авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |
-- [ Страница 1 ] --

ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ГУМУСА ПОГРЕБЕННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ

ДЛЯ ПОЗНАНИЯ СОВРЕМЕННОГО ГУМУСООБРАЗОВАНИЯ

И.В. Иванов

Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН, г. Пущино Московской обл.

E-mail: ivanov-v-28@mail.ru

Исследования фракционно-группового состава гумуса почв с использованием методов и подходов, раз-

работанных И.В. Тюриным, М.М.Кононовой, В. В. Пономаревой и Т. А. Плотниковой продолжаются на протя жении нескольких десятилетий. Изучались свойства гумуса различных типов почв и их изменения при различ ных антропогенных воздействиях. (Кононова, 1963;

Пономарева, Плотникова, 1980;

Кирюшин и др., 1993;

Ор лов, Бирюкова, Суханова, 1996;

Когут, 1998;

Щеглов, 1999;

Безуглова, 2001;

Муха, 2004 и другие исследовате ли ). Получены так же данные о фракционном составе гумуса черноземов, погребенных под искусственными насыпями и в лессах ( Золотун,1974;

Морозова,1981;

Дергачева,1984;

Чичагова,1985;

Ахтырцев, 2002;

и др.).

Не решены вопросы о нативности выделяемых фракций для реального гумуса в природных условиях и о возможности взаимопревращений одних фракций в другие в природных условиях.

Изменение содержания и качественного состав гумуса по вертикальному профилю черноземов изуча лось и интерпретировалось многими исследователями. Для гумусового профиля целинных черноземов ЦЧО установлены высокое содержание в нем углерода от массы почвы и ступенчатое его уменьшение с глубиной, превышение содержания ГК над ФК в 1,5 – 3 раза, наличие в верхнем полуметре фракции ГК-1,частая аккуму ляция фракции ГК-2 в средней части профиля и преобладание ФК над ГК, начиная с глубины 80 – 90 см.

В верхней части гумусового горизонта черноземов ЦЧО (слой 0-40-см) С суммы ФК от Сорг в среднем по нашим подсчетам составляет 14%, С суммы ГК – 59% и Сн.о. – 27%, отношение Сгк:Сфк равно 4,3.

Считается общепринятым, что в результате длительного сельскохозяйственного использования содер жание гумуса только вследствие биоминерализационных (неэрозионных) потерь уменьшается в пахотном слое в среднем на 25 % и в составе гумуса происходят потери наиболее биоактивных компонентов и относительное увеличение долей компонентов биоконсервативных. При этом рассмотрение изменений содержаний конкретных фракций гумуса в пахотном слое для различных объектов приводило, как правило, к противоречивым выводам.

Нами проведен анализ новейших материалов об изменении состава гумуса на пашне по сравнению с це линой для 4-х объектов : черноземов Белгородской области (данные 2008 года,анализы проведены Л.Г.Маркиной), черноземов Стрелецкой степи (Леонтьева,2007), черноземов Каменной степи (Зборищук, Ры марь, Чевердин,2007),черноземов ЦЧО в целом (Щеглов,1999).

Для всех 4-х объектов характерны следующие изменения средних значений фракций в пахотном слое:

1) уменьшение долей Сн.о. от Сорг ( на 5 – 15%)) и долей Сгк-1 и Сфк-1 (на 1 -5-%) 2) увеличение доли Сфк -2 и за счет неё суммы Сфк от Сорг (на 2 -10 %), 3) увеличиваются или остаются без изменений доли Сгк и Сгк-2, Сфк-1а от Сорг изменения фракций ГК-3 и ФК-3 не обнаруживают определенных закономерностей 4) Известно, что соотношения фракций гумуса в дневных (целинных и пахотных) почвах, как и их измене ния с глубиной определяются многими факторами. К числу этих факторов относятся количество и состав по ступающего в почвы свежего органического вещества, условия его разложения, миграция органических ве ществ с растворами и при биотурбациях, возможные взаимные превращения фракций и другие. Выявление зна чения отдельных факторов в изменении состава гумуса является очень сложной задачей.

Погребенные почвы в отличие от дневных почв являются полузакрытыми системами и в значительной мере изолированы от факторов почвообразования в обычном их понимании. В погребенные почвы не поступа ет свежее органическое вещество, а преобразование фракций происходит за счет внутренних ресурсов гумуса погребенных почв (Дергачева,1984).

Нами изучены закономерности изменения содержаний гумуса в погребенных черноземах в зависимости от длительности нахождения в погребенном состоянии (Иванов, Песочина, Семенов,2009).Установлено, что за первые 300 лет в среднем минерализуется около 30 % Сорг от исходного состояния, за 1700 лет – 50 % и за 4000 лет – около 67 %.Исследованы изменения фракционно-группового состава гумуса для сопоставимых ус ловий за 60, 360 и 4000 лет погребения. Выяснено, что изменения черноземов за 60 и 360 лет погребения отли чались незначительно.

Потери Сорг за счет биоминерализации у старопахотных и погребенных (60-360 лет) черноземов при мерно одинаковы -25 и 27 %, но качественно различны. Доля Сн.о. от Сорг в почвах, погребенных 60-360 лет, уменьшается от 27% (целина) до 17% или на 37% относительных и в дальнейшем (до 4000 лет) остается неиз менной. Из этого следует, что около 37 % углерода фракции биохимически неустойчивы и возможно представ лены детритом. Вторая часть фракции (около 63 % от Сфракции) биохимически более консервативна.Она пред ставляет собой настоящий гумин,то есть состоит из устойчивых гумусовых соединений, прочно связанных с минеральной частью почвы и минерализующихся медленно.

В составе гумуса старопахотных черноземов фракция Н.О. находится в состоянии, близком к равновес ному и подвержена обновлению.

Изменения содержаний фракции ГК-3 в погребенных почвах сходно с поведением фракции Н.О. Однако на пашне доля Сгк-3 от Сорг и от почвы уменьшается значительнее, что свидетельствует с одной стороны о бо лее значительной её биохимической активности и,с другой стороны о дестабилизации гумусового состояния пахотных почв.В составе гумуса целинных почв фракции ГК-3 принадлежит третье место по содержанию от Сорг (Сгк-2 – 43%, Сн.о. – 27 %,Сгк-3 – 11 %).

132   Фракция ГК-2 – основная в составе гумуса черноземов как целинных,так пахотных и погребенных. Доля Сгк-2 в погребенных черноземах увеличивается до 57 % от Сорг.за счет количественно эквивалентного умень шения долей фракций Сн.о. и Сгк-3. В гумусе пашни доля Сгк-2 от Сорг также возрастает, но менее значитель но на – на 2 % (до 45 %).

Увеличение доли фракции ГК-2 гумуса в целинных,пахотных и на протяжении 360 лет в погребенных черноземах свидетельствует об её биохимической устойчивости. Однако устойчивость эта является динамиче ской и обусловлена процессами взаимопревращений органических соединений и комплексов в составе органи ческого вещества, контролируемой минеральной матрицей почвенной массы.

О процессах взаимопревращений вещества в составе гумму СА в наибольшей степени свидетельствуют изменения соотношений и содержаний фракций фульвокислот.В ряду целина – пашня – погребенные почвы доля фракции Сфк-1а от Сорг увеличивается в 3,5 раза (от 2 до 7,5 %),фракции Сфк-2 возрастает колебательно (1,2-6-1,1-3,1).Доля фракции Сфк-3 увеличивается на пашне и в почвах, погребенных на протяжении 60-360 лет и уменьшается к 4000 лет погребения (5,6-8-6,4-4,6).На фоне общего уменьшения содержаний гумуса в назван ном ряду в 4 раза ( Сорг от 4,6 до 1,1 %) содержание Сфк-1а, Сфк-2 от массы почвы или возрастает или умень шается незначительно.

Только содержание фракции Сфк-1 уменьшается в абсолютных и относительных величинах (от Сорг 4,9 2-4,6-2,3).

Средние величины отношении Сгк:Сфк для слоя 0-40 см в ряду целина-пашня-погребенные почвы (60/360,4000 лет) изменяются мало и свидетельствуют о сохранении общей химической структуры гумуса на протяжении длительного времени ( 4,3-4,2-5,1/3,6-3,8).Те же отношения для минерализовавшегося (потерянно го)гумуса ( 0,целина-4,3-2,2/12,8-4,2) свидетельствуют что после резкой дестабилизации гумуса в интервале времени погребения 60-360 лет (возможно до 1000 лет) его структура вновь восстанавливается при более низ ком содержании.

Природа одарила земледельца устойчивостью гумуса. Однако устойчивость эта не беспредельна (Крупе ников, 2008).О ней необходимо заботиться, поддерживая определенный уровень содержания (не ниже критиче ского) и качественного состава гумуса.

УДК 631. ПУТИ МОДЕЛИРОВАНИЯ СОВМЕСТНОГО ПОВЕДЕНИЯ 14С И 12С В ГУМУСЕ ЧЕРНОЗЕМОВ* И.В. Иванов, В.В. Галицкий Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН, г. Пущино Московской обл.

E-mail: ivanov-v-28@mail.ru Атомы С образуются в верхних слоях атмосферы при бомбардировке атомов 14N нейтронами космиче ских лучей. Количество атомов 14С в биосфере находится в динамическом равновесии: образование – радиоак тивный распад – образование. Атомы 12С поступают в атмосферу при дегазации недр Земли. Уровень концен трации CO2 в атмосфере формируется при взаимодействии активных резервуаров углерода – атмосферы, океа на, биоты и педосферы. Геохимические судьбы атомов двух изотопов благодаря фотосинтезу сходятся в живом веществе биосферы и в гумусе почв.

Атомы 14С равномерно распределены в веществе между атомами 12С. Об этом в частности свидетельст вует пропорциональность концентраций 14С во фракциях гумуса, определенных радиометрически, долям фрак ций гумуса по данным химических анализов.

Идентичность химических свойств 12С и 14С обуславливает их участие в одних и тех же химических ре акциях и процессах минерализации и гумусообразования. Отличия в поведении рассматриваемых изотопов в почвах связаны в основном со способностью 14С к радиоактивному распаду, а также с небольшим различием их атомных масс.

