Роль рельефа в почвообразовании. Почвенные ресурсы

МИНИСТЕРСТВО СЕЛЬСКОГО ХОЗЯЙСТВА РФ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧЕРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

АЛТАЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ АГРАРНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Контрольная работа по почвоведению.

Выполнил:

ФИО

Факультет: Природообустройство

Специальность: Городской кадастр

Шифр:

Проверила:

Барнаул, 2010 год



СОДЕРЖАНИЕ

1. Роль рельефа в почвообразовательном процессе. Элементы рельефа

2. Значение физико-химической поглотительной способности в земледелии при внесении удобрений в почву в различных зонах

3. Строение и свойства почвенных коллоидов. Значение коллоидов в развитии явлений поглощения

4. Почвенный раствор, его состав, изменение, влияние на свойства почвы

5. Влияние сельскохозяйственных культур на состав почвенных ресурсов

6. Регулирование состава почвенных растворов

7. Влияние влажности почвы на теплопроводность

8. Экологические функции почвы. Рекультивация промышленных выработок

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ



1. Роль рельефа в почвообразовательном процессе. Элементы рельефа

Главная роль рельефа заключается в том, что он перераспределяет воду и тепло. Склоны южной экспозиции являются наиболее теплыми и сухими, им следует отдавать предпочтение при выборе участков под сады. На южных склонах почвы раньше поспевают для обработки и посева сельскохозяйственных культур, глубже прогреваются, лучше освещаются солнцем. В результате меньшей влажности почв южных склонов впитывание дождевой воды ими идет хуже, чем на склонах других экспозиций. Такие почвы больше подвергаются водной эрозии. Нижние части склонов переувлажняются за счет стекания талых и дождевых вод.

Перераспределение склонами атмосферной влаги и тепла вызывает изменения пищевого, воздушного, окислительно-восстановительного, солевого и других режимов. Создаются неодинаковые условия для жизнедеятельности биоценозов, синтеза и разложения органического вещества. Поэтому на разных элементах рельефа формируются различные по свойствам почвы. Следует заметить, что глубина нахождения грунтовых вод больше зависит от геологического строения осадочных пород, чем от рельефа. Поэтому вызывает удивление, что на повышенных элементах рельефа грунтовые воды оказываются иногда ближе к поверхности.

В почвоведении различают три группы форм рельефа: макрорельеф, мезорельеф и микрорельеф.

Макрорельеф. Характеризует общий облик большой территории: равнина (волнистая, увалистая, холмистая), горный рельеф. Макрорельеф сформировался в основном в результате тектонических процессов земной коры. Но в последующее время под воздействием экзогенных факторов и явлений получил характерные очертания: ледниковый рельеф, эрозионный рельеф.

Мезорельеф. Под ним понимают рельефные образования, из которых складывается макрорельеф: холмы, увалы, балки, долины рек и т. д. Они возникли под влиянием небольших тектонических поднятий и последующего длительного разрушения и переотложения осадочных обломочных пород ветром, дождевыми, талыми, речными, ледниковыми водами и другими факторами переноса и переотложения пород. В результате произошло общее выравнивание рельефа.

Микрорельеф. Характеризуется небольшими относительными колебаниями почвенной поверхности большей частью в пределах 5--15 см. Площадь микропонижений и микроповышений может быть от 0,5 до нескольких сотен квадратных метров. Хорошо выраженный микрорельеф наиболее типичен для степных районов. Причинами его образования являются: просадка пород в результате снижения их карбонатности и засоленности при почвообразовании; действие землероев, образующих на поверхности холмики выброшенной почвы и породы; неравномерность густоты травостоя на микропонижениях и микроповышениях, так как почвы микропонижений более засоленные и солонцеватые вследствие обогащения их солями, стекающими с микроповышений талыми и дождевыми водами, -- в результате органические и минеральные частицы выдуваются ветром с пересохших летом почти не покрытых растениями микропонижений и оседают на микроповышениях с повышенной густотой травостоя. В связи с тем что на разных элементах микрорельефа создаются неодинаковый характер увлажнения и солевой режим, формируется пятнистое или комплексное распределение растительного, а следовательно, и почвенного покрова.

Более слабо микрорельеф выражен и в других почвенно-клима-тических зонах. В лесной зоне микроповышения формируются у прикорневой зоны деревьев в результате накопления органической и минеральной массы. Микрорельеф может образоваться в результате криогенных явлений, сноса верхних горизонтов почв и пород в местах водотоков талых и дождевых вод, карстовых и оползневых явлений и т.д. На микропонижениях пахотных земель в результате переувлажнения сельскохозяйственные растения часто подвергаются вымоканию, а покрытые ледяной коркой -- выпреванию на микроповышениях, слабо покрытых снегом, вымерзают в периоды низких зимних температур. При выраженном микрорельефе семена растений при посеве не заделываются на строго определенную глубину, прорастают неравномерно, что снижает урожай. Поэтому выравнивание поверхности поля является важным агротехническим приемом.

Перераспределение осадков по склонам и глубина нахождения почвенно-грунтовых вод приводят к образованию разных по режиму увлажнения почв с соответствующими для них признаками.

Почвы автоморфного ряда переувлажнения не испытывают; в их профиле отсутствуют новообразования, связанные с развитием восстановительных процессов. Уровень почвенно-грунтовых вод у автоморфных суглинистых и глинистых почв ниже 4--6 м; капиллярная кайма не достигает почвенного слоя.

Почвы полугидроморфного ряда испытывают периодическое переувлажнение делювиальными водами; уровень почвенно-грунтовых вод высокий. Капиллярная кайма поднимается в почвенный слой и влияет на развитие восстановительных процессов; в верхнем слое почв повышенное содержание органического вещества; в профиле могут встречаться глееватые и ржавые пятна.

Почвы гидроморфного ряда находятся длительное время под воздействием избыточного поверхностного и грунтового увлажнений с развитием отчетливых восстановительных процессов по всему профилю с образованием торфа (или перегнойной органической массы) и глея.

