Что такое высотная зональность почвы

Вертикальная зональность почв.

1) Определение:

ВЕРТИКАЛЬНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ (лат. verticalis — направление по отвесу и греч. zone — пояс, зона) — закономерное изменение природных комплексов и составляющих их компонентов, как в высоту, так и в глубину. Главная причина вертикальной зональности — изменение баланса тепла и влаги в горах, а в глубинах океана — тепла и солнечного света. К ней можно отнести распределение атмосферных и внутриземных сфер, что зависит от истории формирования планеты: земная кора (литосфера) с ее осадочной оболочкой, гранитным и базальтовым слоями; мантия; ядро. Понятие вертикальной зональности шире, чем высотная зональность (поясность), которая справедлива лишь применительно к наземно-сухопутной географической закономерности.

Высотная поясность горных систем многообразна. Она тесно связана с широтными зонами. С высотой трансформируются климат, почвенно-растительный покров, гидрологические и геоморфологические процессы, резко выступает фактор экспозиции склонов и т.д. С изменением компонентов природы изменяются природные комплексы — образуются высотные природные пояса. Явление смены природно-территориальных комплексов с высотой называют высотной поясностью, или вертикальной высотной зональностью. В горных странах широтные природные (географические) зоны сменяются высотными, а на возвышенностях варьируются в пределах двух соседних зон.

По мере нарастания высоты происходит смена ландшафтных поясов, в некоторой степени аналогичная широтной зональности. Величина солнечной радиации увеличивается вместе с радиационным балансом поверхности. В результате температура воздуха снижается по мере роста высоты. Кроме того, происходит уменьшение количества осадков из-за барьерного эффекта.

Наиболее сложные спектры высотных поясов свойственны высокогориям, находящимся близ экватора. К полюсам уровни высотных поясов снижаются, а их разнообразие уменьшается. Изменяется спектр высотных поясов и при удалении от берега моря.

Одни и те же природные зоны встречаются на разных материках, однако леса и горы, степи и пустыни имеют свои особенности на различных континентах. Различаются и растения и животные, приспособившиеся к существованию в этих природных зонах. В биогеографии выделяют шесть биогеографических областей:

— Палеарктическая область (Евразия без Индии и Индокитая, Северная Африка);

— Неарктическая область (Северная Америка и Гренландия);

— Восточная область (Индостан и Индокитай, Малайский архипелаг);

— Неотропическая область (Центральная и Южная Америка);

— Эфиопская область (практически вся Африка);

— Австралийская область (Австралия и Океания).

2) Причины возникновения вертикальной зональности:

Высотная поясность в горах вызвана падением с высотой температуры воздуха и испаряемости, а также с увеличением количества осадков и атмосферного увлажнения. В самых общих чертах вертикальные климатические изменения аналогичны широтным, но не равны им. Интенсивность солнечной радиации с высотой в горах возрастает, а в направлении от экватора к полюсам падает. Атмосферное давление в горах постепенно уменьшается, тогда как между экватором и полюсами есть зоны максимального и минимального давления. В горизонтальном направлении сухие и влажные области чередуются , а в вертикальном — количество осадков с высотой возрастает. При движении от экватора к полюсам не наблюдается увеличение стока вод, а с подъемом в горы он увеличивается. Исходя из данного сравнения, можно только в общих чертах считать вертикальную зональность аналогичной горизонтальной. Кроме того, высотные пояса каждого хребта и даже отдельных его склонов качественно индивидуальны. Это объясняется как историей развития горной страны, так и сложностью мозаики современных климатических условий на склонах разной высоты, ориентации по отношению к путям движения воздушных масс.

