CC BY
84
УДК 631.48
Вестник СПбГУ. Сер. 3, 2007, вып. 1
Э. И. Гагарина, Е. В. Абакумов, A. Л. Легких А. Л.
ПОЧВЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ИЖОРСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ И ИХ ВОССТАНОВЛЕНИЕ ПОСЛЕ ДЕСТРУКТИВНЫХ ВОЗДЕЙСТВИЙ
Введение. Среди удивительного разнообразия генетических типов четвертичных отложений, геоморфологических, почвенных и геоботанических районов на территории Северо-Запада особое место занимают ландшафты Ижорской возвышенности, расположенной на западе Ленинградской области. Ее площадь составляет 3600 км2 [14]. Эта территория представляет собой платообразное повышение с абсолютными отметками от 80 до 150 м. Глубинное геологическое строение Ижорской возвышенности не отличается от основной территории Ленинградской области. Кристаллический фундамент здесь находится на глубине 360 м. Он перекрыт толщей осадочных пород преимущественно глинистого состава нижнекотлинского (мощность 90 м) и верхнекотлинского (мощность до 150 м) горизонтов венда. Выше залегают синие кембрийские глины (сиверский горизонт), выходящие на поверхность у глинта. Мощность этого горизонта иногда превышает 40 м. Синие глины перекрываются песками и песчаниками (в том числе и фосфорито-носными) кембрия и ордовика. Выше залегает слой (до 20 м) карбонатных пород ордовика - известняки и доломитизированные известняки, отделяемые от песчаной толщи диктионемовыми сланцами. На известняках залегают пестроокрашенные мергели и глины и аргилитоподобные глины наровского горизонта среднего девона. Для структуры Ижорской возвышенности характерно падение всех пластов пород с углом 3 м/км в южном направлении.
Характерной чертой рельефа Ижорской возвышенности является выровненность, при этом область холмисто-моренного рельефа занимает ограниченные площади в северо-западной части плато и к юго-западу от пос. Елизаветино. Высота холмов колеблется от 2 до 10 м. Большую часть центральной и северной территории плато занимает область распространения карстовых форм рельефа, что связано с проницаемостью и растворимостью известняков и невысокой мощностью моренного чехла. Характерной особенностью ледниковых отложений (моренных суглинков) плато является обогащенность карбонатным материалом.
В связи с различиями природных условий в пределах Ижорского почвенного округа выделяется два почвенных района - центральный и краевой. Особенности почвенного покрова краевой части возвышенности связаны со спецификой литологического состава пород, обусловленной ледниковой деятельностью по дислокации и перемешиванию глубинных и поверхностных пород в ледниковый период. Подробно почвенный покров краевой части изложен Э. И. Гагариной и соавторами [9].
Генетические особенности почв и почвенный покров центральной части возвышенности охарактеризованы для холмисто-моренных территорий и сельскохозяйственных площадей в работах [5, 8]. Менее затронутыми в отношении почвенных исследований оказались участки контрастного сочетания локальных карбонатных морен, известковых элювиев и карстовых воронок в центральной части указанного ландшафтного района. Особенно актуальными эти исследования становятся на фоне существенных пробелов в генетической схеме дифференциации почвенного профиля на различных по мощности и содержанию известняка карбонатных четвертичных породах в условиях Северо-Запада.