При развитии некоторых форм рельефа (образование оврагов, врезание долин рек в осадочные обломочные горные породы при понижении базиса эрозии и т. д.) может произойти естественное дренажирование территорий, сопровождаемое понижением уровня почвенно-грунтовых вод. В результате в почвах изменяется направление почвообразовательного процесса. В качестве примера можно привести образование серых лесных почв в восточных регионах европейской части России из дерново-глеевых почв.

2. Значение физико-химической поглотительной способности в земледелии при внесении удобрений в почву в различных зонах.

Физико-химическая, или обменная, поглотительная способность -- это способность почвы поглощать и обменивать ионы, находящиеся на поверхности коллоидных частиц (в диффузном слое), на ионы почвенного раствора.

Если потенциалопределяющий слой почвенных коллоидов заряжен отрицательно, то обмениваются катионы, если заряд положительный -- обмениваются анионы.

Основные закономерности обменного поглощения катионов заключаются в следующем.

Обмен происходит в эквивалентных количествах по законам обменных химических реакций.

Любой поглощенный катион может быть вытеснен и заменен любым другим катионом почвенного раствора.

Энергия поглощения и вытеснения катионов различна и зависит от величины валентности и атомной массы.

Энергия поглощения с увеличением валентности возрастает:

М⁺ < М²⁺ < М³⁺.

Внутри рядов катионов с одной валентностью энергия поглощения возрастает с увеличением атомной массы:



⁷Li<²³Na<¹⁸NH₄<³⁹K<¹H:

R0,78 А 0,98 А 1,43 А 1,33 А.

Г. Вигнер дал объяснение этой закономерности, исходя из теории гидратации ионов. Чем больше гидратационная оболочка, тем меньшей энергией поглощения обладает ион. Гидратированность иона зависит от радиуса (размера) иона.

Чем меньше радиус иона, тем выше плотность электростатического напряжения на его поверхности (самопотенциал), тем в большей степени он гидратирован. Исключение представляет комплексный ион NH4, обладающий большей гидратацией, чем ион К⁺, меньший по размеру.

Ион водорода обладает высокой энергией поглощения. В водном растворе он присоединяет одну молекулу воды (Н₂0) и образует гидроксоний (Н₃0⁺), который поглощается сильнее, чем другие одновалентные катионы.

На энергию поглощения оказывает влияние концентрация иона в почвенном растворе. Катион натрия, обладающий меньшей способностью к внедрению, чем катионы аммония и калия, может обменно поглощаться только при высокой концентрации их в почвенном растворе.

4. Обменное поглощение носит обратимый характер.

5. Скорость обмена обусловлена строением ядер коллоидных
частиц, строением кристаллических решеток глинных минералов,
величины внутримицеллярной порозности. Скорость обмена ве-
лика, почти мгновенная, если она развивается на внешних поверх-
ностях коллоидов и может продолжаться долго (несколько суток)
при внутримицеллярном обменном поглощении.

В поглощенном состоянии в почве могут находиться различные катионы:

Са²⁺, Mg²⁺, К⁺, Na⁺, NHJ, Н⁺, Al³⁺, Fe²⁺, Мп²⁺ и др.



Общее количество всех поглощенных катионов, по К. К. Гед-ройцу, называется емкостью поглощения (7). Ее характеризуют с некоторой условностью емкостью катионного обмена (ЕКО) и выражают в мг * экв на 100 г почвы.

Суммарное количество всех обменных катионов, за исключением Н⁺ и А1³⁺, называют суммой обменных оснований (S), которая также выражается в мг * экв на 100 г почвы. Доля суммы поглощенных оснований от емкости поглощения, выраженная в процентах, называется степенью насыщенности почв основаниями:

V = f-100%.

В различных почвах количество и состав обменных катионов, емкость поглощения, степень насыщенности основаниями неодинаковы.

Емкость поглощения зависит от содержания в почвах коллоидов и их природы. Чем больше в почве гумусовых веществ и ила, содержащего минералы монтмориллонитовой группы, тем выше ЕКО. Состав обменных катионов и степень насыщенности основаниями отражают особенности почвообразовательных процессов

Наибольшая емкость поглощения характерна для черноземов типичных высокогумусных, в составе обменных катионов которых преобладают Са²⁺ и Mg²⁺; степень насыщенности этих почв основаниями составляет 100%. В дерново-подзолистых почвах с небольшим содержанием гумуса емкость поглощения низкая; в соиллювиальных горизонтах (ВО солонцов много обменного натрия и магния; почвы полностью насыщены основаниями.

Необменное поглощение катионов (фиксация) определяется прочностью их связи с ППК. Эта часть катионов не вытесняется катионами нейтральных солей и представляет собой необменно-поглощенные, или фиксированные, катионы.

Необменному поглощению (фиксации) подвержены все почвенные катионы, но наиболее выражено оно для К⁺ и NHJ. Необменное поглощение катионов может иметь обратимый характер.

Механизм фиксации катионов до конца не изучен, но большинство исследователей считает, что переход катионов из свободного состояния в фиксированное и обратно сопровождается чередованием увлажнения и высушивания, обусловливающим набухание и усадку кристаллических решеток трехслойных глинных минералов типа монтмориллонита, особенно вермикулита.

При набухании кристаллических решеток этих минералов в межпакетные пространства, имеющие сферы радиусом 1,3-- 1,65 А проникают катионы. При усадке кристаллической решетки размеры межпакетного пространства уменьшаются и катионы остаются закрепленными. Сильнее закрепляются катионы с большим радиусом - 1,33



А (К⁺); 1,43 A (NHJ), а также 1,49; 1,65 А (Rb⁺ и Cs⁺).

Фиксирующая способность почв по отношению к катионам зависит от гранулометрического состава, содержания гумуса. Чем больше гумуса и тяжелее почва, тем выше способность почв поглощать катионы.