Радиоактивный распад (фактор времени в чистом виде) проявляется при миграции вещества по вертика ли в почвенном профиле (с растворами, при засыпании вещества по трещинам, при биотурбациях). За время, необходимое для перемещения вещества от поверхности почвы до глубины 2-х и более метров, концентрация С в органическом веществе уменьшается. Интенсивные потоки вещества по корневым системам в основном нивелируют результаты физико-химической и механической миграции, перемещая равновесный комплекс 14С C вглубь почвы.

Радиоактивный распад, как фактор разделения изотопов, проявляется и на уровне химических структур и взаимодействий. В веществах химически и биохимически относительно устойчивых с медленным оборотом углерода концентрации 14С со временем уменьшаются быстрее, чем в веществах химически активных.

В работах (Scharpenseel H.W., Pfeifer E.M.,1995;

Толчельников и др., 1979) показано, что между концентрация ми 14С и содержанием песчаных фракций и снижением степени переувлажнения почв могут обнаружи ваться прямые зависимости в связи с ускорением минерализации оборота углерода и ослаблением связей гумусовых соединений с минеральной частью почвы.

Результаты радиоуглеродных исследований почв обычно выражают в форме радиоуглеродных дат раз личных модификаций (в том числе в понятии mrt ), а также в долях или отклонениях от эталона NBS. 14С                                                              * ** * Работа поддержана Российским фондом фундаментальных исследований, грант №08-04-00976.

  возраст либо отражает реальное время, прошедшее с момента прекращения обмена объекта веществом с атмосферой, либо некоторое условное «время», получающееся при смешении фракций гумуса с различными значениями mrt.

Концентрация 14С в углероде объекта в до лях от эталонной концентрации может быть ис пользована для оценки изменений соотношений масс фракций в гумусе во времени, а также в гео химическом показателе отношения 14С/12С. Можно рассматривать два вида концентраций 14С в почве:

а) концентрация в Сорг, аналогичная удельной ак тивности 1 г С и в значительной степени отражаю щая качественный состав гумуса, б) концентрация в массе почвы в условных единицах, определяемая как произведение 14С на долю Сорг от массы почвы, в большей степени отражающая изменения масс углерода 12С и 14С в процессе минерализации гуму 12 14 Рис. 1. Модельная динамика C (y1) и C/ C (y2) почвы (для са и органического вещества в почвах.

y2 с учетом и без учета “бомб”-эффекта, погребенная почва Соотношения 14С и 12С в почвах изменяются в штриховая), C12i/m=1.0 [ML-2], m=0.001 [T-1], Tbeg=500 [T], зависимости от стадий почвообразования (формиро Tbur=1700 [T];

бомб-эффект по (Levin et al. 1994).

вания гумусового профиля): 1) стадия онтогенеза (С.А. Захаров) или становления (В. Кубиена);

2) ста дия зрелого гумусового профиля (А.А. Роде);

3) стадия метаморфоза гумусового профиля (И.П. Герасимов). Ста дии 2 и 3 вместе нередко называют эволюцией почв.

Стадия онтогенеза включает эмбриональный период, в котором гумус формируется из породы и кото рый может быть рассмотрен только теоретически из-за отсутствия экспериментальных данных, и период ста новления с выходом отношения 14C/12C (y2) на стационарное значение m/(m+) (см. рисунок). Первоначально сформировавшийся молодой гумус или любая его фракция содержат 14С в количестве близком к атмосферному.

В период становления мощность гумусового горизонта увеличивается, а содержание 14С в более инерт ных фракциях ГК-1, ГК-2 в ГК Сорг в целом уменьшается вследствие радиоактивного распада.

Стадия зрелости верхней части гумусового профиля наступает через 1,5 – 2 т.л. Это состояние за ред ким исключением обычно для любых почв и является исходным для стадии метаморфоза. К этому времени все фракции гумуса полностью сформированы, содержание 14С в гумусе становится равновесным и минимальным, а отношение 14С/12С близко к стационарному. Для наступления зрелого состояния гумуса в нижней части про филя, как отметил А.Е.Черкинский (1985), требуется большее время. Исходя из общих соображений можно ожидать, что возрастные различия между фракциями с глубиной будут уменьшаться. Продолжительность этой стадии определяется внешними условиями (Иванов и др.,2009).

Стадия метаморфоза гумусового профиля почв может наступать существованием длительных колеба ний климата и изменением состава растительности (увлажнение – аридизация ) содержание и состав гумуса в верхних горизонтах изменяются. Длительные такие изменения приводят к формированию зон градиентов гу муса в глубинной части профиля. Малые значения градиентов соответствуют благоприятным, большие – не благоприятным условиям почвообразования.

При увеличении мощности гумусового горизонта возрастает контрастность свойств гумуса. У чернозе мов типичных и обыкновенных ЦЧО около 3.5-4 т. л. н. интервал 50 -70 см относился к горизонту В с содержа нием Сорг 1 %. С этого времени начался быстрый прирост гумусового горизонта. Примерно за последние 1500 2000 лет этот интервал вошел в горизонт АВ и содержит 2% Сорг c mrt = 5000 лет. Расчет по формуле: 14Сгк со временный ( 47 % от NBS, 5000 лет ) = 14Cгк молодой (1750 лет, 82.5 % от NBS) *0,5 + 14Cгк древний (от NBS ) * 0.5 – показывает,что 14Сгк в 1 % древнего гумуса составляла около 28% и соответствовала 10000-11000 лет. Та ким образом, современный гумус на глубине 70-80 см с mrt = 5000 лет представлен двумя равными по массе пулами – молодым (1500-2000 лет ) и древним (10000-11000 лет ).

“Бомбовый эффект” как одно из наиболее отчетливых проявлений внешних воздействий на динамику 14 С/ С в биосфере является и отягчающим методическим обстоятельством и, с другой стороны, инструментом эксперимента. Распределение бомбового 14С во фракциях гумуса образцов различных сроков отбора и с разных глубин может содержать информацию важную для модельного анализа скорости обмена углерода в гумусе (Черкинский, Пауль, 1994), для оценки соотношения долей фракций с разной скоростью обмена и определения скорости миграции гумусовых веществ в вертикальном профиле черноземов.

Концентрация 14С в атмосфере в период ядерных испытаний в атмосфере превысила “доядерную” (1966 г.) почти в 2 раза. К 2010 году 14С в атмосфере уменьшилась за счет “растворения” в океане, атмосфере, растительно сти и почве и составила 103 % от эталона NBS. Динамика 14С в почве существенно более медленная (рисунок).

Рассмотрение экспериментальных данных А.Е. Черкинского (1985, 1992) и проведенных по ним наших расчетов показывают, что в 1977 г «бомбовое» загрязнение проникло в чернозем Стрелецкой степи на глубину 30-40 см и проявилось в лабильных фракциях гумуса – ФК, периферийных частях молекул гуминовых кислот (гидролизат ГК ) и частично в молодой части фракции Н.О. Негидролизуемая (”центральная”) часть молекул ГК осталась не загрязненной.

134   Концентрации 14С в разных фракциях гумуса распределялись по глубинам:

Интервал глубин 0-10см 10–20см 30–40см 50–60см Негидролизуемая часть ГК (от NBS) 87 % 78 % 73 % 60 % Кислоторастворимая часть гумуса («ФК») (от NBS) 88 % 122% 163% 61 % В заключение отметим, что отклонения концентраций 14С в почвах от эталона (в качестве атомного или массового показателей) могут быть использованы в необходимых случаях для оценки массовых соотношений углерода во фракциях гумуса. Применение показателя концентрации позволяет отказаться от понятия “отрица тельный возраст”. Отмечено, что распад радиоуглерода может проявляться через отклонения его концентраций от эталона в процессах миграции в почвах и в химических структурах гумуса. Установлено, что в нижней части гумусового профиля черноземов составные части гумуса могут резко различаться по 14С и значениям mrt. Оп ределены глубина проникновения “бомбового” загрязнения по профилю черноземов, и какие фракции гумуса воспринимают это загрязнение. Поставлен вопрос об использовании отношения 14С/12С в качестве геохимиче ского показателя (Иванов. Хохлова, Чичагова, 2009).

Литература Иванов И.В,. Хохлова О.С., Чичагова О.А. Природный радиоуглерод и особенности гумуса современных и погре бенных черноземов // Изв.РАН, сер. геогр., 2009, № 6. 46-58.

Толчельников Ю.С., Костарев А.С. Опыт определения возраста альфегумусового подзола радиоуглеродным мето дом. Изв. ВГО, Т.111, 1979, 264-268.

Черкинский А.Е. Радиоуглеродный возраст почвенного органического вещества и его значение для теории гумифи кации (на примере чернозема и дерново-подзолистой почвы). Автореф. дисс. канд. биол. наук. М., 1985. 25 с.

Черкинский А.Е. Радиоуглеродный метод в изучении трансформации гуминовых кислот // Почвоведение. 1992. №1.

162-166.

Черкинский А.Е., Пауль Ю.М. Применение радиоуглеродного метода для оценки коэффициента минерализации и времени обновления гумусовых кислот красноземов // Почвоведение. 1994. №8. 35-40.

Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование гумуса почв. М.: Наука. 1985. 157 с.

Levin, I., Kromer B., Schoch-Fischer H., Bruns M., Mnnich M., Berdau D., Vogel J.C., Mnnich K.O. 14CO2 record from Vermunt // Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy. 1994. Oak Ridge, Tenn., U.S.A.

3. Scharpenseel H.W., Pfeifer E.M. Carbon cycle in the pedosphere // Proc. the Tsukuba global carbon cycle workshop – global environment Tsukuba’95, Feb.1-3,1995. ISSN 1341-4356.