Высотная поясность, высотная зональность- закономерная смена процессов и явлений с высотой в горах. Обусловлена изменением кверху плотности, давления, температуры, влаго- и пылесодержания воздуха. Атмосферное давление убывает в тропосфере на 133 н/м2 (1 мм рт. cт. на каждые 11—15 м высоты); на уровне 5,5 км оно примерно вдвое ниже, чем на уровне моря. Половина всего водяного пара сосредоточена ниже 1,5—2 км, быстро убывает кверху и содержание пыли в воздухе. По этим причинам интенсивность солнечной радиации в горах с высотой возрастает, а отдача длинноволнового излучения от поверхности горных склонов в атмосферу и приток встречного излучения от атмосферы уменьшаются. При создающихся в атмосфере условиях поглощения и отдачи радиации и вертикального обмена воздуха температура воздуха, как правило, убывает в пределах тропосферы в среднем на 5—6°С на каждый километр высоты. Условия конденсации водяного пара при этом таковы, что количество облаков, сосредоточенных преимущественно в нижних километрах тропосферы, до некоторой высоты возрастает. Это приводит к существованию пояса максимальных осадков и к убыванию их на более высоких уровнях.
С климатической высотной поясностью связана смена условий речного стока, типа почв, растительности, животного мира, некоторых геоморфологических процессов, т. е. почти всех компонентов природного комплекса. Наиболее чётко высотная поясность проявляется в изменчивости гидроклиматических и почвенно-биологических компонентов ландшафта по вертикали. В рельефе высотная поясность выражена не только в связи с различиями климатических условий, но и с тем, что области разрушения и сноса, воздействий древнего и современного оледенения относятся к верхним поясам гор, а области аккумуляции материала — к их подножиям. Кроме того, высотная поясность усложняется многоярусной ступенчатостью рельефа, отражающей различные этапы истории формирования гор, сохранением на разных уровнях остатков древних поверхностей выравнивания, разделённых более крутыми уступами и ярусами эрозионного врезания. Наиболее полно вертикальная поясность выражена в горах, расположенных у экватора, где можно встретить наибольший диапазон природных поясов. Но вертикальная поясность изменяется с географической широтой: изменяется количество поясов и их высотные пределы.

Формирование типов высотной поясности горных систем определяют следующие факторы:

-Географическое положение горной системы. Количество горных высотных поясов в каждой горной системе и их высотное положение в основных чертах определяются широтой места и положением территории по отношению к морям и океанам. По мере продвижения с севера на юг высотное положение природных поясов в горах и их набор постепенно увеличиваются. Например, на Северном Урале леса поднимаются по склонам до высоты 700-800 м, на Южном — до 1000-1100 м, а на Кавказе — до 1800-2000 м. Самый нижний пояс в горной системе является продолжением той широтной зоны, которая расположена у подножия.

-Абсолютная высота горной системы. Чем выше поднимаются горы и чем ближе они расположены к экватору, тем большее количество высотных поясов они имеют. Поэтому в каждой горной системе развивается свой набор высотных поясов.

-Рельеф. Рельеф горных систем (орографический рисунок, степень расчлененности и выравненности) определяет распределение снежного покрова, условия увлажнения, сохранность или вынос продуктов выветривания, влияет на развитие почвенно-растительного покрова и тем самым определяет разнообразие природных комплексов в горах. Например, развитие поверхностей выравнивания способствует увеличению площадей высотных поясов и формированию более однородных природных комплексов.

-Климат. Это один из важнейших факторов, формирующих высотную поясность. С поднятием в горы меняются температура, увлажнение, солнечная радиация, направление и сила ветра, типы погоды. Климат определяет характер и распространение почв, растительности, животного мира и т.д., а следовательно, разнообразие природных комплексов.

-Экспозиция склонов. Она играет существенную роль в распределении тепла, влаги, ветровой деятельности, а следовательно, процессов выветривания и распределения почвенно-растительного покрова. На северных склонах каждой горной системы высотные пояса расположены обычно ниже, чем на южных склонах.

В толще воды, особенно до глубины 500 м, существует вертикальная зональность, проявляющаяся в температурах, химическом составе вод и характере донных отложений. Главная причина вертикальной зональности в глубинах океана- изменение баланса тепла и солнечного света. Вертикальная зональность в океане определяется общими особенностями рельефа литосферы. Соответственно этому различают две зоны: бенталь и пелагиаль. Бенталь — экологическая зона Мирового океана; область водоемов, заселенная донными организмами. В составе бентали различают супралитораль, литораль, сублитораль, элитораль, батиаль, абиссаль и ультраабиссаль. Пелагиаль — водная масса Мирового океана, его морей и озер. Вертикально пелагиаль подразделяется на экологические зоны эпипелагиали, батипелагиали и абиссопелагиали; горизонтально — на неретическую и океаническую области.

Источник

Закон вертикальной почвенной зональности

Закон вертикальной зональности почв установлен В.В. Докучаевым в 1899 г. на основе исследований почв Кавказа. Этот закон гласит, что в горных системах основные типы почв распространены в виде высотных поясов (зон), последовательно сменяющих друг друга по мере нарастания абсолютной высоты от подножия гор к вершинам в соответствии с изменением климата, растительности и других условий почвообразования.

Высотная зональность связана с тем, что при подъеме в горы на 100 м – уменьшается атмосферное давление, уменьшается температура воздуха на 0,5° и увеличивается количество осадков. Кроме того, распространение вертикальных почвенных зон зависит от экспозиции склонов относительно солнца и ветра. Склоны южной экспозиции теплее и суше северных. То же относится к склонам, на которые дуют теплые ветры. На влажных и холодных склонах наблюдается обратная картина.