Обменное поглощение анионов возможно при наличии в ППК положительно заряженных участков:

ОН^-

[ППК]ОН- + К₃Р 0₄---[ППК] Р О ^3-₄+ 3 КОН;

ОН^-

2КОН + со₂ ---к₂со₃ + Н₂0.

Закономерности обменного поглощения анионов те же, что и для обменного поглощения катионов. По способности поглощения анионы располагаются в следующий возрастающий ряд:

С1^- = NO ^-₃ < SO ^2-₄< PO ₄^3- (HPO ₄^2- , Н₂Р0 ^-₄)<ОН^-.

Лучше других поглощаются анионы гидроксила и фосфат-ионы.

Состав почвенного поглощающего комплекса обусловливает химическое осаждение фосфатов.

Поглощение анионов в почве усиливается при ее подкислении, так как происходит увеличение базоидной части почвенных коллоидов (подзолистые почвы, красноземы). Большое значение имеет содержание в почве оксидов железа и алюминия (R2O3) и соотношение Si0₂: R2O3. Чем меньше это соотношение, т. е. чем больше в почвах амфолитоидов, тем выше в условиях кислой среды анионная емкость поглощения. Поскольку поглощение различных анионов в почве происходит физическим, химическим и физико-химическим путем, его важно учитывать при внесении минеральных удобрений (азотных и фосфорных).

3. Строение и свойства почвенных коллоидов. Значение коллоидов в развитии явлений поглощения

Коллоиды как двухфазная система состоят из дисперсной фазы (коллоидные частицы) и дисперсионной среды (почвенный раствор). Свойства почвенных коллоидов обусловлены их размерами, составом и строением.

Колличество коллоидов в почвах различно и составляет от 1-2 до 30-40 % массы почвы. Образуются почвенные коллоиды при раздроблении более крупных частиц в процессе выветривания путем поликонденсации в процессах почвообразования и образования гумуса, а так же при химических реакциях между продуктами выветривания и почвообразования.

Небольшие размеры коллоидов определяют огромную суммарную и удельную поверхность, что можно представить на примере суммарной и удельной поверхности при дроблении длины сторон куба.

		Поверхность	Длина сторон куба, нм	Число кубов	Поверхность
Длина сторон куба	Число кубов	суммарная, смг	на единицу объема			суммарная, м!	на единицу объема
1 см 1 ММ 0,1 ММ 0,01 ММ	1 103 106 109	6 60 600 6000	6 6 10 6- 102 6- 103	0,1 0,01 0,001 0,0001	Ю12 Ю15 1018 1021	6 60 600 6000	6- 104 6- 105 6- 10б 6- ю7

Состав почвенных коллоидов представлен минеральными, органическими и органо-минеральными соединениями.

К минеральным коллоидам относятся глинные минералы, коллоидные формы кремнезема, оксиды железа и алюминия. Органические коллоиды представлены в основном веществами гумусовой и белковой природы. В коллоидно-дисперсном состоянии могут находиться полисахариды и другие органические соединения. Органо-минеральные коллоиды представлены преимущественно соединениями гумусовых веществ с глинными минералами и осажденными формами оксидов железа и алюминия.

Поглотительная способность этих трех групп соединений проявляется в разной степени и обусловлена не только удельной поверхностью, но и строением коллоидов, наличием двойного электрического слоя ионов на границе раздела между дисперсной фазой и дисперсионной средой. Общая схема строения коллоида приведена на рисунке 5.

Коллоидную частицу, по предложению Г. Вигнера, называют мицеллой. Ядро мицеллы представляет собой агрегат недиссоциированных молекул какого-либо вещества. Например, глинные минералы (каолинит, монтмориллонит и др.), гуминовые кислоты, коллоидные формы кремнезема и др. На границе с дисперсионной средой в результате диссоциации внешних молекул ядра или поглощения ионов из дисперсионной среды, на поверхности ядра формируется двойной электрический слой ионов (ионогенный слой). Он состоит из внутреннего потенциалопределяющего слоя прочно связанных с ядром неподвижных ионов и внешнего слоя компенсирующих противоположно заряженных ионов. Ядро с потен-циалопределяющим слоем ионов называется гранулой, гранула и слой компенсирующих ионов -- частицей. Часть ионов компенсирующего слоя прочно связана с потенциалопределяющим слоем, часть его диффундирует в почвенный раствор, образуя внешний, или диффузный, слой.

В результате диффузии внешнего слоя между потенциалопределяющим и диффузным слоями возникает разность потенциалов, которая обусловливает заряд коллоидной частицы и называется электрокинетическим или дзета-потенциалом. Величина дзета-потенциала колеблется от 0 до 40--60 мВ. Когда электрокинетический потенциал равен 0, коллоид находится в электронейтральном, или изоэлектрическом, состоянии, называемом изоэлектрической точкой коллоида.

В зависимости от состава ионов в потенциалопределяющем слое коллоиды могут иметь отрицательный, положительный или переменный заряды. Коллоиды, содержащие в потенциалопределяющем слое анионы, заряжены отрицательно и называются ацидоидами, содержащие в потенциалопределяющем слое катионы заряжены положительно и называются базоидами. Коллоиды, способные менять характер диссоциации молекул двойного электрического слоя ионов в зависимости от реакции среды, имеют переменный заряд и ведут себя как базоиды или как ацидоиды. Такие коллоиды получили название амфолитоидов.

Согласно правилу Маттсона, если два соединения при диссоциации дают один общий ион, то они взаимно подавляют диссоциацию друг друга.

В условиях кислой среды, когда в растворе много Н⁺-ионов и мало ОН~-ионов, амфолитоиды ведут себя как основания:

А1(ОН)₃^гА](ОН)2 +ОН". Базоид

При щелочной реакции, наоборот, высокая активность ОН~-ионов в растворе будет подавлять диссоциацию по основному типу и тот же коллоид А1(ОН)₃ диссоциирует как кислота:

А1(ОН)₃:*:А10(ОН)₂~ + Н⁺. Ацидоид

Так же ведут себя при изменении реакции и коллоиды гидроксидов железа.