УДК: 630*182.2 + 531. ПОЧВЫ КАК УПРАВЛЯЮЩИЙ ПАРАМЕТР ФОРМИРОВАНИЯ ЛЕСНОЙ РАСТИТЕЛЬНОСТИ НА ВЫРУБКАХ Н.С. Иванова, Е.С. Золотова, Г.П. Быстрай* Ботанический сад УрО РАН, г. Екатеринбург E-mail: i.n.s@bk.ru *Уральский государственный университет им. А.М. Горького, г. Екатеринбург Целью наших исследований является построение в рамках теории катастроф количественной, учитываю щей региональные и экотопические особенности лесообразовательного процесса, математической модели форми рования лесной растительности на сплошных вырубках в зависимости от двух управляющих параметров: интен сивности развития травяно-кустарничкового яруса и лесорастительных условий (мощности почв), выявление взаимоотношений березы (Betula pendula Roth, B. pubescens Ehrh.) и сосны (Pinus sylvestris L.) (наиболее распро страненных на Урале и в Зауралье древесных видов) в процессе формирования на вырубках нового древостоя.

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН «Биологическое разнообразие», Целевой программы УрО РАН, выполняемой в содружестве с учеными СО и ДВО РАН «Диагностика состояния, моде лирование тенденций и прогноз развития регионов России на период до 2030 г.» (проект 09-С-6-1001) и гранта РГНФ 09-02-00561а «Безопасность критичных инфраструктур и их влияние на развитие хозяйственного ком плекса территории».

Нами предлагается следующая модель формирования лесной растительности на сплошных вырубках в зависимости от двух управляющих параметров [1]: структура T (безразмерная характеристика равномерно рас пределенного травянистого яруса), объединяясь с двумя величинами (характеристика, описывающая древес ную растительность (сосна + береза)) приводит к образованию трех величин. В тоже время величины и Т влияют на почвообразовательный процесс Н. В свою очередь H влияет на формирование древесного ( ) и травянистого яруса (T). Данные процессы протекают как в прямом, так и в обратном направлениях. Это форма лизуется следующей схемой протекания процессов:

T + 2 3 ( k 2,k 3 ) H ( k1,k 4 ) TH.

В скобках – константы скоростей прямых и обратных процессов. Из этого следует следующее диффе ренциальное уравнение:

  d = k1 + k 2 T 2 k 3 3 + k 4 H (1) dt где ki – некоторые другие параметры экосистемы, которые следует определить.

Управляющий параметр Н – характеристика богатства лесорастительных условий (мощность почвы, см).

В данном сообщении ему уделено основное внимание. Мощность почв - комплексный фактор, характеризую щий запас в почве элементов минерального питания и влаги, широко используемый в лесной типологии [2, 3].

Исследования проводились на сплошных вырубках южнотаежного округа Зауральской холмисто предгорной провинции [3] между 57°00–57°05 с.ш. и 60°15–60°25 в.д. Первая задача для построения количе ственной модели формирования лесной растительности на вырубках – выявление зависимостей численности древесных видов от управляющих параметров и определение критических условий: значений управляющих па раметров, при которых наблюдается равенство численностей сосны и березы. Они необходимы для перехода от уравнения (1) к безразмерной форме (уравнению 2) и определения приведенного энергетического потенциала F* (уравнение 3) [4-6]:

d ( ) = 3 + a * + b, или d = F, * (2) dt dt = * T 0.

14 12 * F (, a, b ) = + a + b, (3) 4 Здесь = / c T 0 / c – параметр порядка, характеризующий отклонение плотности раститель ности (древесной и травянистой) при фиксированной величине T, близкой к единице, от некоторого среднего значения плотности сосны и березы 0 = ( S + B ) / 2 ;

Т – безразмерная характеристика интенсивности развития травянистого яруса: T = ( 0 т ) / 0 ;

т – масса трав, (чем больше масса трав, тем меньше T);

S, B – плотность сосны и березы соответственно;

с - плотность в критической точке;

0 = k 2 / 3 k 3 c ;

* константы a*, b* – параметры: a = 3( T 0 1 ), b = H + 3T 0 2T 0. Параметр 2 3 * * 2* * * * b* = H * + H s можно представить как сумму внешнего поля H* и собственного самосогласованного * H s = 3T 0 2T 3 0. H*=H/Hc, Hc – критическая мощность почв. При b* = 0 H * = H s.

* * * * Нами обследованы 4-5-летние вырубки в широком градиенте лесорастительных условий от нижних частей пологих склонов с дренированными почвами мощностью более 50 см (обеспечивают устойчивый режим увлаж нения почвогрунтов) до верхних частей крутых склонов и вершин гор с мелкими каменистыми почвами (10- см) (крайне неустойчивый режим увлажнения). Выполнены общие геоботанические описания, проведены: учет подроста древесных видов, продуктивности трав, почвенные исследования. Рис. 1а наглядно показывает быстрое сокращение количества подроста древесных видов на сплошных вырубках с увеличением мощности почв.

Статистическим данным при минимальном функционале невязок соответствует функция N = 13000, где Н – 1. H мощность почв (см). Сходные тенденции отмечались многими авторами для южно-таежных и средне таежных лесов европейской части России, Урала и Западной Сибири [7-9], но уравнения зависимостей полу чены не были.

Для определения кри тической мощности почвы (Нс), при которой наблюдает ся равенство численностей сосны и березы, нами рас сматривается отношение чис ленностей рассматриваемых древесных видов на вырубках (рис. 1б). Статистическим данным при минимальном функционале невязок соот ветствует функция 5 * 10 6, где H – мощ f= H 5. ность почв в см. Равенство численностей сосны и березы Численность подроста сосны и березы на 4-5-летних вырубках: а – зависи (f=1), отмечается при мощно мость суммарной численности подроста сосны и березы (N – тыс. экз. га) от сти почв 27 см. На мелких мощности почв: N = 13000, где H – мощность почв (см), коэффициент почвах в составе подроста H 1. преобладает сосна, на мощ детерминации 0.76;

б - определение Н критического (Нс) (мощности почв, при которой наблюдается равенство численностей подроста сосны и березы) ных – береза. Качественный вывод о преобладании одного по отношению численности сосны к численности березы: f = 5 * 10, из двух древесных видов в за 5. H висимости от мощности почв где H – мощность почв в см;

Нс=27 см, коэффициент детерминации 0.53).

136   хорошо согласуется с литературными данными, в том числе полученными для других регионов России [7-9].

Уравнения зависимостей и критические условия для изучаемого региона получены впервые.

Таким образом, нами выполнен первый этап построения количественной математической модели фор мирования лесной растительности на вырубках. Для сплошных вырубок Зауральской холмисто-предгорной провинции нами получено уравнение зависимости суммарной численности подроста березы (Betula pendula, B.

pubescens.) и сосны (Pinus sylvestris) (наиболее распространенных на Урале и в Зауралье древесных видов) от мощности почв, выявлена критическая мощность почв (27 см), при которой наблюдается равенство численно стей сосны и березы. Эти результаты будут использованы в дальнейшем для разработки нелинейной модели.

Они необходимы для перехода к канонической (безразмерной) форме и построения потенциальной функции катастрофы сборки, которая определяет энергетическую характеристику в приведенном виде. Проведенная на ми работа инициирует новый подход к изучению динамики лесной растительности, который обеспечит обосно ванное прогнозирование состояния описываемых объектов.

Литература 1. Быстрай Г.П., Иванова Н.С. Подходы к моделированию динамики лесной растительности на основе теории ката строф // Аграрный вестник Урала. 2010. № 2.

2. Фильрозе Е.М. Схема генетической классификации типов леса Южного Урала // Эколого-географические и гене тические принципы изучения лесов. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1983. С. 53-60.

3. Колесников Б.П., Зубарева Р.С., Смолоногов Е.П. Лесорастительные условия и типы лесов Свердловской облас ти. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1974. 176 с.

4. Николис Г., Пригожин И. Самоорганизация в неравновесных системах. М.: Мир, 1973. 511 с.

5. Гилмор Р. Прикладная теория катастроф. М.: Мир. 1984. T.1. 350 с. T.2. 285 с.

6. Быстрай Г.П., Пивоваров Д.В. Неравновесные системы: Целостность, эффективность, надежность. Свердловск:

Изд-во Урал. гос. ун-та. 1989. 187 c.

7. Поликарпов Н.П. Формирование сосновых молодняков на концентрированных вырубках. М.: Изд-во АН СССР.

1962. 171 с.

8. Маслаков Е.Л., Колесников Б.П. Классификация вырубок и естественное возобновление сосновых лесов средне таежной подзоны равнинного Зауралья // Леса Урала и хозяйство в них. 1968. Вып.1. С. 246-279.

9. Санников С.Н. Экология и география естественного возобновления сосны обыкновенной. М.: Наука. 1992. 264 с.

УДК: 579. ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛИЗАЦИИ И ТРАНСФОРМАЦИИ ОРГАНИЧЕСКИХ ВЕЩЕСТВ В УРБАНОЗЕМАХ г. РОСТОВА-НА-ДОНУ И г. АЗОВА Л.Н. Илюшкина Южный федеральный университет, г. Ростов-на-Дону E-mail: lubsas@inbox.ru На протяжении последних столетий почвенный покров Земли все более широко подвергается антропо генным воздействиям, которые в той или иной степени меняют функционирование почв, вмешиваются в есте ственный ход их развития, позволяя говорить об особом антропогенном периоде позднеголоценовой эволюции почв и почвенного покрова.

Наблюдается тенденция к накоплению токсических веществ в почве, воде, урожае. Изменения процессов микробной трансформации могут приводить к появлению новых загрязнений, что особенно выражено в город ских почвах. Почвенная микрофлора в данном случае может служить достаточно хорошим индикатором.

Различная устойчивость компонентов микробного сообщества почвы к антропогенному воздействию приводит к выпадению наиболее чувствительных звеньев, нарушению естественного равновесия между от дельными группами микрофлоры. В свою очередь, это меняет интенсивность отдельных стадий процессов кру говорота биогенных элементов, что ведет к деградации почв, минерализации гумуса, нарушению экологиче ских функций почвы.

При характеристике микробного сообщества урбаноземов принято применять ряд коэффициентов, кото рые рассчитываются на основании данных о численности различных трофических групп микроорганизмов по отношению к источнику азота.

Коэффициент минерализации представляет отношение численности бактерий на крахмало - аммиачном агаре к численности бактерий на мясо – пептоном агаре. Высокий коэффициент минерализации свидетельству ет о том, что в почве протекают активные процессы минерализации. По данным литературы, в нормальных, не измененных антропогенно почвах, коэффициент минерализации низкий и составляет 0,64 и 0,75.