© Э. И. Гагарина, Е. В. Абакумов, А. Л. Легких, 2006
Классическим для карбонатных субстратов является эволюционный ряд тополитокате-ны: дерново-карбонатная типичная - дерново-карбонатная выщелоченная - дерново-карбонатная оподзоленная почвы [5]. Между тем С. В. Зонном [11], Э. И. Гагариной [4], Л. Ю. Рейнтамом [20], А. Н. Шелеминой [22] на карбонатных породах Русской равнины были описаны бурые лесные почвы. Непрерывный переход типичных и иллювиально глинистых рендзин через бурозем-рендзины в бурые лесные почвы в тополитокатенах был охарактеризован для горных условий лесостепного климата [1,7]. При этом генетические особенности формирования дерново-карбонатных выщелоченных и бурых лесных почв в пределах Ижорской возвышенности полностью не раскрыты. Установлено, что буроземообразование на карбонатных субстратах обусловливается особенностями химического и минералогического состава пород, но нет достаточного количества данных для четкого разграничения буроземообразования и формирования дерново-карбонатных выщелоченных и оподзоленных почв. Еще В. В. Пономаревой [16] были описаны «черные» и «коричневые» варианты рендзин. Последние отличались большим содержанием педогенного глинистого вещества в горизонтах ВС. Как показали более поздние исследования, часть дерново-карбонатных почв отличается выраженными предпосылками к развитию по типу элювиально-иллювиальной дифференциации, другая группа при менее выраженном лессиваже и выщелачивании развивается по пути преобладания внут-рипочвенного оглинивания [8,20]. Причины указанной эволюционной дивергенции почвообразования окончательно не раскрыты.
Близкое к поверхности залегание известковой толщи в исследуемом районе отражается не только на специфике природных ландшафтов, но и благоприятствует развитию горнодобывающего дела. В пределах Ижорского ландшафтного района находятся 14 карьеров по добыче известняков площадью более 1 км2 [10]. На территории большинства из них происходит самовосстановление почвенно-растительного покрова на разновозрастных отвалах, что позволяет использовать хроносерии молодых почв в качестве инструмента исследования механизмов осуществления основных элементарных почвенных процессов (ЭПП) на начальных стадиях регенерации экосистем. Это является весьма актуальным как для эволюционно-генетического почвоведения, испытывающего дефицит сведений о фазе становления почв на карбонатных субстратах, так и для осуществления прикладных задач - оценки регенерационного потенциала природных экосистем и включения закономерностей природного восстановления почв в концептуальные схемы технологий рекультивации. Карбонатные субстраты и почвы на них отличаются высокой буферностью и инертностью к внешним воздействиям, в том числе и ацидифика-ции, приобретающей в Европе все большие масштабы. Это свойство указанных объектов следует считать положительным. В случае деструктивных воздействий и обнажения щебнистых поверхностей карбонатность и щебнистость снижают качество указанных субстратов как объектов природной ренатурации или рекультивации, что делает исследования темпов и специфики почвовосстановления на них весьма актуальными.
Цель работы - исследовать основные компоненты почвенного покрова и свойства почв ключевого участка в районе распространения известкового карста и охарактеризовать процессы восстановления почвенно-растительного покрова на карбонатных породах после деструктивных воздействий.
В задачи исследования входило: 1) обследование почвенного ключевого участка, выявление генетических особеностей типичных, выщелоченных и оподзоленных дерново-карбонатных и дерново-подзолистых почв; 2) изучение скорости направленности и стадийности развития почв в процессе самовосстановительных сукцессий растительности на щебнистых карбонатных техногенных элювиях.
Материалы и методы исследования. Для характеристики почв и почвенного покрова нами был заложен ключевой участок па территории Елизаветинского лесничества. Абсолютная высота местности 134-141 м, при этом четко выражен мезорельеф в виде понижений, связанных с карстовыми воронками глубиной до 1.5-2.0 м. Вторым объектом исследования является Елизаветинский карьер, который был предназначен для добычи известняков, здесь исследованы разновозрастные почвы зарастающих отвальных комплексов.
Образцы почв ключевого участка и поверхностных субстратов Елизаветинского карьера были исследованы по основным химическим характеристикам [3], а также был проанализирован их гранулометрический состав 119]. В ходе определения фракционно-группового состава гумуса придерживались рекомендаций В. В. Пономаревой о декальцировании карбонатных почв соляной кислотой и, следовательно, определением 1-а фракции фульвокислот из отдельной навески [17]. Микроморфологические описания почв проводились согласно рекомендациям Е. И. Парфеновой и Е. А. Яриловой [13].