При определенной реакции среды диссоциация амфолитоидов идет в равной степени как по основному, так и по кислотному типу. Коллоидная система в этом случае будет электронейтральной, а величина рН называется изоэлектрической.

Считается, что большинство почвенных коллоидов -- ацидоиды, в диффузном слое которых находятся катионы, способные к обменным реакциям; присутствуют амфолитоиды; типичных базоидов в почве нет.

К ацидоидам относят большинство минеральных, органических и органо-минеральных коллоидов. Это глинные минералы, коллоидные формы кремнезема, гумусовые кислоты, соединения гумусовых кислот и их производных с минеральной частью почвы.

К амфолитоидам относят группы минеральных высокодисперсных форм гидроксидов железа и алюминия, некоторых глинных минералов (монтмориллонит и др.), а также органических коллоидов, представленных белковыми веществами, в основном плазмой микроорганизмов, изоэлектрическая величина рН которых равна 4--4,5, для гидроксидов железа --7,1 и для гидроксидов алюминия -- 8,1.

Наличие заряда обусловливает электрокинетические свойства почвенных коллоидов. К ним относят коагуляцию и пептизацию коллоидной системы.

Почвенный раствор, его состав, изменение, влияние на свойства почвы

Почвенные растворы -- это жидкая фаза почв, которую упрощенно называют почвенной водой. Процессы почвообразования, выветривания минералов и горных пород, жизнедеятельность растений и почвенных микроорганизмов неразрывно связаны с почвенными растворами. Почвенные растворы -- один из основных источников питания растений. Поэтому важно знать их концентрацию, состав и изменения в динамике.

Источниками почвенных растворов являются атмосферные осадки, вода водоносных горизонтов и конденсационная влага. В конденсационной воде содержится некоторое количество растворенных газов, в воде, поднимающейся по капиллярам от водоносных горизонтов, также катионы и анионы растворенных солей, а в атмосферной воде, кроме того, частицы пыли и ила. Дополнительным источником почвенной воды являются поливные воды с растворенными в них минеральными компонентами и взвесями механических элементов. Попадая в почву, вода изменяет свой состав, взаимодействуя с твердой, газовой и жидкой фазами почв. Устанавливается равновесное состояние состава растворов, характерное для каждого типа почв.

Концентрация, состав и свойства почвенных растворов характеризуются динамичностью, так как изменяется их сезонное взаимодействие с твердой, газовой и жидкой фазами почв, а также в связи с колебаниями влажности почв.

Для изучения почвенных растворов их выделяют отпрессовыванием под давлением, центрифугированием (если почвы переувлажненные) и замещением (вытеснением) другой жидкостью. Использование для анализов водных вытяжек из почвы и лизиметрических вод не дает истинного представления о составе и свойствах почвенных растворов.

При приготовлении водных вытяжек происходит высокое разбавление твердой фазы между жидкой и твердой фазами. Лизиметрические же воды являются разбавленными почвенными растворами, так как образуются при просачивании талых и дождевых вод в основном через трещины и крупные поры почв в периоды их переувлажнения. Лизиметрические воды собирают в специальные приемники. Тем не менее анализы водных вытяжек и лизиметрических вод широко используют для характеристики солевого состава почв, интенсивности выноса из почв различных элементов и соединений в грунтовые воды.

Концентрация, состав и свойства почвенных растворов

Концентрация почвенных растворов (по сухому остатку) в незаселенных почвах разных типов колеблется от десятых долей грамма до нескольких граммов на литр, а в засоленных почвах -- от десятков до сотен граммов на литр. Концентрация почвенных растворов неодинакова в разных генетических горизонтах, а также в зависимости от сезона года, при неполивном и поливном земледелии.

В почвенных растворах содержатся минеральные, органические и органо-минеральные вещества в ионной, молекулярной и коллоидной формах, а также растворенные газы -- кислород, диоксид углерода и др. Важнейшими катионами почвенных растворов являются Са²⁺, Mg²⁺, Н⁺, К⁺, Na⁺, NH+, Al³⁺, Fe³⁺, Fe²⁺, а анионами - НСО3, СО|", NOJ, NOj, SOj^-, CI", Н₂РС>4, НРО^", ОН^-. Для большинства почв характерен гидрокарбонатно-кальциевый состав почвенных растворов, т. е. в них преобладают ионы НСО3 и Са²⁺. В засоленных почвах содержатся в повышенных количествах Na⁺, Mg²⁺, CI^-, SO^", COJ~, в болотных почвах -- Fe²⁺, а в растворах сильнокислых почв -- Fe³⁺ и А1³⁺. Железо, алюминий и многие микроэлементы находятся в почвенных растворах в основном в виде устойчивых комплексов с органическими веществами.

В почвенных растворах всегда содержатся водорастворимые органические вещества различной природы (продукты разложения отмерших растительных и животных организмов, продукты их жизнедеятельности, гумусовые вещества и др.); в гидроморфных, полугидроморфных и солонцовых почвах их количество больше. Коллоидно-растворимые формы веществ представлены в почвенных растворах органическими, органо-минеральными и минеральными соединениями. Для минеральных коллоидных форм характерны золи кремниевых кислот, а также гидроксидов железа и алюминия. В таблице 34 в качестве примера приведен средний состав некоторых компонентов почвенных растворов дерново-подзолистых и дерново-карбонатной почв Среднего Предуралья.

Из таблицы 34 видно, что разные типы почв и их генетические горизонты, а также целинные и пахотные почвы одного и того же типа имеют большие различия по составу почвенных растворов.

Преобладающими в этих почвах были ионы кальция, магния, калия и гидрокарбонатные, а в пахотных почвах, кроме того, нитратные ионы. У более плодородных дерново-карбонатных почв общая концентрация почвенных растворов ниже, чем у пахотных дерново-подзолистых почв, также ниже общая титровальная кислотность, содержание Са²⁺ и К⁺, хотя обменных кальция и калия больше. В этом важную роль играют более высокая катионная емкость поглощения дерново-карбонатных почв, насыщенность ППК кальцием и низкая потенциальная кислотность.

