестве (Kрд = 1.45–1.99) накапливается V, Ni, Ba, Cu и Cr.
В грубогумусированных (Oao) горизонтах также наблюдается заметная аккумуляция микроэлементов по сравнению с почвообразующей породой, причем здесь наиболее значительно аккумулируется марганец (Kрд = 4.84). Альфегумусовый горизонт (BHF) по сравнению с грубогумусированным характеризуется заметным накоплением меди (Kрд = 1.30) и свинца (Kрд = 2.01).
Для подбуров, в отличие от криоземов, отмечена меньшая концентрация большинства микроэлементов в органогенных горизонтах (табл. 4). Так, рассчитанные коэффициенты концентрации свидетельствуют, что здесь резко возрастает концентрация Mo (KK = 5.18) и B (KK = 2.22). Заметно увеличивается Cr (KK = 1.81), Zn (KK = 1.52) и Sr (KK = 1.47), в незначительном количестве – Pb, Cu, Ba. Концентрация Co, V, Mn и Ni понижена. В грубогумусированных горизонтах подбуров концентрируется Cr (KK = 2.81) и B (KK = 1.94), в малом количестве – Zn и Mo. Содержание остальных элементов невысокое. Коэффициенты концентрации изменяются от 0.92–0.98 для Zr, Mn и Ba до 0.37–0.39 для Co и Ni, что свидетельствует о слабом и сильном их рассеянии. В альфегумусовом горизонте BHF коэффициенты концентрации Pb, Cr, Mo и В больше единицы, что говорит об их накоплении.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Полученные данные свидетельствуют о том, что общее содержание микроэлементов в изученных почвообразующих породах основных ВПК типов леса достаточно сильно различается. Большое влияние на химический состав оказывают генетически несвязанные с ними включения щебня и обломки горных пород. Коэффициенты рассеяния большинства изучаемых микроэлементов в почвообразующих породах относительно литосферы составляют больше единицы, что говорит о преобладании в них процессов выноса. Неоднородность почвообразующих пород и ландшафтно-геохимические условия миграции в системе высотных поясов обуславливают значительную вариабельность концентрации большинства микроэлементов в почвах таежных лесов Северной Монголии.
В пределах рассматриваемых ВПК почвы отличаются не только абсолютным содержанием микроэлементов, участвующих в биологическом круговороте, но также интенсивностью их вовлечения в биогенную миграцию. Миграция химических элементов в высотно-поясных комплексах типов леса особенно отчетливо обнаруживается в виде закономерного перераспределения элементов по генетическим горизонтам почв. Полученные данные свидетельствуют о накоплении большинства микроэлементов в поверхностных органогенных горизонтах почв. Так, в подгольцово-таежном, горно-таежном лиственничном и кедровом ВПК типов леса в органогенных горизонтах криоземов, судя по коэффициентам радиальной дифференциации, интенсивно накапливаются (n × 10) Mn, B и Sr. В меньшем количестве (n) – Ba, Pb, Zn, Cu и Ni. Элементы, содержащиеся в значительно меньшем количестве (n × 0.1) – Co, V и Cr.
В отличие от криоземов, органогенные горизонты подбуров характеризуются меньшим накоплением микроэлементов. Здесь отсутствуют элементы c содержанием больше n × 10. В целом, для подбуров характерно аккумулятивное распределение микроэлементов в почвенном профиле. Формирование выраженного органо-сорбционного барьера характерно и для рассматриваемых почв, однако, в отличие от криоземов, он выражен слабее. Обеднение этих горизонтов рядом элементов связано, по-видимому, с тем, что в условиях кислой реакции среды и промывного типа водного режима они легко выносятся в виде органо-минеральных комплексов либо в срединный альфегумусовый горизонт, либо совсем за пределы почвенного профиля. Альфегумусовые горизонты рассматриваемых почв могут являться хемосорбционным геохимическим барьером для некоторых элементов, относящихся как к группе биофилов, так и к группе железа.
Список литературы
Белозерцева И.А., Доржготов Д., Батхишиг О., Убугунов Л.Л., Бадмаев Н.Б., Убугунова В.И., Гынинова А.Б., Балсанова Л.Д., Убугунов В.Л., Гончиков Б.Н., Цыбикдоржиев Ц.Д.Ц., Сороковой А.А. Карта “Почвы”. М-б 1 : 5 000 000 // Экологический атлас бассейна озера Байкал. Иркутск–Улан-Батор–Улан-Удэ, 2015. С. 39.
Берзина А.П., Гимон В.О., Николаева И.В., Полесских С.В., Травина А.В. Базиты полихронного магматического центра с Cu-Mo-порфировым месторождением Эрдэнэтуин-Обо (Северная Монголия): петрохимия, геохронология, геодинамическая позиция, связь с рудообразованием // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 10. С. 1077–1094.
Бямбасурэн Ц., Шабанова Е.В., Корольков А.Т., Васильева И.Е., Очирбат Г., Хуухэнхуу Б. Распределение микроэлементов в почвах г. Улан-Батора // Известия Иркутского государственного университета. Сер. Науки о Земле. 2018. Т. 26. С. 31–45. https://doi.org/10.26516/2073-3402.2018.26.31
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследований физических свойств почв. М.: Агропромиздат, 1986. 416 с.
Воробьева Л.А. Химический анализ почв. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1998. 272 с.
Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555–571.
Владыченский А.С., Богомолов Е.Г., Абысова О.Н. Строение почвенного покрова высокогорий в горных системах суббореального и бореального поясов // Почвоведение. 2004. № 12. С. 1519–1526.