Структура вертикальной зональности почв, или последовательность в смене вертикальных зон, определяется, прежде всего, положением горной страны в системе горизонтальных почвенных зон и положением горной страны по отношению к Океану (континентальная, океаническая или переходная фация).

Фациальность также накладывает отпечаток на почвенные зоны горной страны. Это можно проследить на разных склонах Кавказских гор.

В восточной части Кавказа – горно-коричневые почвы сменяются бурыми горно-лесными и горно-луговыми.

Западные склоны представлены горными красноземами, желтоземами, бурыми горно-лесными и горно-луговыми почвами.

С.А.Захаров, ученик В.В.Докучаева и крупный знаток горных почв усложнил представление о вертикальной зональности почв и ввел ряд новых понятий о взаимном расположении зон это — «миграция» (внедрение одной почвенной зоны в другую); «инверсия» (явление обратного или неправильного залегания почв), есть и температурные инверсии, т.е. стекание масс холодного воздуха по склонам и застаивание его в депрессиях, вызывающее во многих горных системах континентальных областей обратное расположение вертикальных почвенных зон; «интерференция» зон, когда в системе нормальных рядов совсем выпадают отдельные почвенные зоны.

Закон аналогичных топографических рядов почв

(учение о зональных почвенных комбинациях)

Наряду с рассмотренными закономерностями распространения почв на больших территориях существуют закономерности распространения почв на небольших территориях. Эти закономерности обусловлены местными условиями почвообразования и, прежде всего, рельефом. В настоящее время изучение этих закономерностей вылилось в особое направление географии почв, которое получило название — структура почвенного покрова (СПП). По В.М. Фридланду структура почвенного покрова – это закономерное чередование неоднородностей почвенного покрова.

Наиболее общая закономерность — это распределение почв по элементам мезо- и микрорельефа, которую еще в 1927 году, С.А. Захаров назвал законом топографических рядов почв. Сущность его заключается в том, что на возвышенных элементах рельефа расположены генетически самостоятельные почвы (автоморфные), с переходом к отрицательным элементам рельефа все большую долю в почвенном покрове занимают почвы генетически подчиненные с аккумуляцией в них веществ подвижных в условиях данной почвенной зоны.

В лесостепной зоне на водоразделах формируются черноземы типичные, на склонах – черноземы выщелоченные, в нижних частях склонов – черноземы оподзоленные.

Почвы арктической зоны

Обширная территория северной части России представляет собой полярную почвенно-биоклиматическую область, которая делится на две зоны: арктическую и тундровую. Арктическая зона включает самые северные острова Ледовитого океана (Земля Франца-Иосифа, Северная земля, острова де-Лонга, север Новосибирских островов) и северную оконечность полуострова Таймыр. Зона характеризуется

холодным слабовлажным климатом. Годовое количество осадков

130–200 мм, основная масса осадков выпадает в виде снега. Безморозный период отсутствует. Среднегодовая температура –14; –18 о С.

Почвогрунты находятся в мерзлом состоянии, оттаивают с поверхности (около 30 см) только на 2 месяца.

• Климат – полярный холодный сухой, июль ср. t0 1-2/. Осадки 50-200 мм в год. Гумидный характер климата, талая вода ледников и снежников приводит к появлению гидроморфных почв, преимущественно, проточного характера. Сильное расчленение рельефа приводят к появлению позиций, где имеет место интенсивная денудация.

Рельеф – специфический микрорельеф (мерзлотный). В рельефе отражаются мерзлотные явления – трещинообразование, мерзлотная сортировка и вымораживание обломочного материала. В результате этого формируются специфические формы мерзлотного нано- и микрорельефа и полигональности почв. На рыхлых породах возникают трещинные полигоны, на каменистых – каменные котлы, кольца, полосы и др.

Наиболее существенные причины образования полигональных структур следующие: 1) сжатие грунтов при промерзании и оттаивании; 2) сортировка материала, выталкивание к поверхности крупных частиц; 3) развитие жил и линз подземного льда

Кроме пятнистых форм микрорельефа, большое распространение в Субарктике имеют бугорковатые и бугристые образования, происхождение которых связано с процессами пучения. Пучение грунтов обусловлено увеличением их объема при промерзании как за счет расширения имеющейся в грунте воды на 9% при ее кристаллизации, так и вследствие замерзания новых объемов воды, мигрирующих извне.