Обращает на себя внимание реакция почвенных растворов кислых дерново-подзолистых почв. Она близка к нейтральной вследствие вытеснения водородными ионами почвенных растворов обменно-поглощенных катионов оснований при развитии потенциальной кислотности. Катионы же оснований, переходя в почвенный раствор, снижают его кислотность. Следовательно, чем выше катионная емкость поглощения и степень насыщенности почв основаниями, тем благоприятнее для растений реакция почвенного раствора. Это важно в физиологическом отношении, так как именно при реакции, близкой к нейтральной, у большинства сельскохозяйственных культур происходит нормальное усвоение корнями элементов питания (Сабинин, 1955; Журбиц-кий, 1963).

Величина окислительно-восстановительного потенциала почвенных растворов пониженная (rH₂ большей частью 25--29 ед.) по сравнению с гН₂ почв в целом, как трехфазных систем (Коври-го, 1982). Это также имеет важное физиологическое значение в жизнедеятельности растений, так как величины окислительно-восстановительного потенциала их клеточного сока тоже пониженные (Сердобольский, 1960).

Из таблицы 34 видно, что в целинной дерново-подзолистой почве в отличие от пахотной меньше магния, калия и особенно кальция, ниже общая концентрация растворов генетических горизонтов (исключая лесную подстилку Ао). Это связано как с более низкой их биологической активностью, так и с постоянным удалением продуктов выветривания и почвообразования из почвенного слоя в результате промывного типа водного режима.

В лесных почвах процесс нитрификации подавлен, анион NO3 в минимальных количествах встречается только в растворах лесной подстилки. При освоении целинных дерново-подзолистых почв под пашню в них изменились направление и активность биологических процессов, активизировались процессы нитрификации, в почвенных растворах в довольно больших количествах стал содержаться нитратный азот. Возросло количество кальция, магния и калия, так как уменьшился вынос этих элементов в связи с изменением водного режима почв.

Влияние сельскохозяйственных культур на состав почвенных ресурсов

Многие изменения состава почвенных растворов под сельскохозяйственными культурами связаны с их питанием. Особенно заметные сдвиги происходят в растворах в июле -- августе. В это время в растворах повышается содержание элементов питания растений и усиливается поглотительная функция корней. Это происходит потому, что в июле -- августе нитрификационные процессы в почвах достигают наивысшего уровня, повышаются фосфатазная активность почв и концентрация диоксида углерода в почвенном воздухе. В результате этого в почвенных растворах становится больше нитратного азота, фосфора и аммонийного азота. Наряду с этим к середине лета в почвах накапливаются кислотные продукты, следствием чего является возрастание кислотности почвенных растворов, сопровождаемое вытеснением иона кальция из ППК в раствор, и повышение обменной кислотности.

В последующий период благодаря регуляторной роли растений количество иона кальция в почвенных растворах уменьшается, а иона калия увеличивается, поэтому соотношение К⁺ : Са²⁺ расширяется (Ковриго, 1979). От этого соотношения зависит поступление в корни питательных веществ: чем оно шире в растворах и уже в растениях, тем сильнее проявляется поглотительная функция корней и наоборот (Гунар с сотр., 1969; 1970; Петров-Спиридонов, 1970).

Изменение соотношения К⁺ и Са²⁺ в почвенных растворах наблюдается и в течение суток. К вечеру и в ночные часы оно более широкое, что приводит к более активному поступлению в это время в растения питательных элементов из почвенных растворов.

Для жизнедеятельности растений большое значение имеет также осмотическое давление почвенных растворов, которое зависит от их концентрации и степени диссоциации растворенных веществ. Сосущая сила корней большинства сельскохозяйственных культур не превышает 100--120 МПа. Если осмотическое давление клеточного сока растений равно или ниже осмотического давления почвенных растворов, то поступление воды и питательных веществ в растения прекращается и они погибают.

Разные типы почв отличаются по осмотическому давлению почвенных растворов, так как концентрация этих растворов неодинаковая. Растворы незаселенных почв имеют осмотическое давление обычно около 10 МПа, но оно может повышаться от избыточных доз минеральных удобрений и снижения влажности почв в засушливые периоды года, что отрицательно сказывается на развитии растений, урожае и его качестве.

Осмотическое давление почвенных растворов при уменьшении влажности почв от наименьшей влагоемкости до влажности завядания возрастает в 5--6 раз. Наиболее высокое осмотическое давление наблюдается у засоленных почв (более 150 МПа), которое выдерживают только определенные сельскохозяйственные культуры и растения-галофиты.



Регулирование состава почвенных растворов

В земледельческой практике нет специальных агроприемов по регулированию состава и свойств почвенных растворов, но по существу их постоянно проводят. К таким мероприятиям относятся:

-внесение минеральных удобрений; оно направлено на создание в почвенных растворах оптимальных количеств элементов-биофилов;

-внесение в почву адсорбентов (бентонитовых глин, цеолитов и др.), регулирующих катионную и анионную емкости поглощения, а следовательно, ионное равновесие между почвенным раствором и твердой фазой почв;

-регулирование концентрации диоксида углерода в почвенном воздухе применением органических удобрений или непосредственным его внесением до концентрации в почвенном воздухе не выше двух объемных процентов; это улучшает ионный состав почвенных растворов как среды для питания растений;

-регулирование влажности почв, ее водного режима обработками, орошением, осушением, мульчированием и т.д.;

-известкование кислых почв и гипсование щелочных;

-внесение бактериальных препаратов (азотобактерин, ризоторфинидр.);

-промывка засоленных почв и другие мероприятия.