Гордиенко И.В., Медведев А.Я., Горнова М.А., Томуртогоо О., Гонегер Т.А. Геохимические, геохронологические и геодинамические особенности магматизма Харагольского террейна Западного Хэнтэя (Северная Монголия) // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 3. С. 365–379.
Добровольский В.В. Геохимия микроэлементов. Глобальное рассеивание. М.: Мысль, 1983. 272 с.
Добровольский В.В. Геохимия почв и ландшафтов. Избр. тр. М.: Научный мир, 2009. Т. 2. 752 с.
Добровольский В.В., Ржаксинская М.В. Ландшафтно-геохимическая зональность северного склона Большого Кавказа // Геохимия ландшафта. М.: Наука, 1967. С. 125–140.
Доржготов Д. Почвы Монголии. Автореф. дис. … докт. биол. н. М., 1992. 51 с.
Иванов Г.М. Микроэлементы-биофилы в ландшафтах Забайкалья. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2007. 238 с.
Кабата–Пендиас А., Пендиас Х. Микроэлементы в почвах и растениях. М.: Мир, 1989. 436 с.
Касимов Н.С., Кошелева Н.Е., Сорокина О.И., Бажа С.Н., Гунин П.Д., Энх-Амгалан С. Эколого-геохимическое состояние почв г. Улан-Батор (Монголия) // Почвоведение. 2011. № 7. С. 771–784.
Классификация и диагностика почв России. Смоленск: Ойкумена, 2004. 342 с.
Ковда В.А. Биогеохимия почвенного покрова. М.: Наука, 1985. 263 с.
Коротков И.А. Типы леса Монгольской Народной Республики // Леса МНР. М.: Наука, 1978. С. 47–121.
Краснощеков Ю.Н. Горные мерзлотно-таежные неглеевые почвы Северной Монголии и их гидротермический режим // Почвоведение. 1997. № 8. С. 958–963.
Краснощеков Ю.Н. Почвенный покров и почвы горных лесов Северной Монголии. Новосибирск: Наука, 2013. 196 с.
Кузьмин В.А. Геохимия почв юга Восточной Сибири. Иркутск: Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2005. 137 с.
Мальгин М.А. Биогеохимия микроэлементов в Горном Алтае. Новосибирск: Наука, 1978. 272 с.
Мартынов В.П., Батжаргал Б., Мартынова А.С. Карта почвенного покрова. М-б 1 : 1 00 000. Атлас оз. Хубсугул. М.: ГУГК, 1989. С. 42–43.
Назимова Д.И., Коротков И.А., Чередникова Ю.С. Основные высотно-поясные подразделения лесного покрова в горах Южной Сибири и их диагностические признаки // V чтения памяти В.Н. Сукачева. М.: Наука, 1987. С. 30–64.
Перельман А.И., Касимов Н.С. Геохимия ландшафта. М.: Астрея-2000, 1999. 768 с.
Полынов Б.Б. Избр. тр. М.: Изд-во АН СССР, 1956. 751 с.
Почвенный покров и почвы Монголии / Отв. ред. Герасимов И.П., Ногина Н.А. М.: Наука, 1984. 190 с.
Таргульян В.О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях. М.: Наука, 1971. 268 с.
Убугунов Л.Л., Гынинова А.Б., Белозерцева И.А., Доржготов Д., Убугунова В.И., Сороковой А.А., Убугунов В.Л., Бадмаев Н.Б., Гончиков Б.Н. Географические закономерности распределения почв на водосборной территории оз. Байкал (к карте “Почвы бассейна оз. Байкал”) // Природа Внутренней Азии. Nature of Inner Asia. 2018. № 2(7). С. 7–26.
Фридланд В.М. Влияние степени выветрелости почвообразующих пород на процессы формирования почв в различных биоклиматических зонах // Почвоведение. 1970. № 12. С. 5–15.
Эколого-географический атлас-монография “Селенга–Байкал” / Отв. ред. Касимов Н.С. М.: Географический факультет МГУ, 2019. 288 с.
Экосистемы Монголии: распространение и современное состояние / Отв. ред. Гунин П.Д., Востокова E.A. М.: Hayкa, 1995. 223 с.
Bowen H.J.M. Environmental chemistry of the elements. N.Y., 1989. 333 p.
Ecosystems of Mongolia Atlas / Eds.: Gunin P.D., Saandar M. Ulaanbaatar. Admon, 2019. 264 p.
Heinrichs H., Mayer R. Distribution and cycling of major and trace elements in two Central European forest ecosystems // J. Env. Qual. 1977. V. 6. P. 402–407.
IUSS Working Group WRB. World Reference Base for Soil Resources 2014. International soil classification system for naming soils and creating legends for soil maps. World Soil Resources Reports №106. FAO, Rome. 2014. 181 p.
Krasnoshchekov Yu.N. Soil Cover of Mountain Forests in the East Khubsugul Region of Mongolia // Eurasian Soil Science. 2008. V. 41. № 7. P. 694–703. https://doi.org/10.1134/S106422930807003X
Nowack B., Obrecht J.-M., Schluep M., Schulin R., Hansmann W., Koppel V. Elevated lead and zinc contents in remote alpine soils of the Swiss National Park // J. Environ. Qual. 2001. V. 30. P. 919–926.
Cao X.D., Chen Y., Wang X.R., Deng X.H. Effects of redox potential and pH value on the release of rare elements from soil // Chemosphere. 2001. V. 44. P. 655–661.
Tyler G. Rare earth elements in soil and plant systems – A review // Plant and Soil. 2004. V. 267. P. 191–206.
Wong J.W.C, Li K.L., Zhou L.X., Selvam A. The sorption of Cd and Zn by different soils in the presence of dissolved organic matter from sludge // Geoderma. 2007. V. 137. P. 310–317.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Пн.-пт.: 10.00-19.00