Результаты и обсуждение. Характеристика почвообразования в природных ландшафтах центра Ижорской возвышенности. Растительность ключевого участка представлена двумя ассоциациями: простым ельником-кисличником с участием неморальных элементов в травяном покрове и сложным ельником с доминированием дубравного разнотравья и хорошо выраженным подлеском. Травяной покров характеризуется очень большим разнообразием, здесь присутствуют неморальные и бореальные виды, на намытых почвах в карстовых воронках очень много папоротников.
На всем протяжении участка моренные отложения перекрывают коренные породы Ижорской возвышенности - известняки. Наименьшую мощность моренные отложения имеют на гряде (0.5 м), наибольшую - во впадинах, карстовых воронках (1.7 м). В маломощной морене содержание скелетных частиц доходит до 60 %, с увеличением мощности моренного чехла оно снижается до 20 %. На участке обнаружены следующие почвы: дерново-карбонатные типичные, выщелоченные, оподзоленные, а также дерново-подзолистые намытые в карстовых воронках. Замечена генетическая связь между основными морфогенетическими характеристиками почв и глубиной залегания карбонатной плиты. Статистические показатели морфологических свойств почв (табл. 1) специфичны
Таблица 1. Статистические показатели морфологии почв
Горизонт Число измерений Средняя мощность горизонта, см Ошибка среднего Коэффициент вариации,%
Дерново-карбонатная оподзоленная
А 23 9.8 0.8 40
АЕ 23 14.1 1.3 44
А+АЕ 21 23.1 1.7 34
ЕЬВ 23 11.8 1.0 42
В1 23 24.2 3.0 60
ВС 12 19.6 2.0 34
Дерново-карбонатная выщелоченная
А 26 9.2 0.3 18
АВ 25 10.7 0.6 29
В1 18 17.9 1.6 37
ВС 23 23.1 1.8 33
Дерново-карбонатная тип ичная
А 5 9.2 1.8 44
АВ 5 19.6 1.6 41
для почв различной степени декарбонатизации и выщелоченности. Мощности гумусовых горизонтов во всех почвах (от дерново-карбонатных типичных до дерново-подзолистых) примерно одинаковы, при этом увеличивается общая мощность гумусированной толщи за счет увеличения глубины гумусовой прокраски горизонтов АВ (в дерново-карбонатных типичных и выщелоченных почвах) и АЕ (в дерново-карбонатных оподзолен-ных и дерново-подзолистых почвах). В указанной литокатене по мере возрастания мощности четвертичной толщи профиль все более четко дифференцируется на горизонты, увеличивается также и его общая мощность.
Во всех исследованных почвах гумусовоаккумулятивные горизонты по гранулометрическому составу являются легкосуглинистыми, за исключением гумусированной сред-несуглинистой толщи дерново-карбонатной типичной почвы, специфика которой связана с меньшей степенью выщелоченности обломочного и мелкоземистого субстрата. Анализ профильного распределения ила в исследованных почвах показывает (табл. 2), что чем глубже залегает известковая плита, тем более интенсивно выражена дифференциация профиля по содержанию этой гранулометрической фракции. Увеличение песчаной фракции в нижних горизонтах всех почв связано, по-видимому, с наличием здесь мелких обломков карбонатных пород. В иллювиальных горизонтах дерново-карбонатной оподзоленной и дерново-подзолистой почв четко выражено накопление ила, что связано с развитием лес-сиважа. Начальные признаки этого процесса заметны в типичных и выщелоченных почвах.