Растительный покров зоны имеет разреженный очаговый характер. В основном преобладают литофильные мхи и накипные лишайники, некоторые злаки (щучка, мятлик). В трещинах скал и на мелкоземистом субстрате большую роль в накоплении органического вещества играют зеленые и синезеленые водоросли. Поверхности, лишенные растительности, покрыты корочкой водорослей. Голый грунт занимает от 70 до 95%.

• Почвообразующими породами являются разнообразные дериваты базальтов и мезозойских песчаников (ЗФИ), а также известняков и глинистых сланцев (НЗ).

• Арктические почвы разделены на два подтипа: арктические пустынные, арктические типичные гумусные. В пределах первого подтипа выделяют два рода: насыщенные карбонатные и засоленные, которые характерны для супераридной и ультрахолодной частей Арктики. Они имеют нейтральную или щелочную реакцию среды, а на поверхности солевую корочку.

• Почвы формируются в условно нормальных‑ мезотермных условиях, которые сочетаются с олиготермными (жесткий ветровой режим, длительное накопление снега и т.п.) и эутермный (южные экспозиции, ветровая тень) условия теплообеспеченности.

• Важным фактором почвообразования является привнос птицами органического вещества из моря. В этих условиях почвы развиваются в орнитотрофных условиях.

• В зависимости от пород формируются почвы:

• 1. Каменистые россыпи: –

• Пл – почвопленки под накипными лишайниками и печеночными мхами;

• ЛТ – торфяные литоземы (Т‑(TС)‑D);

• СТ – сухоторфяные почвы (TJ‑TT‑(TC)‑D).

• 2. Суглинистые дериваты базальтов –

• Д – серогумусовые (дерновые) (AY‑AC‑C);

• Дгл ‑ дерновые глееватые (AU‑G‑CG).

• 3. Суглинистые щебнистые дериваты базальтов –

• Д – серогумусовые (дерновые) (AY‑AC‑C);

• ЛТ – торфяные литоземы (Т‑(TС)‑D);

• 4. Известняки–

• КПр – карбопетроземы гумусовые (W‑Mic‑M); где W-гумусово-слаборазвитый

• ПТГок – перегнойно-темногумусовые остаточно-карбонатные (AH‑Mic‑M), где АН‑перегнойно-темногумусовый..

• 5. Суглинистые щебнистые дериваты, глинистые сланцы –

• Пег – пелоземы гумусовые (на суглинках) (O‑Chi‑C);

• Птгг – петроземы[на щебне)](грубо) гумусовые (W‑M) W‑гумусово слаборазвитый; ЛТ – торфяные литоземы (Т‑(TС)‑D);

• 6. Пески–

• Псг‑ псамоземы на песках(слаборазвитые почвы) (О‑С∙∙), где О‑подстилочно-торфяный.

• 7. Арктические типичные гумусные почвы характеризуются слабо-развитым маломощным профилем, в котором выделяются только горизонты А и С (или R-стратифицированный), иногда с переходным горизонтом АС или AR.

• В понижениях рельефа формируются болотные (переувлажненные) почвы, часто неоглеенные почвы, не имеющие признаков торфообразования («минеральные болота») и нередко содержащие карбонаты и легкорастворимые соли. Накопление последних связано с преобладанием в этой зоне низких температур, при которых соли слабо растворяются.

Почвы тундровой зоны

Тундровая зона расположена к югу от арктической, граничит на юге с таежно-лесной и разделяется на подзоны: высоко-арктическая тундропустошь, средне-арктическая тундра * низко-арктические тундры и лесотундры

Климат зоны отличается небольшим количеством тепла, избыточной увлажненностью. Для тундры свойственны длинная холодная зима и короткое прохладное лето. Средняя годовая температура колеблется от –0,2 о С на западе (Кольская провинция) до –9 о С и даже до –16 о С в азиатской части. Сумма активных температур (более +10 о С) составляет от 0 о (арктическая тундра) до 400–600 о С (южная тундра и лесотундра). Среднегодовое количество осадков в тундре составляет около 300 мм. Низкие температуры определяют слабую испаряемость (К_у > 1) и высокую влажность воздуха (75–90% летом). Наиболее континентален климат в Северо-Сибирской провинции.

Характерной особенностью зоны является наличие многолетней мерзлоты. За короткое лето оттаивает лишь небольшой поверхностный слой, мощностью от 30–80 см до 1–2 м. Мерзлота служит водоупором и способствует застою влаги.

Рельефбольшей части территории равнинный, местами холмистый, грядовой, с частыми понижениями, занятыми озерами и болотами. В отдельных районах – горный рельеф (Хибины, Полярный Урал, Чукотский горный массив).