Другим важным показателем динамики состояния почв является коэффициент трансформации органи ческого вещества. Он рассчитывается по формуле: (КАА+МПА)*(МПА/КАА). Данный коэффициент показы вает динамику накопления органического вещества в почве.

Использование данных коэффициентов позволяет оценить текущее состояние органического вещества почвы и с высокой степенью вероятности прогнозировать дальнейшее.

Объектом исследования были городские почвы, отобранные в разных функциональных зонах городов Ростова-на-Дону и Азова: жилая (урбаноземы частично экранированные с черноземами и урбаночерноземами), рекреационная (черноземы обыкновенные карбонатные, частично экранированные), промышленная (индустри земы с участием экранированных урбаноземов и реплантоземов) и зона максимального загрязнения. Отбор почвенных образцов осуществляли с глубин 0-20см и 20-40см.

Для выделения и учета различных групп микроорганизмов использовали метод посева на агаризованные питательные среды.

  Значения коэффициента минерализации показали значительный разброс в почвах различных зон. Осо бый интерес представляет тот факт, что в большинстве зон коэффициент минерализации в верхнем почвенном слое оказался выше, чем в нижнем. Это говорит о том, что в верхнем почвенном слое количество аминоавто трофов по отношению к количеству аминогетеротрофов больше, чем в нижнем почвенном слое. В то же время, по данным других исследований, в ненарушенных почвах наблюдается обратная картина – в верхнем почвен ном слое коэффициент минерализации ниже по сравнению с нижним. Это связано с тем, что свежее органиче ское вещество, используемое группировкой аминогетеротрофов, поступает именно в верхний слой, а потому их количество в данной почве закономерно возрастает. В связи с этим, можно сделать вывод о недостаточном по ступлении свежей органики в почвы большинства исследованных зон. Обращают на себя внимание относи тельно низкие значения коэффициента минерализации в зоне максимального загрязнения (0,49-0,68). Такие значения связаны с необычно высокой численностью аминогетеротрофов. При ограниченном поступлении ор ганики, наблюдающемся в сильно экранированных урбаноземах зоны максимального загрязнения, такое пре обладание аминогетеротрофов может грозить быстрой деградацией органического вещества почвы. Высокие темпы минерализации в городских почвах являются тревожным признаком, поскольку это может говорить о прогрессирующей деградации и дегумификации городских почв.

При определении коэффициента трансформации органического вещества были получены данные, свиде тельствующие о том, что скорость накопления органического вещества в городских почвах крайне низкая, а ко эффициент трансформации органического вещества лежит в пределах 1,45-10,39.

Для сравнения, по данным Л.Н. Коробовой (2007), этот коэффициент лежит в пределах 10,8-355,5 для целинных и 23,1-520,4 для залежных почв, что в разы и десятки раз превышает полученные для городских почв значения. Снижение концентрации органических веществ в почвах приводит к существенному ухудшению структурного состояния, водоудерживающей и поглотительной способности почв, выносу элементов мине рального питания и как следствие – снижению почвенного плодородия.

Полученные данные, а именно высокие коэффициенты минерализации и низкие коэффициенты транс формации органического вещества свидетельствует об интенсивной деградации почв г. Ростова-на-Дону и г.

Азова. Это может иметь серьезные негативные последствия для здоровья людей, даже при условии не исполь зования почв для нужд сельского хозяйства, что характерно для городских почв. Почвенные микроорганизмы могут образовывать ряд токсичных для растений и человека летучих соединений (жирные кислоты, ацетон, окись этилена, моно- и диметилртуть).

Литература 1. Звягинцев Д.Г. Почвенные микроорганизмы и здоровье человека // труды конференции «Перспективы развития почвенной биологии», М.: Изд-во МГУ, 2001. – С. 2. Девятова Т.А., Безлер Н.Б., Антонюк А.Н. Влияние сельскохозяйственных угодий и подтипа почвы на микробное сообщество зональных почв на примере черноземов каменной степи. // Вестник ВГУ, серия химия. Биология.

Фармацея. №1, 2003. – С. 46- 3. Коробова Л.Н. Особенности сукцессии микробных сообществ в черноземах Западной Сибири: Автореф. дис… канд. сельхоз. наук, Новосибирск, 2007. – 19 с.

4. Марченко С.А., Кожевин П.А. Функциональная реакция микробного сообщества почвы как индикатор загрязне ния стойкими органическими загрязнителями. // АГРО-XXI, 2008, №7-9 – С.24- УДК 556. РОЛЬ БОЛОТНЫХ ПОЧВ В БИОСФЕРЕ Л.И. Инишева Томский государственный педагогический университет, г. Томск e-mail: inisheva@mail.ru Велика историческая роль гидроземных почв в становлении современной биосферы. Древние болота на Земле появились в конце силура – начале девона. Болотные почвы оказались наиболее благоприятной экологиче ской средой в процессе выхода растений из воды и освоения ими воздушного окружения, а затем и литосферной оболочки суши. Болота служили не только резервуаром влаги, но и источником азота и зольных элементов для растений. Торф являлся благоприятной средой обитания гетеротрофных организмов. Удачное сочетание основ ных свойств делало болота благоприятным субстратом в период адаптации растений к воздушной среде, а затем и к литосферной оболочке суши. Болото можно рассматривать и как водоем, где вода связана с органикой, и как сушу, содержащую 80–90% воды и 20–10% сухого вещества. При таком двуединстве экологический контраст ме жду водной средой и сушей в болоте являлся наименьшим. Благодаря этому болотное почвообразование в исто рии биосферы выполнило своего рода роль переходного моста, по которому растения вышли из воды на сушу.

Гидроземный период – самый продолжительный в истории биосферы. Он длился более 3 млрд. лет. Атмоземный период – время адаптации организмов, прежде всего растений, к условиям воздушного окружения длился около 175 млн. лет, литоземный период – время освоения растениями и животными литосферной оболочки суши – око ло 160 млн. лет. Таким образом, благодаря болотному почвообразованию растения эволюционно были подготов лены к переселению на литосферную оболочку суши. Образно говоря, современный мир вышел из болот.

Современные болота и торфяные залежи – молодые образования, возникшие уже после ледниковой эпо хи, в голоцене. Нижняя граница голоцена определяется в 12 тыс. лет назад. На территории Западно-Сибирской равнины в силу геологического строения и природных условий в этот период шли интенсивные процессы забо лачивания и торфообразования. Наибольшая заторфованность территории в Западной Сибири составляет в среднем 19,5%. Наиболее древние центры заболачивания находятся в зоне тайги, где заболоченность в среднем оценивается в 50% с увеличением до 80-90% в подзоне средней тайги. В Восточной Сибири процессы забола 138   чивания и торфонакопления протекают значительно медленнее. Для зональной динамики линейного прироста торфа в целом по голоцену установлена следующая закономерность. Высокая величина линейной скорости торфонакопления выявлена для болот южной тайги, где средняя величина этого показателя составляет 0, мм/год. В северном направлении величина этого показателя постепенно снижается. В средней тайге средняя скорость линейного торфа снижается до 0,57 мм/год, в северной – до 0,37 мм/год, в лесотундре до – 0,35 мм/год в тундре до – 0,3 мм/год. Интенсивно протекает линейный прирост торфяных отложений в подтайге, где сред няя величина этого показателя составляет 1,1 мм/год. В этом регионе интенсивность торфонакопления обуслов лена сравнительно высокой биологической продуктивностью, характерной для болотных комплексов травяно гипнового типа. В лесостепи, особенно в займищах, процесс торфонакопления несколько замедлен – 0,64 мм/год.

При активности процесса болотообразования на современном этапе болотные экосистемы, являясь в За падной Сибири непременным атрибутом ландшафтной оболочки, выполняют ряд функций: гидрологическую, геоморфологическую, климатологическую и др. Климатическая функция болот выражается в их мощном влия нии на формирование теплового и водного балансов территории. Так, например, было установлено, что вели чина радиационного баланса болот с мощной торфяной залежью в средней и северной тайге препятствует сме щению границы распространения зоны вечной мерзлоты южнее Сибирских Увалов. Болота обеспечивают со хранение генофонда редких, в том числе не встречающихся нигде видов животных, птиц и растений. На торфя ных болотах произрастают лекарственные растения (багульник, вахта, сабельник, таволга) и ягоды. Торфяные месторождения служат гигантскими естественными фильтрами, поглощающими токсичные элементы. Болота играют, например, важную роль в поддержании состава атмосферного воздуха: их растительность обогащает атмосферу кислородом и усваивает углекислый газ, изымая из планетарного цикла углерод и консервируя его в торфяниках на тысячи лет. В результате частичного разложения растительных остатков в анаэробных условиях в атмосферу поступает также значительное количество метана. Соотношение между потоками углекислого газа и метана (важных компонентов атмосферного воздуха, регулирующих проявления "парникового эффекта") оп ределяет "вклад" болотного региона в возможное потепление глобального климата.

Так, площадь торфяных болот мира составляет 5*106 км2 (3,5% суши Земли). Запасы торфа в пересчете на углерод - 120-240 млрд. т. По последним данным, площадь болот мира оценивается в 6,41*106 км2, соответ ственно возрастают запасы углерода до 234-252 млрд. т. [Lappalainen E, 1996]. В России общая площадь отор фованных заболоченных земель составляет 3,69 *106 км2 (или 21,6% территории страны) с содержанием угле рода 113,53 млрд. т., в том числе площадь торфяных болот – 1,39 млн. км2, содержание в них углерода 100, млрд. т, [Вомперский, 1994]. Западно-Сибирский экономический район, располагаясь на территории трех при родно-географических зон (лесостепной, лесной и тундровой), представляет собой крупнейший торфяной реги он мира с 39% мировых запасов торфа. В Западной Сибири площадь торфяных болот достигает 42% от их площади по всей территории России с содержанием углерода 42,3 млрд.т., что составляет 36% от депонирован ного углерода России. Поэтому вопросы изучения углеродного баланса болот – одна из самых приоритетных на современном этапе их изучения.