Характеристики поглощающего комплекса почв изменяются по мере выщелачивания мелкоземистого субстрата. Это выражается в увеличении кислотности (при этом обменный водород появляется только в почвенном поглощающем комплексе (ППК) дерново-подзолистой почвы), снижении количества обменных оснований. При этом актуальная кислотность гумусового горизонта дерново-подзолистой почвы на два порядка выше, чем активная концентрация ионов водорода в водной суспензии верхнего горизонта дерново-карбонатной почвы. Самые низкие значения рН характерны для ELBg и Bg горизонтов дерново-подзолистой почвы, что связано с развитием здесь процессов ог-леения и выщелачивания. Увеличение интенсивности выщелачивания в тополитокате-не связано не только с различиями в исходном содержании карбонатов в различных по мощности моренных отложениях, но и с увеличением поверхностного и внутрипочвен-ного стока вниз по склону. В связи с этим следует указать, что в дерново-подзолистой почве карстовой воронки и в дерново-карбонатной оподзоленной почве нижней части склона процесс элювиально-иллювиальной дифференциации может быть связан не только с лессиважем, но и с сезонным поверхностным оглеением. Несмотря на развитие процессов выщелачивания по всему профилю дерново-подзолистых, дерново-карбонатных оподзоленных и выщелоченных почв, в гумусовых горизонтах этих почв наблюдается биогенная аккумуляция обменного кальция и магния.
Примечательно, что содержание гумуса в верхних горизонтах исследованных почв практически одинаково (см. табл. 2). Обогащенность гумуса азотом дЛя гумусовоакку-мулятивных горизонтов уменьшается от дерново-карбонатных типичных к дерново-подзолистым почвам. Это можно объяснить спецификой физико-химических свойств этих горизонтов. Общеизвестно, что в слабощелочных почвах биогенное накопление азота происходит интенсивнее, чем в слабокислых, а тем более в кислых субстратах.
В дерново-карбонатной типичной почве наблюдается слабовыраженное относительное (остаточное) накопление кремнезема и полуторных оксидов, что связано с химическим выветриванием, и особенно выщелачиванием исходных пород. Данные валового химического анализа дерново-карбонатной выщелоченной почвы свидетельствуют о пре-
Таблица 2. Общая аналитическая характеристика природных почв ключевого участка
Горизонт Глубина Содержание гумуса, % рНвоДН. рНссм Обменные основания, мг-экв/100 г почвы СОзкарб, % ЗЮг Я20з Содержание фракций, % к . мелкозему
<0.01 <0.001
Са^ | МК2+ мм мм
Дерново-подзолистая оглеенная
А 1-6 6.0 5.5 5.1 26.4 5.1 0.0 4.4 10.3 20.6
АЕ 6-20 5.8 5.0 4.5 8.5 0.5 0.0 4.8 10.4 31.2
Е1ё 20-30 2.9 4.8 4.4 2.5 2.5 0.0 5.8 19.0 30.6
ЕЬВё 30-40 0.7 5.6 4.6 3.0 3.0 0.0 3.8 28.3 46.1
всё 60-70 0.3 5.8 4.6 7.3 3.3 0.0 4.5 32.6 51.5
Сса 105-120 0.9 6.4 5.1 8.0 2.7 7.7 4.1 31.9 45.8
Дерново-карбонатная оподзоленная
А 1-10 7.9 6.8 Н.о. 14.0 11.5 0.0 4.7 12.2 22.5
АЕ 10720 1.9 6.8 5.0 7.0 0.0 4.5 12.7 29.1
ЕЬВ 20-25 0.5 6.8 5.5 5.0 0.0 5.1 . 11.2 34.4
В1 25-35 0.5 6.9 4.0 4.5 0.0 5.1 19.4 39.3
В Сса 35—45 0.7 7.0 4.5 4.5 6.3 3.7 38.1 53.7
Дерно во-карбонс тная выщ елоченная
А 2-10 7.8 5.8 Н.о. 13.8 7.7 0.0 3.6 10.3 25.4
АВ 10-17 6.4 7.0 10.3 6.4 0.0 3.9 18.2 33.1
Вса 17-28 1.9 7.2 8.5 6.3 5.0 3.3 24.0 34.0
ВСса 40-50 1.0 . 7.2 8.1 5.7 7.8 3.4 22.3 34.4
Дерново-карбонатная типичная
Аса 2-9 8.9 7.2 Н.о. 48.6 38.5 6.6 3.8 18.5
АСса 9-18 5.6 7.4 36.0 24.3 7.6 2.8 25.9
Примечание. рНв0111 и рНсо1 - реакция водной и солевой суспензий соответственно, С02ка^ - содержание углекислоты карбонатов в почвах, Н.о. - нерастворимый остаток.