Влияние влажности почвы на теплопроводность

В полевых условиях важно охарактеризовать внешние признаки увлажненности почв. Это позволяет сделать предположение о наличии капиллярного подъема воды в почвенный слой от горизонта почвенно-грунтовых вод, выявить присутствие свободной воды в профиле почв, влияющей на развитие восстановительных процессов, определить глубину промачивания почв после дождя или глубину иссушения почв в засушливый период лета и т. д.

В полевых условиях выделяют пять групп внешних признаков влажности почвенных горизонтов (суглинистого и глинистого гранулометрических составов).

1. Почвенный горизонт сухой -- образец почвы из горизонта, помещенный на ладонь, не холодит руку, после его сжатия в руке он рассыпается.

Почвенный горизонт свежий -- образец почвы холодит руку, после его сжатия в руке комок почти не рассыпается.

Почвенный горизонт влажный -- образец почвы при сжатии в руке хорошо держит форму, но раскатать его в шнур не удается; лист фильтровальной бумаги, приложенный к почве, сыреет.

Почвенный горизонт сырой -- образец почвы легко формуется, из него можно легко скатать шарик и раскатать его в шнур.

Почвенный горизонт мокрый -- из него сочится вода.

Эти внешние признаки влажности почв с некоторой корректировкой можно также использовать для песчаных и супесчаных почв

Тепло -- необходимый фактор жизни и роста растения. С ним связаны важнейшие биологические и абиотические процессы, протекающие в почве и определяющие развитие почвообразования и плодородия: интенсивность химических реакций, процессы физического выветривания, деятельность микроорганизмов и почвенной фауны, прорастание семян и рост растений, процессы обмена веществом и энергией.

Знание закономерностей формирования теплового режима почв необходимо для его направленного регулирования с целью создания наиболее благоприятных условий для продуктивности возделываемых растений.

Главным источником тепла, поступающего в почву, является лучистая энергия Солнца (солнечная радиация). Небольшое количество тепла почва получает из глубинных слоев Земли и за счет химических, биологических и радиоактивных процессов, протекающих в верхних слоях литосферы. Тепло, образующееся при разложении органических веществ (навоза, растительных остатков и др.), широко используют в овощеводстве закрытого грунта.

Часть поступающей к поверхности почвы лучистой солнечной энергии поглощается почвой и, преобразуясь в тепло, нагревает почву; часть отражается поверхностью почвы и напочвенным покровом. Почва отдает тепло в атмосферу, если температура ее поверхности выше, чем температура приземного слоя воздуха.

В зависимости от соотношения количества поглощенной поверхностью почвы лучистой энергии и излучения почвой тепла в атмосферу почвенная поверхность будет или нагреваться, или охлаждаться.

Приток лучистой солнечной энергии к поверхности почвы зависит от широты и рельефа местности, состояния поверхности почвы (покрытие растительностью), а также времени года и суток и состояния атмосферы (ясно, пасмурно и пр.). В Северном полушарии суммарный приток солнечной радиации увеличивается при движении с севера на юг. Наибольший приток солнечной радиации получают южные склоны, наименьший -- северные.

Наряду с условиями, определяющими приток солнечной энергии, важное значение в формировании теплового режима почвы (поглощение тепла, нагревание и охлаждение) имеют тепловые свойства почвы. К тепловым свойствам почвы относятся тепло-поглотительная способность, теплоемкость и теплопроводность.

Теплопоглотительная способность -- способность почвы поглощать лучистую энергию Солниа. Она характеризуется величиной альбедо (А). Альбедо -- количество коротковолновой солнечной радиации, отраженной поверхностью почвы и выраженное в % общей величины солнечной радиации, достигающей поверхности почвы. Чем меньше альбедо, тем больше поглощает почва солнечной радиации. Оно зависит от цвета, влажности, структурного состояния, выравненное™ поверхности почвы и растительного покрова.

Приведем альбедо (%) различных почв, пород и растительных покровов (Чудновский, 1959): чернозем сухой--14, чернозем влажный -- 8, серозем сухой -- 25--30, серозем влажный -- 10--12, глина сухая --23, глина влажная -- 16, песок белый и желтый -- 30--40, пшеница яровая -- 10--25, пшеница озимая -- 16--23, травы зеленые --26, травы высохшие--19, хлопчатник -- 20--22, рис -- 12, картофель -- 19.

Темно-каштановая почва (черноземы и др.) поглощает больше солнечной радиации, чем светло-каштановые (подзолистые, сероземы и др.); влажная -- больше, чем сухая.

Теплоемкость -- свойство почвы поглощать тепло. Характеризуется количеством тепла в джоулях (калориях), необходимого для нагревания единицы массы (1 г) на 1 "С -- весовая (или удельная) теплоемкость или объемная -- в 1 см³ на 1 °С; зависит от минералогического, гранулометрического составов, содержания органического вещества. Теплоемкость воды равна 1,000 кал, торфа --0,477, глины -- 0,233 и песка -- 0,196 кал.

Из этих данных видно, что вода -- наиболее теплоемкий компонент почвы по сравнению с минеральными и органическими ее частями. Поэтому для повышения температуры влажной почвы требуется больше тепла, чем для сухой. Влажные почвы медленнее нагреваются и медленнее охлаждаются, чем сухие. Глинистые почвы как более теплоемкие во влажном состоянии нагреваются весной медленнее по сравнению с песчаными. Осенью при большем увлажнении они медленнее охлаждаются и становятся теплее песчаных. В связи с этим, изменяя влажность и пористость почвы поливами и обработкой, можно в определенных пределах регулировать температуру почвы.

Теплопроводность -- способность почвы проводить тепло. От нее зависит скорость передачи тепла от одного слоя к другому, а следовательно, и способность почвы быстрее или медленнее нагреваться или охлаждаться в определенной толще ее профиля. Она измеряется количеством тепла в джоулях (калориях), которое проходит за 1 с через 1 см² слоя почвы толщиной в 1 см. Отдельные составные части почвы имеют разную теплопроводность. Минимальной теплопроводностью обладает воздух (0,00006 кал), затем торф (0,00027 кал) и вода (0,00136 кал). Теплопроводность минеральной части почвы в среднем в 100 раз выше, чем воздуха, и в 28 раз, чем воды.