Какова же естественная эволюция болот и их роль в будущем? Ответ на этот вопрос прежде всего опре деляется климатом биосферы. По данным М.И. Нейштадта (1971) «болота наступают на леса, ежегодно зани мая в тайге от 8 до 45 тыс. га;

при естественном их развитии через 3-5 тыс. лет все леса Западной Сибири, за исключением приречных участков, будут заболочены». Климаксное состояние болот может наступить за пре делами возраста болота в 50 тыс. лет по данным R.S. Climо (1992). Малик Л.К. считает, что через несколько ты сяч лет вся территория Западной Сибири будет заболочена и заторфована. При этом основные фазы формиро вания и непрерывного изменения болотного ландшафта (самоосушаемая либо регрессивно-топяная эволюция) будут повторяться до тех пор пока не изменятся факторы устойчивости болотных систем» (Малик, 1992).

По другим авторам «через 1000 лет процесс заболачивания в Западной Сибири завершится, суммарная площадь болот достигнет 810 тыс. км2, то есть увеличится на 2 %. Прогноз о заболачивании всех лесов Запад ной Сибири мало реален» (Глебов, 1988).

Литература 1. Вомперский С.Э. Роль болот в круговороте углерода. В кн. Биогеоценотические особенности болот и их рацио нальное использование. - М. Наука, 1994. - С.5-37.

2. Нейштадт М.И. Мировой природный феномен – заболоченность Западно-Сибирской равнины. Изв. АН ССР, сер.

геогр.,№1, 1971.С. 21-34.

3. Глебов Ф.З. Взаимоотношение леса и болота в таежной зоне. Новосибирск.: Наука,1988, 181 с.

4. Малик Л.К. Роль современной речной сети в прогрессирующем заболачивании территории.- М: Наука, 1992, 124 с.

5. Lappalainen E. General rewiew on world peatland and peat resources // Global peat resouces. Finland. Saarijrvi, 1996. P.

53-57.

6. Clymo R.S., Rearce D.M.E. // Phol. Trans. Rey. Soc. London. A. 1995. V. 350. P. 249-259.

УДК 631.445. ПРОСТРАНСТВЕННАЯ ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА ВОСТОЧНОГО ДОНБАССА ПРИ ФОРМИРОВАНИИ ЧЕРНОЗЕМНО-МОЧАРИСТЫХ КОМПЛЕКСОВ В.П. Калиниченко 1, Л.П. Ильина Донской государственный аграрный университет, Персиановка, kalinitch@mail.ru Южный научный центр Российской Академии Наук, Ростов-на-Дону, iljina@mmbi.krinc.ru Почвенный покров является весьма сложной по уровню организации системой, поэтому для всесторон ней региональной характеристики почв необходим анализ структуры почвенного покрова (СПП). СПП наряду с   параметрами, являющимися традиционными объектами почвенных исследований, требует изучения характера и механизма связи компонентов, особенностей геометрического строения образуемых ими ареалов, факторов и процессов их возникновения и эволюции. Сведения такого рода имеют важнейшее практическое значение, по скольку являются основой рационального сельскохозяйственного использования земель.

В настоящее время наряду с необходимостью систематизации зональных процессов почвообразования в Восточном Донбассе следует учитывать микро- и мезонеоднородности почвенного покрова. Значительная часть этой территории характеризуется более адекватно с учетом представлений об элементарном почвенном ареале (ЭПА) как элементарной структурной единице СПП.

В структуре почвенного покрова Восточного Донбасса представлен разнообразный спектр ЭПА, со стоящий из ЭПА обыкновенных черноземов, ЭПА черноземов мочаристых, ЭПА глеевато-мочаристых черно земов, ЭПА лугово-черноземных мочаристых почв, ЭПА луговых мочаристых обычных, солонцеватых и со лонцевато-засоленных почв, ЭПА болотных мочаристых, обычных, солонцеватых и солонцевато-засоленных почв, ЭПА болотных мочаристых обычных и солонцевато-засоленных почв (Калиниченко, 2003;

Безуглова, На заренко, 1998;

Калиниченко и др., 1997).

Природа черноземно-мочаристых комплексов тесно связана с особенностями почвообразующих пород.

В зависимости от типа мочаров почвообразующими породами Восточного Донбасса являются различного рода четвертичные отложения, лессовидные суглинки, красно-бурые и серо-зеленые глины, погребенные почвы. Все они могут в соответствии с гидрологическими условиями территории служить водоупором для просачиваю щихся атмосферных осадков. В отдельных случаях возможен наклон водонепроницаемых глин вглубь плато, вследствие чего они залегают близко к поверхности (Минкин и др., 1991;

Минкин и др., 1986).

Необходим набор классификационных компонентов, выбор которых позволяет наиболее полно отразить новые особенности почвенного континуума. Кроме перечисления состава почвенного покрова современные представления об СПП предполагают сведения о характере взаимосвязей между компонентами. Эти взаимосвя зи разнообразны в аспекте изучения процессов формирования СПП, имеется широкий выбор вариантов трак товки явления пространственной неоднородности рассматриваемой биогеоценотической системы. Согласно нашим исследованиям расчлененность микро- и мезорельефа дневной и гипсометрической поверхностей, чере дование пород разного литологического состава, разнообразие динамики влажности и ее предпосылок в разных элементах почвенного континуума, сложная гидрогеологическая обстановка, литологическая неоднородность с фрагментарным и сплошным разноглубинным расположением красно-бурых глин различной степени засоле ния и разнообразные геохимические свойства субстратов формирования подземных вод обуславливают разви тие пространственных взаимодействий в СПП по типу сочетаний (однонаправленная связь) и комплексов (дву сторонняя связь компонентов). Выделим наиболее репрезентативные, на наш взгляд, варианты такого рода почвенной комбинации с описанием условий их формирования. Вариантом спорадически пятнистой комбина ции ЭПА мочаров и черноземов является цепь первых поперек основного уклона склона в средней – нижней его части, вложенная в фоновый однородный ареал вторых. ЭПА чернозема обыкновенного имеет размер в по перечнике на 1-2 порядка больше, чем ЭПА мочаристой почвы, которые при компактной форме, резких грани цах и значительном переувлажнении имеет размер 9±6 м2 (n=64). Природа переувлажнения обусловлена водо упором согласно дневной поверхности залегания со сближением отметок изогипс и геодезических отметок при простирании водоупора вверх от поперечного гидроцентра всей цепи ЭПА мочаров, причем в результате спон танной динамики кровли водоупора, дневной поверхности и водоупора, что приводит к пространственной дис кретности переувлажнения.

Следует отметить, что в аналогичных геоморфологических условиях, но при малом варьировании соот ношения дневной и гипсометрической поверхностей возможен вариант относительно однородного переувлаж нения поперек склона. ЭПА при этом имеют весьма протяженную форму, выраженные границы и размер (6± м2 ), (50±36)м (n=9). Природа переувлажнения может привести к тенденции динамики свойств вдоль длинной стороны ЭПА, причем он может распадаться на ряд смежных ЭПА с постепенными границами, выделяемых по признаку дифференциации увлажнения.

Описанные варианты при наличии выраженной ложбинообразной форме водоупора обусловливают ло кализацию единичных ЭПА мочаров на склоне, имеющих выраженные границы, компактную форму и размер (20±9)м (n=12).

Кроме того, широко распространен вариант со значительным водосбором грунтового стока вверх от гидроцентра переувлажнения, когда поступление влаги настолько велико, что переувлажнение распространяет ся в плане внутрипочвенного рассредоточения влаги, которое затрагивает и почвообразующую породу. Форми руется система концентрических ЭПА. В центре – ЭПА болотно-мочаристой, обычно солонцевато-засоленной почвы, форма компактная, границы резкие, размер 13±8 м (n=8). Этот ЭПА вложен в ЭПА лугово-болотной мо чаристой солонцеватой (солонцевато-засоленной) или лугово-черноземной мочаристой почвы. Последний ЭПА близок к концентрической форме, внутренняя граница резкая, наружная постепенная, очертание от компактно го до удлиненного вдоль или поперек уклона, больший размер 60±40 м (n=8). Он вложен в ЭПА чернозема мо чаристого или чернозема глеевато-мочаристого с наименьшей по сравнению с двумя первыми степенью преоб разования при переувлажнении. Его обычно относят к периферийной зоне мочара, форма обусловлена доволь но извилистой границей с очень постепенным переходом к фоновому ЭПА. Внутренняя граница с постепенным переходом. Размер 90±63 м (n=8).

Встречаются условия, когда пространственное чередование ЭПА идет преимущественно вдоль основно го уклона. Цепь ЭПА компактной или удлиненной формы образуется в результате периодической несогласо ванности водоупора и дневной поверхности. Переувлажнение происходит из-за многократного выхода одного 140   и того же пика или постового расхода грунтового потока в почвенный слой с локальным мочарообразованием.

ЭПА разнообразны по очертаниям и размерам, которые находятся в пределах 4±28 м (n=6).

В случае преимущественно климатогенной локальной влаго-аккумуляции в результате антропогенной трансформации водного баланса ландшафта переувлажнение имеет меньшую интенсивность, однако ПК ус ложняется и, по отношению к описанным выше вариантам, приобретает выраженную регулярность чередова ний ЭПА в пространстве. ЭПА имеют соразмеримую величину, очертания средней сложности, относительно компактны или удлинены, границы постепенные, размер 70-369 м. Больший размер относится к ЭПА чернозе мов обыкновенных. Представлены ЭПА черноземов мочаристых, черноземов глеевато-мочаристых.

Таким образом, с точки зрения гидрогеологии, залегание водоупора и дневной поверхности характери зуется сближением отметок этих поверхностей и при формировании относительно повышенного грунтового потока в условиях возросшей культуры земледелия и современного тренда гумидизации климата, обуславлива ет локальное увлажнение. Вначале имеет место однонаправленная связь по водному балансу, причем сочетание почв почвенной комбинации (ПК) имеет гравитационно-рельефное происхождение. Смена биоценоза обуслав ливает тенденцию обратной связи, когда снижение расхода влаги в гидроцентре ведет к экспансии гидроцентра вверх по склону и ПК приобретает черты комплекса. Более напряженная ситуация имеет место, если локализа ция грунтового потока в гидроцентре более выражена – происходит большая экспансия вверх по уклону и, кроме того, горизонтальное растекание. В каждом случае трансформация биоценоза в горизонтальном направ лении дает обратную связь в гидроцентр, который от этого подвергается еще большему промачиванию и пере увлажняется. ПК трактуется как комплекс.