обладании процессов выщелачивания над перераспределением глинистого вещества и полуторных оксидов по профилю. Обратная закономерность характерна для дерново-карбонатной оподзоленной и дерново-подзолистой почв.
Характеристика почвенного покрова ключевого участка. В составе почвенного покрова участка преобладают дерново-карбонатные выщелоченные почвы (67.2%) и дерново-карбонатные оподзоленные почвы (24.9%). Среди этих почв встречены отдельные пятна (1.2%) дерново-подзолистых почв. Дерново-подзолистые намытые почвы карстовых понижений составляют всего 3.9%. Дерново-карбонатные типичные почвы занимают всего 2.8% от площади участка и приурочены к моренной гряде. Таким образом, на основании полученных результатов структуру почвенного покрова можно охарактеризовать как сложные сочетания и мозаики, состоящие из дерново-карбонатных почв различной степени выщелоченности и оподзоленности и дерново-подзолистых почв с широким участием дерново-подзолистых намытых почв карстовых воронок и незначительным - дерново-подзолистых оглеенных почв.
При анализе почвенной и топографической карт и почвенно-топографического профиля становится очевидным, что рубежом между дерново-подзолистыми и дерново-карбонатными оподзоленными почвами является глубина залегания карбонатной плиты - 1.0-1.2 м. Граница между дерново-карбонатными выщелоченными и дерново-карбонатными оподзоленными почвами - 0.84 м.
С мезорельефом тесно связаны только дерново-карбонатные типичные почвы, занимающие повышения, а также дерново-подзолистые намытые и дерново-подзолистые ог-лееные почвы карстовых понижений. На распространение дерново-карбонатных выщелоченных и оподзоленных почв влияет главным образом литологический фактор, т. е. мощность локальной морены.
С распределением почв на ключевом участке тесно связана и специфика растительных ассоциаций. Так, на дерново-подзолистых почвах карстовых воронок формируется папоротниковый травяной покров. Ельники-кисличники приурочены к дерново-карбонатным оподзоленным почвам, на дерново-карбонатных выщелоченных и типичных почвах описаны ельники с хорошо развитым подлеском с широким участием дубравных элементов в травяном покрове.
К вопросу о дивергенции почвообразования и литогенной обусловленности почвенных процессов. Обобщение литературных данных и приведенных в настоящей работе результатов позволяет обозначить некоторые наиболее характерные особенности почвообразовательного процесса в центральных районах Ижорской возвышенности и его отличия от специфических предпосылок формирования бурых лесных почв.
В случае почвообразования на элювии плиты известняка нередко наблюдается аккумуляция глинистого вещества на геохимическом карбонатном барьере - «коричневый вариант» рендзин по В. В. Пономаревой [2, 6, 16]. Причина этого явления еще до конца не выяснена. Вряд ли аккумулятивные процессы в нижних горизонтах щелочных рендзин могут быть связаны с лессиважем. Скоре всего, природа указанного явления связана с метасоматическим процессом [6]. Таким образом, обогащенность элювия карбонатных пород полуторными оксидами может быть связана с закреплением продуктов выветривания на месте в бессточных условиях по типу «terra rossa». При этом иллювиально-метасоматический процесс (закрепление глинистого вещества на карбонатных геохимических барьерах) может быть охарактеризован как морфологический и физико-химический аналог метаморфизации породы, так как его результатом является формирование тяжелого по гран}'лометрическому составу глинистого горизонта. При этом бессточные условия и постепенный метасоматоз способствуют тому, что все поры в почве-элювии забиваются, и АС горизонт в дальнейшем превращается в AB и ВМ горизонты.