Поскольку в почве наряду с ее твердой (органической и минеральной) фазой в порах присутствуют воздух и вода, то теплопроводность сильно зависит от влажности почвы и содержания в Ъе порах воздуха. Поэтому чем влажнее почва, тем выше ее теплопроводность, а чем рыхлее, тем ниже.

Экологические функции почвы. Рекультивация промышленных выработок

Почва (почвенный покров) выполняет многообразные экологические функции. Их можно объединить в три группы. Первая -- экологические функции почвы как среды обитания высших растений, микроорганизмов и многочисленной почвенной фауны. Почва для живых организмов является жилищем, источником элементов питания (для многих и воды) и энергии. Эти функции почвы обусловлены ее физическими, физико-химическими свойствами, химическим составом и определяются показателями и параметрами ее состава и свойств. Они подробно были рассмотрены во втором разделе учебника и конкретно охарактеризованы при описании природных зон. Интегральным показателем оценки этой группы экологических функций почвы является уровень ее плодородия. В обобщенном виде данная группа экологических функций представлена в таблице 66.

Вторая группа экологических функций почвы связана с процессами миграции и аккумуляции веществ в сопряженных ландшафтах и отдельных их участках в соответствии с рельефом местности. Эта группа функций, с одной стороны, определяется составом и свойствами конкретной почвы, т. е. первой группой ее экологических функций, а с другой -- литолого-геоморфологическими условиями, характеризующими ее как компонент сопряженных ландшафтов.

Для одних условий рельефа (водоразделы, холмы, бугры, увалы ит. п.) характерны элювиальные процессы, т. е. процессы выноса веществ под влиянием нисходящих токов воды, для других (склоновые формы рельефа) наряду с выносом веществ свойственны процессы транспортировки их в виде жидкого и твердого стока и для третьих (речные долины, приозерные котловины, водоемы и т. п.) характерна аккумуляция веществ, приносимых с водораздельных и склоновых территорий. Эта общая закономерность миграции и аккумуляции веществ в ландшафтах определяет понятие геохимического ландшафта - территории, включающей в себя водораздельные участки, склоны и местные депрессии. В пределах такого единого геохимического ландшафта выделяют элементарные геохимические ландшафты (ЭГЛ), т. е. участки с преобладанием определенной качественной направленности процессов миграции и аккумуляции веществ: преобладание выноса (элювиальных процессов), транспортировки (транзита) мигрирующих веществ и господства процессов их аккумуляции.

Различают следующие основные элементарные геохимические ландшафты:

1. Элювиальные ЭГЛ -- участки, занимающие повышенное положение, занятые преимущественно зональными почвами; в условиях влажного климата преобладает промывной водный режим. Привнос веществ в почву возможен только за счет атмосферной пыли и осадков, биологического круговорота и антропогенного воздействия (внесение удобрений, мелиорантов, пестицидов и т.д.).

2. Транзитные ЭГЛ-склоновые формы рельефа, для которых характерен перенос (транзит) мигрирующих веществ вместе с внутрипочвенным и поверхностным стоками. Они могут подразделяться на трансэлювиальные ЭГЛ - верхние части склонов, где наряду с транзитом веществ еще отчетливо выражены элювиальные процессы, и трансаккумулятивные ЭГЛ -- нижние части склонов, где наблюдается затухание поверхностного и внутрипочвенного переносов веществ и проявляется их аккумуляция.

3. Аккумулятивные ЭГЛ-- поймы рек, приозерные котловины, долины, водоемы. Здесь аккумулируется большая часть веществ, мигрирующих с водораздельных и склоновых территорий.

Аккумулятивные ландшафты подразделяют на субаквальные (гидроморфные) -- поймы, долины, котловины и т. д. и аквальные -- водоемы.

Принципиальная схема распределения ЭГЛ по мезорельефу представлена на рисунке 21.

На пути миграции вещества могут прекращать свое движение и накапливаться в профиле исходной почвы (почвообразующей породе) или другой почвы сопряженного ландшафта. Такие изменения в превращении веществ при их миграции могут быть обусловлены различными причинами: поглощением живыми организмами, изменением физико-химических условий среды (реакции, ОВ-состояния, сорбционных свойств почвогрунтовой толщи), химического состава пород и растворов, физических условий миграции.

Зоны почвенно-грунтовой толщи, в которых происходит резкое изменение интенсивности миграции веществ и, как следствие, их аккумуляция, называют геохимическими барьерами.

В зависимости от природы явлений, вызывающих аккумуляцию веществ на геохимических барьерах, различают три их типа (по Перельману).

I. Биологические барьеры, обусловленные поглощением организмами и гумусовыми веществами различных элементов. Яркой формой проявления биогеохимических барьеров является избирательное поглощение биофильных элементов растениями.

П. Физико-химические барьеры выявляются в зависимости от главного фактора, обусловливающего аккумуляцию мигрирующих веществ. Они подразделяются на следующие классы: окислительный, восстановительный, сульфидный и карбонатный, щелочной, кислотный, испарительный, адсорбционный и термодинамический.

Схема распределения ЭГЛ по мезорельефу (по Глазовской):

Э -- элювиальные (плоских вершин, плоских дренированных равнин); ЭА -- элювиально-аккумулятивные (местных замкнутых понижений с глубоким уровнем грунтовых вол)- ТЭ -- трансэлювиальные (верхних частей склонов); ТЭА -- трансэлювиальные (нижних частей склонов и сухих ложбин); ТС -- транссупераквальные (трансгидроморфные); ТА --трансаквальные (реки, проточные озера); А_кв -- аквальные (непроточные озера); уровень грунтовых вод

Примером аккумуляции веществ на окислительном барьере является формирование железистых и железомарганцевых горизонтов на контактах глеевых вод с водами, обогащенными кислородом, или при их поступлении в хорошо аэрируемые горизонты.