Описанные примеры формирования черноземно-мочаристых комплексов и сочетаний отражают высо кую устойчивость структуры почвенного покрова. Более того, СПП функционирует по типу положительной обратной связи, когда первичное развитие очага переувлажнения обуславливает усиление отличия его свойств относительно фоновой структуры с устойчивой релаксацией свойств во времени по завершении относительно короткого периода стабилизации новых свойств.

Литература 1. Безуглова О.С., Назаренко О.Г. Генезис и свойства мочаристых почв Предкавказья // Почвоведение. 1998. № 12.

С. 1423-1430.

2. Калиниченко В.П. Природные и антропогенные факторы происхождения и эволюции структуры почвенного по крова. М.: Изд - во МСХА, 2003. 376 с.

3. Калиниченко В.П., Назаренко О.Г., Ильина Л.П. Особенности структурной организации почвенной массы в пере увлажненных почвах склонах черноземной зоны // Доклады РАСХН. 1997. № 5. С. 22-24.

4. Минкин М.Б., Калиниченко В.П., Кудинов Н.Г. Мочаристые солонцевато-солончаковатые почвы склонов // Из вестия СКНЦВШ: Естественные науки. 1986. № 1. с. 1-30.

5. Минкин М.Б., Калиниченко В.П., Назаренко О.Г. Мелиорация мочаристых почв Восточного Донбасса. М.: Изд во МСХА, 1991. 131 с.

УДК 51.791. (282.247.32) (477) ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННАЯ ОРГАНИЗАЦИЯ ПОЧВ ПОЗДНЕГО ПЛЕЙСТОЦЕНА БАССЕЙНА ДНЕПРА НА ТЕРРИТОРИИ УКРАИНЫ С.П. Кармазиненко Институт географии НАН Украины, г. Киев, E-mail: Karmazinenko@mail.ru Индивидуальность строения почвенных свит, особенности их генезиса и изменений в пространстве и времени отображены в Региональной схеме палеогеографической этапности плейстоцена [10]. Согласно корре ляционной стратиграфической схеме 2003 года к позднему плейстоцену относятся кайдакский, прилукский, ви тачевский и дофиновский горизонты [11]. Нами были изучены отложения 24 разрезов позднего плейстоцена, в пределах современных физико-географических зон: смешанных лесов (с. Музычи), лесостепной (сс. Пирогово, Кодаки, Великая Бугаевка, Стайки, Клещинцы, Гонцы, Вильшанка, Кагамлык, пгт. Градижск, сс. Садки, Ка менные Потоки) и степной (сс. Мишурин Рог, Мосты, м. Днепропетровск, Мирра, м. Василивка, пгт. Великая Знаменка, сс. Мала Лепетиха, Каиры, Львово, Широкая Балка, Станислав). По результатам макро- и микромор фологических исследований [5], с учетом других данных [1-4, 6-9], нами прослежена пространственно временная организация почв позднего плейстоцена (таблица).

На основании проведенных исследований можно сделать следующие выводы.

Макро- и микроморфологические данные позволили выполнить реконструкцию зональных почвенных покровов для кайдакского, прилукского, витачевского и дофиновского времени.

Микроморфологические признаки почв позднего плейстоцена имеют свои особенности: для кайдакских почв характерно проявление признаков подвижности органо-глинистого вещества, особенно в климатический оптимум kdb1;

для прилукских – рыхлое губчатое микростроение, сложная микроагрегированость, пористость и карбонатность;

для витачевских – микростроение в форме блоков, наличие ооидов, железисто-марганцевых микроорштейнов, повышенная оглиненость и ожелезненность;

для дофиновских – преимущественно простые, лишь иногда сложные микроагрегаты, часто карбонатность с поверхности.

Результаты макро- и микроморфологических исследований более 600 шлифов почв с ненарушенным строением позднего плейстоцена свидетельствуют о различиях условиях их формирования и изменений обста новок от преимущественно умеренных и более равномерно влажных в кайдакское, прилукское время (бурые,   Пространственно-временная организация почв позднего плейстоцена бассейна Днепра территории Украины (с учетом микроморфологических данных) Микроморфологические признаки Горизонт Микроморфоло Стадия гические призна- Зона смешанных (хвойно Лесостепная зона Степная зона ки широколиственных) лесов менее выражена микро простые микроагрегаты, агрегированость, в гори пропитка плазмы микро зонте породы масса сце кристаллическим кальци ментирована карбоната dfc том ми светло-бурые полупус дерново-карбонатные тынные сложные микроагрегаты простые микроагрегаты, нечеткие освет- чешуйчатые натёки кол- І-ІІ порядка, микроорт df скопление гумуса в сгуст ленные сложные ломорфных глин, про- штейны, микрокристал ках и комочках, признаки микроагрегаты І- ли-ческий кальцит це питка нижней части поч незначительной подвиж ІІ порядка, раз- вы мелко- и крупнокри- ментирует плазму в вы ности органо-глинистого деленные пора dfb2 сталлическим кальцитом соко расположенном Pk вещества ми, в нижней горизонте части – микро кристаллический черноземы оподзоленные, черноземовидные, черно бурые лесные кальцит черноземовидные земы южные нодули образованные в результате сегрегации же лезисто-глинистого веще микроортштейны, нечеткие признаки перераспределе ства, более высокое поло ния глин и карбонатов по профилю, высокое положе жение карбонатного го строение в фор- ние карбонатного горизонта ризонта;

в солонцовых ме блоков, фор vtb разностях насыщенность мирование но плазмы гипсом дульных стяже ний органо-гли- коричневото-бурые, бурые лесные бурые лесные нистого вещест- красновато-бурые солон ва, наличие же- цеватые vt лезисто-марган- компактное плотное мик цевых микроор- ярко выраженные нодульные стяжения с четкими кон- ростроение, на юге – на штейнов, моно- турами, слитность массы, неразветвленные поры, мик- личие округлых красно литность, огли- роортштейны с пленками колломорфных глин, в ниж- ватых железисто-карбо неность, ожелез- ней части профиля плазма пропитана микрокристалли- натно-глинистых стяже ненность мате- ческим кальцитом ний;

в понижениях – на vtb риала сыщены гипсом серовато-коричневые ино гда солонцеватые, крас темно-бурые лесные темно-бурые лесные новато-бурые, часто со лонцеватые на севере и в средней части почвы имеют более мощный профиль, постепенное снижение гумуса з глубиной, в южном направлении они приобретают четкие при преимуществен- знаки степного почвообразования – менее мощные с высшим положением карбо но губчатое мик- натного горизонта, большим содержимым окислов марганца и железа иногда со ростроение, plb2 лонцеватые с наличием друз гипса сложные микро черноземы: буроземовид агрегаты до IV черноземы мицеляр черноземы типичные ные, коричневато-серые, порядка, разде- но-карбонатные южные и солонцеватые ленные сеткой проявляются призна- преобладает бурый гумус разветвленных слабо выраженные «отмытые»

ки перемещения ор- типа мулль, характерно пор, плазма рав- участки, гумусовые пленки pl гано-железисто-кар- скопление окислов мар номерно про- вокруг зерен скелета и округ бонатно-глинистого ганца в порах из желези крашена гуму- лые стяжения органо вещества, наличие сто-карбонатно-глинис сом, плазма кар- глинистого вещества в гуму микроорштейнов, в тыми пленками вокруг бонатного гори- сово-элювиальных горизонтах, нижней части про- них, в нижней части про зонта пропитана plb натеки коломорфних глин з филя плазма пропи- филя плазма пропитана микро-, мелко- и включением гумуса и глин в тана микрокристал- микрокристаллическим крупнокристал- иллювии лическим кальцитом кальцитом ли-ческим каль черноземовидные: солон цитом черноземы: луговые темно-серые лесные цеватые и серовато и выщелоченные коричневые 142   Продолжение таблицы сложные микроагрегаты ІІ-ІІІ усиление процессов гумусовой аккумуляции из микроагрегиро- порядка в гумусово-элюви- севера на юг (сложные микроагрегаты до ІV по альном горизонте, «отмытые» рядка), типичным является губчатое микрострое ванность, порис тость, разные ви- участки в элювиальном, гуму- ние, глинистое вещество слабо подвижное, или ды выделений сово-глинистые натеки в ил- неподвижное, в Pk преобладает микрокристалли лювиальном, микрокристалли- ческий кальцит, который концентрируется в по карбонатов, что в kdb зависимости от ческий кальцит в горизонте рах и вокруг них;

на юге степи почвы часто за типа почвы ска- породы гипсованные – микрокристаллы гипса пливаются на черноземы: близкие к черноземы оподзолен разной глубине светло- и темно-серые лесные обычным, южные ино ные гда загипсованы чередование «отмытых» уча- чешуйчатые желези kd глинистое вещество ме стков с участками пропитан- сто-карбонатно нее подвижно, почвы ные гумусом в гумусово- глинистые натёки ожелезнены, з присып отчетливые при элювиальных и элювиальных;

колломорфных глин кой кремнезема, более знаки подвижно натёки и чешуйки светлых имеют красноватый высоким положением сти органо-гли колломорфных глин в иллю- оттенок;

на юге – бо карбонатного горизонта нистого вещест kdb виальных горизонтах, незна- лее сложная микро (плазма пропитана мел ва, карбонаты чительное количество мелко- агрегированость, чет кокристаллическим встречаются на кристаллического кальцита в кий карбонатный го кальцитом) большой глубине нижней части профиля ризонт бурые лесные, бурые дерново-подзолистые серые лесные лесные остепненные серые лесные, чорноземовидние и черноземные почвы), как правило, более равномерно влажных вариантов, чем современные, умеренных и более контрастных в сравнении с современными в витачевское время (бурые, темно-бурые, красновато-бурые почвы) до умеренно континентальных и аридных, чем современные в дофи новские время (на юге черноземы южные, светло-бурые почвы полупустынь).

Литература 1. Веклич М.Ф. Основы палеоландшафтоведения / Веклич М.Ф. – К.: Наук. думка, 1990. - 190 с.