В условиях карста при хорошем дренаже и развитом внутрипочвенном стоке этот процесс развиваться не может. Активные декарбонатизация и лессиваж проявляются в почвах более дренированных и неоднородных по рельефу участков, а метаморфизация почвенной толщи - на выровненных и бессточных пространствах. Таким образом, формирование типичных и оглиненных (соотвественно «черных» и «коричневых» по В. В. Пономаревой) вариантов рендзин тесно связано с возможностями закрепления продуктов выветривания исходной карбонатной породы на месте образования. Если такие условия существуют, то по мере выщелачивания исходной породы появляется горизонт AB, а затем ELB и В, в противном случае в профиле почв устойчиво существуют горизонты АС, AB и ВС.
Указанная интерпретация применима для почвообразования на элювиях известняков. Но локальные карбонатные морены не могут дифференцироваться в глубину по составу в результате иллювиально-метасоматических процессов. Здесь глубина выщелачивания и развития иллювиального или метаморфического горизонта тесно связана со степенью карбонатности породы и особенностями растительности. Бурые почвы формируются исключительно под широколиственной растительностью с неморальными элементами, дерново-карбонатные выщелоченные - под ельниками неморальными и кисличными. Бурые почвы обычно приурочены к плотным маломощным локальным карбонатным моренам с высоким содержанием полуторных оксидов. Дерново-карбонатные
выщелоченные почвы встречаются на более мощных, рыхлых локальных моренах, особенно на закарстованных участках. При этом, по-видимому, придется признать, что дерново-карбонатные оподзоленные почвы очень близки к бурым лесным лессивирован-ным. И в тех и других отмечается основная движущая сила оподзоливания - лессиваж, и в различной степени - процесс метаморфического оглинивания, отмеченный в срединных горизонтах.
Эволюционно-генетическое разветвление (дивергенция) бурых лесных и дерново-карбонатных оподзоленных почв в хронокатенах после дерново-карбонатных типичных и дерново-карбонатных выщелоченных почв на карбонатных моренах определяется: 1) богатством литогенной основы, полуторными оксидами и формой содержания карбонатов: а) если они содержатся в мелкоземе, то основной тренд почвообразования будет направлен на их выщелачивание, б) если карбонаты в основном обломочные, то вполне возможно осуществление метаморфических процессов; 2) условиями дренажа - на дренированных склонах создаются более благоприятные условия для выщелачивания мелкозема, на бессточных и ровных пространствах цикл зольных и биогенных элементов замыкается в профиле почвы, верхние горизонты постоянно обогащаются кальцием и магнием, что препятствует выщелачиванию. В пользу этой гипотезы свидетельствует и специфика растительности: на дренированных закарстованных наклонных поверхностях формируются хвойные леса, т. е. «элювиально устойчивый тип растительности» по В. В. Пономаревой [18]. На бессточных аккумулятивных участках с плотной мореной или забитым глинистым веществом метасоматическом слое трансформации известняка формируются леса с более интенсивным круговоротом - широколиственные леса, где основная стратегия экологической адаптации растений направлена не на аккумуляцию зольных элементов в подстилке, но на закрепление их в развивающемся почвенно-по-глощающем комплексе, чему способствует оглинивание мелкоземистой массы.
Таким образом, вероятность развития почвообразования по пути оподзоливания или буроземообразования тесно связана как со спецификой литогенной основы и контрастности ее увлажнения, так и с условиями водно-минерального питания растений, определяющими характер биологического круговорота, его соотношения с развитием тонкодисперсной части почв (элювиальный процесс или метаморфизация) и общими характеристиками автотрофного биогенеза (биохимический состав и количество опада, условия его трансформации).