В тундре большое значение приобретает микрорельеф, связанный с мерзлотными явлениями: трещино-образованием, пучением, солифлюкцией (текучесть грунта по склону) и тиксотропией (переход коллоидов из геля в золь и обратно). Тиксотропия имеет следующие особенности: 1) образующийся из золя гель не отделяется от дисперсной среды, а застудневает вместе с ней; 2) полученный гель обратим и может быть переведен в золь путем механи-ческого воздействия (встряхивание, помешивание), по прекращению которого золь снова с течением времени переходит в гель. В почвах результатом тиксотропии является возникновение особого рода коагуляционно-тиксотропной микроструктуры, которая характеризуется появлением рыхлого каркаса из коллоидных частиц в основном удлиненной формы, внутри которого находится почвенный раствор. Тиксотропия особенно развита в криогенных почвах.

В результате вышеперечисленных явлений образуются пятнисто-полигональные и бугристые формы рельефа, в которых развиты криотурбационные процессы, обусловливающие микрокомплексность растительного и почвенного покрова.

Почвообразующими породами являются ледниковые, морские и аллювиальные отложения различного гранулометрического состава, часто каменистые. В горных районах они представлены элювием и делювием.

Растительность среднеарктических тундр, например, на равнинах всего Южного острова архипелага Новая Земля представлена различными вариантами, преимущественно пятнистых арктических тундр – моховых, мохово-лишайниковых, лишайниковых и кустарничковых, часто встречаются гипновые болота. Сомкнутость растительного покрова архипелага очень сильно зависит от субстратов – ледниково-морские суглинисто-глинистые равнины отличаются от своих щебнистых цокольных аналогов намного большим проективным покрытием, даже в случаях своего болеесеверного положения. Южнее, но в пределах той же среднеарктической тундры преобладают ивково-моховые тундры и осоково-гипновые (практически без сфагновых мхов) болота, доля кустарничков и карликовой березки невелика. В Сибири в этой зоне наиболее распространены кочкарниковые тундры.

В низко-арктических тундрах преобладают кустарничковые, ерниковые и лишайниковые разновидности с осоково-сфагновыми, часто бугристыми, болотами. По ложбинам стока характерно развитие ивняков, а по долинам рек – хвойно-березовых лесных сообществ.

Лесотундры Русской равнины состоят из двух сменяющих друг друга с севера на юг ареалов: крупноерниковые тундры с островками редколесий и еловые и березовые редколесья. Лесотундры Кольского полуострова – это лишайниковые и зеленомошные с дёреном шведским березовые криволесья и редколесья с редким участием сосны, ели и можжевельника. В Западной Сибири в лесотундрах, наряду с елью и березой, появляется лиственница, а восточнее Енисея полностью преобладают лиственничные редколесья.

В растительном покрове тундры отражается характерная ее особенность – отсутствие древесной (лесной) растительности.

Почвообразование в тундре протекает в условиях переувлажнения, недостатка тепла, низкой биологической активности и охватывает небольшой сезоннооттаивающий слой.

Почвообразование в тундре имеет ряд особенностей: 1) медленный темп всех элементарных почвенных процессов; 2) большая активность мерзлотных процессов, способствующих перемешиванию почвенной массы; 3) замедленность процессов удаления продуктов почвообразования за пределы почвенной толщи из-за наличия мерзлотного водоупора; 4) слабая дифференциация профиля по распределению ила и минеральных компонентов.

Растительность тундры характеризуется низкой продуктивностью и незначительным количеством растительного опада (около 1 т/га). Низкая зольность опада, малое содержание в нем оснований, особенно Са, специфичный биохимический состав, представленный в основном трудноразлагаемыми соединениями (лигнин, смолы, воска, дубильные вещества), неблагоприятный температурный режим, недостаточная аэрация, небольшая биологическая активность определяют слабую степень разложения опада, способствуют консервации органического вещества и образованию грубогумусных и оторфованных горизонтов с значительным количеством легкорастворимых гумусовых соединений фульватной природы. Следует также отметить то, что при криолитогенезе (преобразовании различных горных пород под влиянием мерзлотных процессов) особым образом трансформируется и минеральная часть почв. Минеральная часть тундровых глеевых почв представлена в основном крупнопылеватыми и мелкопесчаными фракциями, возникающими главным образом за счет физического выветривания, поскольку химическое выветривание имеет подчиненное значение. Может наблюдаться агрегация глинистых частиц, приводящая к появлению частиц размерности пыли.