2. Величко А.А. Изменение климата и ландшафтов за последние 65 млн. лет / Величко А.А. – М.: Геос., 1999. – 256 с.


3. Герасименко Н.П. Розвиток зональних ландшафтів четвертинного періоду на території України: дис. … доктора геогр. наук: 11.00.04 / Герасименко Наталія Петрівна. – К., 2004. – 461 с.

4. Глушанкова Н.И. Палеопедогенез и природная среда Восточной Европы в плейстоцене / Глушанкова Н.И. - Смо ленск-Москва: Магента, 2008 – 348 с.

5. Кармазиненко С.П. Особливості зональних змін верхньоплейстоценових ґрунтів басейну Дніпра на території України: дис. … кандидата геогр. наук: 11.00.04 / Кармазиненко Сергій Петрович. – К., 2009. – 230 с.

6. Матвиишина Ж.Н. Микроморфология плейстоценовых почв Украины / Матвиишина Ж.Н. – К.: Наук. думка, 1982. – 144 с.

7. Матвиишина Ж.Н. Микроморфология и педогенез верхнекайнозойских ископаемых почв Украины: дисс. … док тора геогр. наук: 11.00.04 / Матвиишина Жанна Николаевна. – К., 1992. – 439 с.

8. Морозова Т.Д. Развитие почвенного покрова Европы в позднем плейстоцене / Морозова Т.Д. – М.: Наука, 1981. – 281 с.

9. Сиренко Н.А. Развитие почв и растительности Украины в плиоцене и плейстоцене / Н.А. Сиренко, С.И. Турло – К.: Наук. думка, 1986. - 188 с.

10. Стратиграфическая схема плейстоценовых отложений Украины. Объяснительная записка / [М.Ф. Веклич, Н.А. Сиренко, Ж.Н. Матвиишина и др.] – К.: Госкомитет геологии Украины, 1993. – 40 с., 8 табл.

11. Шовкопляс В.М. До стратиграфічного розчленування четвертинних (антропогенових) відкладів України / В.М. Шовкопляс, Б.Д. Возгрін // Геол. журнал – 2003. № 4. – С. 34-39.

ПОЧВА В СОВРЕМЕННОМ МИРЕ Л.О. Карпачевский Факультет почвоведения Московского государственного университеат им. М.В. Ломоносова, г. Москва E-mail: dusy.taz@mail.ru В настоящее время почва обрабатывается на 15 млн. кв. км суши.

Еще 20 млн. кв. км суши используется в разных целях (пастбища, сенокосы). Увеличивается количество мегаполисов, дорог, водохранилищ, трубопроводов, карьеров и других нарушений почвенного покрова.

Увеличивается: нагрузка на почву. Происходят потери почвы, нарушение целостности почвенного по крова, увеличивается площадь свалок. По прогнозам ЮНЕП, в ближайшем будущем гибель от эрозии угрожа ет 600 млн.га земель. Ежегодная убыль потенциально пригодных для сельскохозяйственного использования земель в результате засоления составляет 200–300 тыс. га.

Значительно расширили свои границы пустыни и аридные земли: Существует мнение, что опустынива ние – это климатический процесс, связанный с потеплением и аридизацией климата. Однако, это не совсем так.

Анализ территории Калмыкии показал, что после прекращения в 1990-х гг. избыточного выпаса скота на уже опустыненных землях началось быстрое восстановление почв и растительности, вплоть до появления ковыль   ных степей (в начале ХХI в.). Таким образом, десяти лет хватило на реставрацию естественных биогеоценозов в степи при достаточно бережном к ним отношении.

Но в целом на Земле с конца XIX века площадь пустынь возросла с 1,1 до 2,6 млрд. га. Общая площадь непродуктивных земель, превращенных неразумной деятельностью человека в пустыни и участки, непригод ные для сельскохозяйственного пользования, составляет уже 2 млрд. га.

Ежегодно человечество вывозит на свалки свыше 5 млрд. куб м мусора (ТБО). В Московской области давно уже возникла проблема с созданием новых свалок. Идет борьба за создание на территории Москвы и Подмосковья мусороперерабатывающих заводов. В городах естественные почвы или загрязнены, нарушены, или заменены почвоподобными (по определению Е.А. Дмитриева) телами.

Встает один важный вопрос: может ли человек обойтись без естественной почвы? Теоретически – да, практически – нет.

Может ли человек восстанавливать почвы и почвенный покров?

Теоретически – да, практически – очень ограничено. Хотя, казалось бы, пример Голландии показывает.

что осушение и промывка морского дна приводит к созданию искусственных почв при хорошей агротехнике и внесении удобрений. Но этот пример нельзя считать показательным. Во-первых, морские отложения сами в значительной степени являются биокосными телами, и материал, составляющий их, в значительной степени прошел цикл почвообразования. Во-вторых, эти почвы используются под цветы и травы (последнее – для жи вотноводства).

Итак, как можно оценить значение почвы как природного образования в современном мире:

Почва – основа всех биогеоценозов суши. Только ее формирование приводит к появлению полноценных биогеоценозов.

Почва – главное условие сельскохозяйственного производства. Именно на почве выращивают и получа ют основные продукты питания для людей.

Почва – санитар планеты. В естественных почвах почти не обитают патогенные микроорганизмы. Ос новная масса бактерий может существовать в почве лишь на почвенных животных.

Как уже говорилось, в современном мире в результате распашки почв сокращается площадь почв под сведенными естественными биогеоценозами. Сокращается площадь обрабатываемых земель в результате эро зии и опустынивания. Именно эта площадь заменяется почвами, освобожденными от естественных биогеоце нозов. Снижается санитарная роль почвы из-за резкого сокращения массы обычной полезной почвенной мик рофлоры. Мало того, по данным Л.В. Лысак, часть вполне безвредных почвенных бактерий в городских почвах и почвоподобных телах становятся патогенными.

Исторический обзор использования почв показывает, что 12 тыс. лет назад культовое выращивание рас тений в горах (на бурых лесных почвах) переходит в товарное производство зерна на равнинах. Народы– земледельцы пришли в Плодородный полумесяц, Там они стали использовать пойменные почвы.

Потом земледелие проникло в Южную Европу (Грецию и почти одновременно в Италию) и Малую Азию. В Западную, Центральную и Восточную Европу земледелие пришло позже, при расселении греков и римлян к северу от метрополии. В России сначала были освоены серые лесные почвы, затем дерново подзолистые и черноземы. Освоение последних сдерживали кочевники и отсутствие достаточно надежных орудий обработки почв.

В 1880–90 гг. выходят работы Й. Фодора «Гигиена почвы» и М. Петтенкофера «Почва и ее связь со здоровьем человека».

Сто лет назад почву начинают сознательно использовать для очистки сточных вод (поля орошения) – Ф.Ф. Эрисман, В.Р. Вильямс.

Что такое городские почвы? Какова их роль в жизни города? Человека?

Это почвы и почвоподобные тела, потерявшие в значительной степени свою санитарную функцию. В почвах городов обитает множество патогенных микроорганизмов, включая грибы. Их воздействие на человека достаточно велико. В современных условиях борьба с патогенными организмами организована очень хорошо, особенно в городах. Развита профилактика болезней. А в прошлом, до развития медицины – не могли ли за брошенные и разрушенные города быть следствием разных заболеваний у населения? Особенно в теплых стра нах, первых наших цивилизациях. Сказанное об изменении почв в городах позволяет выдвинуть гипотезу, что, возможно, деградация почв послужила причиной забрасывания городов.

Почва обладает тремя основными функциями и множеством производных: базис естественных экоси стем, база сельского хозяйства, нейтрализатор отбросов жизни и санитар планеты.

Развитие общества по современному пути приводит к нарушению всех трех основных экологических функций почвы.

Ограничивается роль почвы в сохранении естественной биосферы.

Усиливается эрозия и ослабляется почвенное плодородие. Разрушается и изменяется почва как база рас тениеводства.

Изменение почв под влиянием урбанизации сокращает санитарную функцию почвы.

144   В какой-то мере такими же функциями обладает гидросфера (океан, моря, реки, озера, пруды, лужи).

Главное различие гидросферы и педосферы не в функциях, а в структуре этих образований.

Именно этот признак пока недостаточно обсужден в почвенной литературе.

Имеет ли особая структура почвы влияние на эволюции жизни?

Организация почвенных педов – это чисто случайный признак почвы или имеет какое-то важное значе ние для существования почвы и находящихся на ней экосистем?

Сейчас обсуждается роль почвы в эволюции организмов. Эволюция – это экосистемный процесс, и роль почвы в нем очень велика. Как матричная система, почва воспроизводит определенную систему гумусовых ве ществ (М.И. Дергачева). Почвенные (минеральная и минерало-органическая) матрицы могли стать местом воз никновения РНК как первой основы жизни и ее эволюции. Матрица способствует воспроизводству полимеров на своей поверхности.

Почва – подсистема в экосистеме. Организатор экосистемы – организм, биокосной наземной экосистемы – растение. Растения и сопутствующие ему микроорганизмы управляют экосистемой, в том числе и почвой.

Собственно почвой, как подсистемой в экосистеме, управляет почвенная матрица. Поэтому знание закономер ностей строения и функционирования матрицы в почвах – актуальная задача исследования.

Мы изучаем влияние растений на почвы и в меньшей степени функционирование почв под воздействием растений, а с этим сейчас связывают ремедиацию (фитомелиорацию) почв.

Как природное материальное тело, почва состоит из обломков пород, зерен минералов, коллоидов, орга нического вещества и биоты, населяющей почву. Минеральная часть почвы в целом инертна. Активна лишь поверхность минералов и органическое вещество почвы, образующее органическую матрицу на минеральной матрице почвенных частиц.

Поведение воды в почве, питание растений, жизнь микроорганизмов в почве во многом определяется почвенной матрицей.

Для понимания функционирования почвы следует обратить внимание на два противоположных явления:

почва – смесь веществ, но в этой смеси существует компартментация, разделение веществ по компартментам, разделение реакций по компартментам. Если матрица не нарушена, сохранилась, то почва способствует восста новлению естественных экосистем. Город Припять – живая иллюстрация роли почвы, даже загрязненной ра дионуклидами, в восстановлении природных экосистем.