В местах смены кислых вод щелочными (щелочной барьер) происходит накопление помимо Са и Mg многих тяжелых металлов (Ni, Pb, Cd, Zn, Cr и др.).

С испарительным барьером, возникающим на участках сильного испарения почвенно-грунтовых вод, связано осаждение солей многих элементов

(Са, Na, Mg, CI, Sr, Zn, Pb и др.).

Адсорбционные барьеры обусловлены появлением на путях миграции участков (горизонтов, слоев), обогащенных веществами с повышенной сорбционной способностью (монтмориллонитовые глины, торф, глинистые прослойки в песках и т. д.).

Термодинамические барьеры обусловлены возникновением на участках резкого изменения температуры или давления, с которыми тесно связан газовый режим вод. С действием этого барьера связано, в частности, широко распространенное накопление карбонатов кальция при перемещении растворов Са(НС0₃)₂ из холодных слоев в теплые с выпадением при этом СаС0₃ в результате потери С0₂.

III. Механические барьеры -- обусловлены изменением скорости движения вод (или воздуха), что, в свою очередь, связано с плотностью сложения, пористостью и факторами, их определяющими (гранулометрический состав, структура и др.).

В природных условиях выпадение веществ (элементов) очень часто связано с возникновением на пути движения растворов не одного, а нескольких геохимических барьеров. В этом случае такие комплексные барьеры называют по совокупности совмещающихся барьеров (кислородно-термодинамический, сорбционно-окислительный и т. д.).

Третья группа экологических функций почвы (почвенного покрова) объединена в понятие «глобальные (общепланетарные) функции». Почвенный покров тесно взаимосвязан с основными сферами Земли-- литосферой, атмосферой, гидросферой и биосферой. При этом он оказывает огромное влияние на их состав, свойства и функционирование. Это влияние и определяет чрезвычайно важные общепланетарные функции почвенного покрова. Они обобщены в таблице 67, из которой видно, как велика роль почвенного покрова в жизни нашей планеты, в поддержании сложившегося равновесия между сферами земного шара, столь необходимого для существования человека и вообще жизни во всех формах ее проявления.

Под воздействием хозяйственной деятельности человека изменяются состав, свойства и режимы, уровень плодородия почв, что существенно влияет на их экологические функции. Эти изменения могут быть положительными и отрицательными. Положительные проявляются в устранении или ослаблении неблагоприятных свойств почв как среды обитания живых организмов, создании для их жизнедеятельности наиболее благоприятных условий.

Такая направленность в изменении почвы связана с их окультуриванием и обусловливает сохранение и повышение почвенного плодородия и более активное проявление экологических функций почвы.

К негативным явлениям, связанным с применением средств химизации, гидротехнических мероприятий, обработки почвы, а также вызванным техногенным загрязнением почвенной среды, относятся: ухудшение физических свойств (уплотнение, обесструктуривание); загрязнение тяжелыми металлами, пестицидами и др.; ухудшение физико-химических свойств (избыточное подкисление и подщелачивание, возникновение восстановительных процессов); дегумификация; развитие эрозии; засоление и осолонцевание; заболачивание.

Отрицательное влияние перечисленных приемов на экологические функции почвы заключается в том, что при этом нарушаются процессы превращения веществ и энергии, воздухообмена, трофические связи между группами почвенной биоты, изменяются в худшую сторону функциональные свойства почвы. Как следствие, ухудшаются или полностью разрушаются те или иные экологические функции почвы не только как среды существования растений и почвенной биоты, но и как компонента ландшафта и биосферы в целом.

Рекультивация земель. В результате промышленных разработок полезных ископаемых, строительства дорог и различных сооружений происходит разрушение территории с уничтожением растительности и почвенного покрова.

Для восполнения почвенных ресурсов осуществляют восстановление, или рекультивацию, нарушенных земель.

Рекультивация включает комплекс горно-технических, мелиоративных, сельскохозяйственных, лесохозяйственных и инженерно-строительных работ, направленных на восстановление нарушенного плодородия почв территорий и создание на них сельскохозяйственных угодий, лесонасаждений, водоемов, зон отдыха, использование отработанных площадей под застройку и т. д.

Методы рекультивации определяются прежде всего составом и свойствами пород, идущих в отвал, технологией вскрышных работ и климатом местности.

Важнейшими показателями оценки обнаженных и идущих в отвал пород являются наличие вредных соединений (пирита, водорастворимых солей и др.), карбонатов, гранулометрический состав, плотность пород и др. Наиболее благоприятны поступающие в отвал верхние гумусовые слои почв, а также рыхлые породы, не содержащие вредных солей (лёсс, лёссовидные суглинки, покровные суглинки). Совершенно непригодны скальные и крупнокаменистые породы, содержащие повышенные количества хлоридов (> 0,7--1,0%), пирита (> 1 %) и других токсичных соединений. Наиболее простой способ рекультивации -- нанесение на вскрытые породы гумусового слоя мощностью 30--50 см. Широко используют известкование, минеральные удобрения. Мероприятия, применяемые при рекультивации, дифференцируют в зависимости от планируемого использования рекультивируемых земель -- под сельскохозяйственные угодья, лесные насаждения и др.



СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

1. Вильямс В.Р. Почвоведение. Земледелие с основами почвоведения. - М.: Сельхозгиз,1939.

2. Ковриго В. П. Почвоведение с основами геологии. - МОСКВА «КОЛОС» 2000.

3. Кауричев И. С., Романова Т.А., Сорокина Н.П. Структура почвенного покрова и типизация земель. - М.: ТСХА, 192.

4. Почвоведение с основами геологии. В.П. Ковриго, И.С. Кауричев, Л.М. Бурлакова М., «КОЛОС» 000

5. Александрова Л.Н. Органическое вещество почв и процессы его трансформации. - Л.: НАУКА, 1980.

6. Почвоведение/ Под ред. В. А. Ковды и Б.Г. Розанова. Ч. I и II. - М.: Высшая школа, 1988.