Литолого-геоморфологические факторы приводят к увеличению сложности “рельефно-субстратной матрицы” (многообразие почвообразующих пород по засоленности, карбонатности, щебнистости, склонов по экспозиции и крутизне) — это также увеличивает дивергенцию почвенного покрова.

Иными словами, в условиях низкой энергетики почвообразования высоких широт небольшие локальные изменения факторов (содержание мелкозема в материнской породе и ее состав, ветровой и снежный режимы, термическое влияние моря и ледников, импульверизация солей и др.) существенно меняют тип педогенеза и организацию почвенного покрова на уровне его мезоструктур (в связи с мезорельефом).

Криогенный (мерзлотный) фактор, сильно различающийся в высоких широтах по широте, долготе, а также в зависимости от дренированности и характера субстрата, усложняет почвенный покров на уровне его микроструктур (в связи с микрорельефом).

Таким образом, в тундре господствует болотный тип почвообразования, которому соответствуют следующие элементарные процессы почвообразования: торфообразование, оглеение.

Торфообразование– накопление на поверхности почвы полуразложившихся растительных остатков в результате замедленной их гумификации и минерализации в условиях избыточного увлажнения, которое сказывается на составе растительности. В таких условиях могут произрастать только болотные растения: сфагновые мхи, некоторые виды осок, пушица, клюква, багульник.

В анаэробных условиях интенсивность окислительных процессов сильно ослабляется и органическое вещество до конца не минерализуется. Происходит накопление больших масс опада в виде очеса. Разложение органических остатков протекает в самом верхнем слое очеса, куда чуть-чуть поступает кислород, при участии микроорганизмов – в основном грибов и целлюлозоразлагающих бактерий. При разложении растительных остатков в анаэробных условиях образуется большое количество промежуточных продуктов распада в виде низкомолекулярных органических кислот (масляная, молочная, яблочная, янтарная, лимонная и др.), которые подавляют жизнедеятельность микроорганизмов и приводят к консервации органического вещества в виде торфа.

Глеевый процесс почвообразования, или оглеение почвы, является результатом длительного сезонного или постоянного переувлажнения и развития в анаэробных условиях восстановительных процессов.

Оглеение – биохимический процесс, связанный с жизнедеятельностью анаэробных микроорганизмов. Большую роль в нем играют микроорганизмы, получающие энергию за счет окислительно-восстановительного преобразования органического вещеcтва, соединений Fe, Mn, S. В глеевых горизонтах накапливаются элементы с переменной валентностью в восстановленных формах: FeO, MnO, H₂S, FeS, CH₄. В результате глеевого процесса возникают специфические глинистые минералы, содержащие восстановленные элементы: вивианит Fe₃(PO₄)₂·8H₂O (гидрофосфат Fe 2+ ), глауконит, сульфиды тяжелых металлов (PbS, CdS и т.д.). Они имеют сизую, грязно-зеленую, голубую окраску и обусловливают цвет всего глеевого горизонта. Глеевый процесс изменяет только минеральные горизонты, а органогенная часть профиля подвергается торфообразованию.

Почвенное разделение Международной группы по исследованию мерзлотных почв (Goryachkin et al., 2004) в сравнении с ландшафтными разделениями, принятыми в СССР (России).

Средне-арктические, низко-арктические тундры и лесотундры, как видно из данных по факторам почвообразования, являются зоной преобладания равнин с озерно-аллювиальными, моренными и другими рыхлыми отложениями, особенно это касается территории России.

В этих плохо дренированных условиях и гумидном климате преобладают почвы с профилем O-G-CG, выделяемые в классификационной системе 2004 года как тип глееземов (O-G-CG).

В этих почвах под подстилочно-торфяным горизонтом наблюдается яркий сизо-голубой обычно тиксотропный и часто криотурбированный глеевый горизонт. Нижняя часть глеевой толщи имеет преимущественно буровато-сизую окраску и (при утере тиксотропных свойств) творожистую структуру и горизонтальную делимость. Органогенный горизонт этих почв в его нижней части может иметь прослойку грубогумусированного или перегнойного материала, что дает основание для выделения подтипов глееземов грубогумусированных и перегнойных. Весьма широко распространенными почвами южной тундры являются глееземы криометаморфические с профилем (O-G-CRM-C(g)), характеризующиеся сочетанием поверхностного глеевого и срединного криометаморфического горизонтов. Оглеение ограничивается верхними 20-25 см и проявляется в виде яркой голубой окраски.