Человека на планете может не быть, а биосфера останется, пока не погибнет солнечная система.

При уничтожении природных экосистем многие патогенные организмы и паразиты природных организ мов меняют хозяев.

Педосфера и биосфера суши – единое целое и роль почвы в сохранении биосферы, ее генофонда – чрез вычайно важна.

Полная деградация почв приведет к закату цивилизации.

Выводы 1. Почва сыграла важную роль в социоистории, и эту роль следует изучать более детально.

2. Почвы, точнее, отсутствие природных почв, могут быть одной из причин гибели городов.

3. Структура почвы в широком смысле – одно из самых главных свойств, отличающее почву от почво образующей породы и почвоподобных тел.

4. Почва – депо токсикантов, стабилизаторов, катализаторов самых разных организмов и процессов.

5. Почва была основным «инструментом» для развития цивилизации и сейчас является гарантом ее со хранения.

УДК 631.417. ИДЕНТИФИКАЦИЯ ПУЛОВ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ КОНСТАНТ РАЗЛОЖЕНИЯ СТАРОГО И МОЛОДОГО УГЛЕРОДА ЧЕРНОЗЕМА ВЫЩЕЛОЧЕННОГО А.К. Квиткина1, А.А. Ларионова1, Н.Н. Понкратов2, Д.В. Сапронов1, С.С. Быховец Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН, г.Пущино Московской обл.

E-mail: aqvia@mail.ru ГОУ ВПО Воронежский государственный университет, г. Воронеж Почва – крупнейший для наземных экосистем резервуар углерода. Глобальное потепление приводит к интенсификации почвенного дыхания. Для прогнозирования последствий изменения среднегодовой темпера туры важно знать не только скорости разложения почвенного органического вещества (ПОВ), но и возможное их изменение при повышении температуры. Почвенное органическое вещество является сложной системой ор ганических и органо-минеральных соединений, различающихся по степени устойчивости к разложению поч венными микроорганизмами. Время существования соединений обусловлено как свойствами самого ПОВ, так и внешними факторами, в том числе температурой. Скорость реакции отдельных компонентов ПОВ на измене ние температуры может отличаться на порядки.

Разделить ПОВ на однородные компоненты по времени обновления можно с помощью изотопных мето дов. Метод варьирования естественного обогащения 13С при смене С3-С4 растительности позволяет отделить   пул молодого углерода, который аккумулируется после резкого изменения изотопного состава растительных остатков, поступающих в почву, от пула старого углерода. При выращивании С4-растений (молодой С4 углерод), например, монокультуры кукурузы (13С = – 12-14 ‰) на почве, на которой ранее произрастали С3 растения (13С = – 26-27 ‰) с течением времени постепенно происходит замещение старого С3-углерода моло дым С4-углеродом растительных остатков кукурузы. Сочетая изотопный и инкубационный методы, можно ис следовать скорости обновления молодого и старого углерода и их изменение с повышением температуры.

Целью данного исследования является определение температурной зависимости констант скоростей разложения старого и молодого пулов почвенного органического вещества.

Материалы и методы Исследования были проведены в 2009-2010 гг. с образцами выщелоченного чернозема, отобранными с делянок длительного (50-летнего) полевого опыта в июне 2009 г. на Воронежской опытной станции ВНИИ ку курузы Хохольского района Воронежской области. В инкубационном эксперименте использовали почву верх него 20-см слоя, отобранную в вариантах 1) многолетний пар (Сорг. 3,11%, Nобщ. = 0,16%, рН = 6,6), и 2) моно культура кукурузы, вариант с внесением минеральных удобрений N120P90K90(Сорг. 3,42%, Nобщ. = 0,27%, рН = 5,6). В ходе 9-месячной инкубации определяли интенсивность разложения органического вещества. Для этого 10 г. образца помещали во флакон объемом 100 мл и увлажняли до 70% ППВ. Параллельно определяли интен сивность разложения растительных остатков кукурузы. Измельченную воздушно сухую массу кукурузы (1 г для инкубации при 2С, 0,5 г для инкубации при 12С и 22С) увлажняли до 70% ППВ, затем смешивали с 10 г прокаленного и обработанного НСl песка. Константы разложения органического вещества определяли по ку мулятивным эмиссионным потерям СО2 в процессе инкубации. Газовые пробы для определения СО2 отбирали на 1, 3, 5, 7, 10, 14 сутки и далее еженедельно, спустя четыре месяца – ежемесячно. Интенсивность дыхания почвы определяли по накоплению СО2 в интервалах между отборами газовых проб. Флаконы периодически проветривали после того, как концентрация СО2 в газовых пробах превышала 2%. Концентрацию СО2 опреде ляли газохроматографическим методом на хроматографе Кристаллюкс -4000 с детектором по теплопроводности.

Дифференцированный учет эмиссии 12СО2 и 13СО2 вели в отдельном эксперименте. В процессе инкуба ции выделяющийся из почвы СО2 поглощался 1н щелочью NaOH c образованием Na2CO3. Для изучения изо топного состава СО2, раствор NaOH и Na2CO3 отбирали на 14 и 260 сутки инкубации и осаждали раствором 2 н BaCl2. Образовавшийся осадок BаСО3 анализировали на масс-спектрометре JRMS DeltaE MAT Finnigan Ger many. Долю С4-СО2 в общем потоке диоксида углерода из почвы F рассчитывали по формуле:

F= (13 СС4-CO2-13С CO2пар)/(13СС4 растение -13Спочва пар).

Суммарные годовые потери старого С3-углерода рассчитывали по разности между кумулятивной эмис сией СО2 в ходе годовой инкубации и потерями молодого С4-углерода.

Все опыты проводились в трех повторностях при постоянной температуре 2, 12 и 22оС. Постоянную влажность образцов контролировали по изменению массы.

Константы разложения органического вещества определяли аппроксимацией кумулятивной кривой эмиссии СО2 за период эксперимента по экспоненциальному уравнению: Y = e – kx, для кукурузы, для 50 летнего пара, для почвы после 50-летнего выращивания на участке кукурузы с внесением удобрений N120P90K90, а также отдельно для молодого и старого углерода этой почвы.

Результаты и обсуждение За время эксперимента общие потери углерода за счет эмиссии СО2 составили для растительных остат ков кукурузы 10,2% от первоначального количества при 2С, а при 12С и 22С достигли 20,3% и 23,2%, соот ветственно. Кумулятивные потери углерода за счет почвенного дыхания составили для пара 0,2%, 0,5%, 1,7%, а для удобряемого варианта монокультуры кукурузы 0,3%, 0,7%, 2,3% при 2, 12, 22, соответственно.

Исследование показало, что даже при ежегодном поступлении в почву свежих растительных остатков, более половины всего углекислого газа, образовавшегося в результате почвенного дыхания, поступало в про цессе разложения пула старого углерода. С увеличением температуры возрастала доля участия старого С3 углерода в круговороте. На 14 день эксперимента доля старого углерода составляла 60%, 66% и 72,5% от об щей эмиссии при температуре 2, 12, 22С, соответственно, а на 249 день она также увеличивалась от 2С к 22С с 71%, 70% и до 77%, соответственно.

Доля молодого углерода в общей эмиссии СО2, напротив, сокращалась с увеличением температуры. На 14 день эксперимента доля молодого углерода С4-СО2 составила 40%, 34% и 27,5% для температур 2, 12, 22, соответственно.

Старый углерод оказался более устойчивым к разложению, чем молодой. При 22С константа разложе ния молодого углерода kyoung = 1,87110-4 сут -1, а константа разложения старого углерода kold = 0,922310- сут -1. Соотношение kyoung/kold = 3,07 при 2С, kyoung/kold = 2,85 при 12С, kyoung/kold =2,03 при 22С. С увеличением температуры абсолютные значения констант разложения увеличивались, а отношение kyoung/kold уменьшалось.

Время существования пулов оценивалось величиной MRT (mean residence time). MRT (среднее время обновления пула углерода) обратно пропорционально константе разложения пула: MRT = 1/k. MRT зависело от температуры и варьировало для молодого углерода от 14 лет при 22С до 96 лет при 2, а для старого углерода от 30 при 22С до 293 лет при 2. Время обновления пула старого углерода продолжительнее, чем молодого.

Поэтому в сравнении друг с другом молодой С4-углерод можно назвать лабильным, а старый С3-углерод – ус тойчивым.

146   Все варианты инкубационного опыта можно расположить в ряд с возрастающей устойчивостью, состав ленный по константам разложения органического вещества: кукуруза (n10-3сут--1) молодой углерод (n10 сут-1) старый углерод (n10-5сут--1) чернозем пар (n10-5сут--1) при 22С.

С повышением температуры константа разложения увеличивалась. Для всех пяти опытных вариантов при 22С константа разложения была на один порядок больше, чем при 2С.

Чувствительность скоростей разложения к температуре определялась величиной Q10. Коэффициент Q отражает зависимость микробного дыхания от температуры и показывает, во сколько раз изменится скорость химической реакции при повышении температуры на 10.

Q10 2-12 = k2 /k12;

Q10 12-22 = k12 /k22.

В интервале низких температур (2-12С) величина Q10 варьировала от 2,36 (растительные остатки куку рузы) до 2,74 (чернозем пар). Это показывало примерно одинаковую чувствительность всех проб в низкотемпе ратурном диапазоне.

Для диапазона 12-22С характерна совсем другая тенденция. Наименьшее значение Q10 наблюдалось для растительных остатков кукурузы и равнялось 1,14. Чем ближе коэффициент Q10 к единице, тем менее чув ствительны константы разложения к температуре. Для наиболее лабильного органического вещества, которое в опыте представлено растительными остатками кукурузы, температурный скачок с 12С до 22С градусов был незначителен – скорость разложения органического вещества от повышения температуры изменилась всего на 14%. Напротив, для наиболее стабильного старого пула углерода наблюдалось максимальное значение Q10 12-22, оно равнялось 3,74. То есть при увеличении температуры от 12С до 22С скорость разложения устойчивого ПОВ увеличивалась более чем в три с половиной раза. Это говорит о гораздо большей чувствительности старо го углерода к изменениям температуры почвы.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.