В наиболее дренированных условиях вершин холмов на суглинистых субстратах довольно широко распространены криометаморфические почвы с профилем

O-CRM-C, в которых подстилочно-торфяный или грубогумусовый горизонт сменяется криометаморфическим горизонтом бурых или серовато-бурых тонов с творожистой, а при обсыхании крупитчатой или мелкокомковато-ореховатой структурой. С глубиной оструктуренность уменьшается и проявляется криогенное плитчатое сложение. Отчетливое оглеение отсутствует, возможны лишь его слабые признаки.

Если в профиле присутствует грубогумусовый горизонт AO, то эти почвы относятся к типу криометаморфических грубогумусовых почв (AO-CRM-C).

В более дренированных условиях здесь сформированы палевые почвы с профилем (AJ-BPL-BCA-Cca),которые характеризуются структурным и железистым метаморфизмом в палево-метаморфическом горизонте BPL – имеющим более насыщенную окраску, чем нижележащие горизонты. Однако основные ареалы палевых почв расположены южнее, в таежной зоне континентальных областей. Наконец, в наиболее сухих и теплых – эутермных условиях в континентальных тундрах под «тундростепями» встречаются литоземы темногумусовые (AU-M) с хорошо выраженным темным гумусовым горизонтом, подстилаемым щебнистым материалом.

На песчаных и щебнистых отложениях большинство почв низко-арктических тундр относится к отделу альфегумусовых почв, а именно, к разным типам и подтипам подбуров (O-BHF-C) и подзолов (O-E-BHF-C). Все они характеризуются высокой кислотностью и ненасыщенностью поглощающего комплекса, а также высоким содержанием органического вещества, причем как в иллювиальных, так и в элювиальных горизонтах, что многими авторами отмечается для почв Севера.

Здесь, особенно в наиболее влажном европейском климате встречаются также почвы, которые из-за мощных органических горизонтов (>10 см) относятся к сухоторфяно-подзолам (TJ-E-BHF-G-CG).

Практически для всех тундровых подзолов характерна потечность гумуса в элювиальных горизонтах, выражающаяся в кремовом оттенке в окраске и в более высоком содержании в них гумуса и подвижных форм оксидов железа и алюминия, чем в подзолистых горизонтах лесотундровых почв. Потечность гумуса связана с очень гумидным климатом и низкими темпами разложения органического вещества в тундре – в этих условиях из подстилки вымывается не связанный с минеральными веществами водорастворимый гумус, который пропитывает верхние горизонты почв.

Среди описанных в тундре и лесотундре подбуров встречается практически тот же набор подтипов, что и для подзолов, большинство которых сильно криотурбированы. Без видимых нарушений хода почвообразования формируются подбуры оподзоленные (O-BHF_e-BHF-C).

Подбуры и подзолы могут встречаться на всей территории тундры и лесотундры, и лишь в качестве общей тенденции можно отмечать постепенное увеличение доли подбуров к северу среди мезоморфных наиболее развитых почв легкого гранулометрического состава.

Помимо альфегумусовых почв,в гумидных тундрах на щебнистых отложениях нередко встречаютсялитоземы перегнойные (H-M),которые отличаются наличием перегнойного горизонта и близким подстиланием плиты, а сухоторфяно-литоземы (TJ-M).

В целом, для почв тундр нужно отметить преобладание процессов трансформации органического вещества, Al-Fe-гумусовой миграции, практически повсеместно встречаемые признаки оглеения. Процессы структурообразования выражены по-разному в зависимости от характера почвообразующих пород: слабо ‑ в условиях легкого состава субстрата и сильно ‑ на суглинисто-глинистых породах. На последних часто встречается криогенное коагуляционное оструктуривание, приводящее к появлению специфической крупитчатой структуры.

Итак, анализ факторов почвообразования показал, что в Арктике с юга на север происходит направленное изменение климатических и литолого-геоморфологических факторов почвообразования, которое обусловливаетразнообразие и мелкоконтурность почвенного покрова полярных областей.

Типичными почвами являются торфяно-глееземы и даже торфяные почвы (T-TT), относящиеся к стволу органогенных и отделу торфяных почв — это почвы с горизонтом торфа мощностью >50 см. В результате мерзлотных пучений и формирования крупных и средних линз сегрегационного льда внутри торфа или торфяно-мелкоземистой толщи формируются торфяные бугры (Рис. 7).

Рис.7. Строение торфяного бугра. Условные обозначения: 1-торф, 2-песчаный материал, 3-суглинок, 4- глина, 5- сегрегации льда , 6 – лед, 7 – граница мерзлоты

В результате пучений торф оказывается в условиях улучшенного дренажа и поэтому начинает разлагаться и минерализоваться — на буграх формируются почвы, относящиеся к подтипу торфяных деструктивных почв (Tmd-TT). В них верхняя часть торфа, который когда-то был накоплен в условиях переувлажнения, в потом попал в более сухие условия, существенно разложен и представляет собой материал, который очень сходен с тем, что бывает в мелиорированных торфяниках средней полосы – сухой, коричневый, легко растирающийся в пальцах.

Наиболее однородные в почвенном отношении переувлажненные ландшафты средне-арктической тундры — это болота на месте бывших озер. Здесь развиты болотные торфяно-глееземы (T-G-CG) с мощностью торфяного горизонта 15-30 см и глубиной мерзлоты около 30 см в сизом глеевом горизонте G.

Набор почвообразующих процессов в почвах средне-арктической тундры, если и сходен качественно, то заметно отличается большей интенсивностью, чем в высоко-арктических тундропустошах. В то же время менее и не так повсеместно выражена роль процессов латерального привноса-уноса вещества. Наряду с процессами трансформацииорганического вещества,здесь существенно проявляются процессы оглеения, криотурбаций и оструктуривания.

ПОЧВЫ ТАЁЖНО‑ЛЕСНОЙ ЗОНЫ

Значительную часть бореального пояса (умеренно холодного) занимает таежно-лесная зона. Условия почвообразования чрезвычайно разнообразны в связи с громадной протяженностью зоны с Запада на Восток и с Севера на Юг.

Климат зоны умеренно холодный. В Восточной Сибири – резко континентальный, на Дальнем Востоке – муссонный.

Средняя годовая температура изменяется от +4 0С в европейской части до –16 0С в Восточной Сибири и до +7,5 0С на Дальнем Востоке.

Осадков в год выпадает в среднем по зоне 300–800 мм.

Ку > 1 поэтому зона в целом характеризуется достаточным и даже избыточным увлажнением. В Сибири распространена вечная мерзлота.

Рельеф европейской части зоны, которая расположена в пределах Русской равнины, имеет холмисто-волнистый характер. Возвышенности и холмы ледникового происхождения с абсолютными отметками 300-500 м над уровнем моря, между ними расположены озера и болота. Территория Русской равнины довольно сильно расчленена речными долинами и в целом неплохо дренирована.

Западно-сибирская часть зоны представляет собой обширную плоскую слабодренированную равнину.

Восточная Сибирь и Дальний Восток отличаются сложным горным рельефом.

Для возвышенных хорошо дренированных территорий характерен промывной тип водного режима, а на плоских слабодренированных и пониженных участках наблюдается застой влаги.

Почвообразующие породы в европейской части и Западно-Сибирской зонах представлены преимущественно ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями.

В Восточной Сибири и Дальнем Востоке почвы формируются на элювии и делювии коренных пород.

В целом почвообразующие породы таежной зоны характеризуются перемытостью, выщелоченностью, низким содержанием катионов (Са, К, Mg), часто имеют тяжелый гранулометрический состав, что способствует периодическому застою влаги.

Преобладающий тип растительности зоны ‑ хвойные леса с моховым и мохово-кустарничковым покровом. В европейской части – темнохвойные леса (еловые), а в Восточной Сибири – светлохвойные лиственничные леса.

Только в подзоне южной тайги развиты хвойные леса с примесью мелколиственных и широколиственных пород, с богатым травяным напочвенным покровом

Большие площади заняты болотными ассоциациями.

К главным типам почвообразования относятся подзолистый, процесс биогенной аккумуляции (дерновый) и болотный. С болотным мы с Вами познакомились, когда говорили о тундровых почвах.

Сущность подзолистого процесса заключается в разрушении в верхней части профиля почвы первичных и вторичных минералов и вынос продуктов разрушения в нижележащие горизонты и грунтовые воды.

Подзолистый процесс в чистом виде развивается в условиях промывного типа водного режима, под хвойными лесами с моховым напочвенным покровом, на легких по гранулометрическому составу и бедных основаниями почвообразующих породах.

Растительный опад, состоящих из хвои, древесины, мхов и лишайников поступают на поверхность почвы. В составе опада содержится большое количество трудноразлагаемых соединений: лигнин, воска, смолы, дубильные в-ва; в них мало зольных элементов и азота. Разложение опада такого химического состава осуществляется в основном грибной микрофлорой, что способствует образованию различных органических кислот (яблочная, лимонная, янтарная, муравьиная) и гумусовых кислот, в которых преобладают ФК (С_ГК/С_ФК

Источник