Восстановление почв на карбонатных техногенных элювиях Елизаветинского карьера. Елизаветинский карьер находится в двух километрах на востоке от исследованного ключевого участка. Поверхность выработанного карьера местами покрыта маломощным чехлом своеобразного техногенного элювия, состоящего из отходов дробления известняков, которые в значительных количествах формируются при взрывных и каменнолом-ных работах, а также мелкоземистого материала вскрышных пород (в основном это суглинистый материал локальных морен). Примесь мелкозема, попадающего на поверхность карьера при складировании вскрышных пород четвертичной толщи во внутренние отвалы, способствует увеличению содержания оксидов кремния, алюминия и железа в поверхностных известковых субстратах. Благодаря техногенному раздроблению и накоплению мелкозема происходит формирование своеобразных пород с содержанием известкового щебня до 50-80 %, которые по основным характеристикам занимают промежуточное положение между локальными карбонатными моренами и элювием известняков Ордовикского плато.
На указанных поверхностных породах в начальных стадиях самозарастания происходит формирование бобово-разнотравных и разнотравных группировок с мелколиствен-
ным древостоем. К 10-15-летнему возрасту появляется ярус молодняка высотой до 2-3 м, в котором доминирует ива козья. В напочвенном травяном ярусе преобладают горошек мышиный, сивец, земляника, вейник наземный, мать-и-мачеха, подмаренник белый, донник белый. Высота травостоя достигает 40 см. На крупных обломках известковых пород посел'яются эпилитные и накипные лишайники. В дальнейшем, на стадии 30-40 лет формируются ивово-сероольховые разнотравные и травяно-моховые леса. Высота верхнего яруса достигает 6-8 м. В молодых лесах четко выражен подрост высотой до 1 м, представленный ольхой серой, ивой козьей, осиной, рябиной. По сравнению с начальными стадиями самозарастания резко снижается количество луговых мезофитов и сорных растений. Формируется маломощная (до 1 см) подстилка, значительно снижается проективное покрытие травянистой растительности, а также количественное поступление корневого опада. Таким образом, для мелкоземистых карбонатных моренопо-добных субстратов характерны быстрое развитие луговой травянистой растительности и ее смена быстроразвивающимися лесными фитоценозами.
Почвы на территории карьера развиваются по типу рендзин. На 10-летней стадии зарастания в маломощной почве выделяется два горизонта: пятнистогумусированный горизонт А, локально прокрашенный органическим веществом, и очень слабо измененный материал исходного техногенного элювия (горизонт АС). Через 20 и 40 лет на карбонатных отвалах формируются рендзины с хорошо выраженным буровато-темно-серым гумусовым горизонтом и серовато-палевым переходным горизонтом АС. Подстилка на поверхности молодых почв распространена неравномерно и характеризуется небольшой мощностью. С 20 до 40 лет постепенно увеличивается мощность гумусового горизонта и почвенного профиля в целом с5до8ис 10 до 15 см соответственно, что свидетельствует о значительной скорости почвообразования, обусловленной, в первую очередь, биогенно-аккумулятивными процессами. В 20-летних почвах гумусовоаккуму-лятивный процесс приурочен в основном к дернине, в 40-летних рендзинах появляется четко выраженный гумусовый горизонт. На луговых участках (где полностью отсутствуют деревья), благодаря деятельности корневых систем трав, мощность гумусовоак-кумулятивных горизонтов в два раза превышает таковую в почвах под лесом.
В дерновых и гумусовоаккумулятивных горизонтах почв происходит интенсивная трансформация органического вещества растительных остатков, по краям которых формируется темно-бурая изотропная гумифицированная масса. В исследованных рендзинах органическое вещество с самого начала гумифицируется и «разбавляется» в мелкоземе, содержащемся в породе в значительных количествах, поэтому гумусированные участки довольно-таки равномерно распределены по площади шлифа. Особенно активны на начальных стадиях почвообразования процессы выщелачивания известкового субстрата. Крупные зерна кальцита выветриваются очень медленно, постепенно происходит коррозия их поверхности, что приводит к побурению, ожелезнению краевой части зерен. В дальнейшем наблюдается образование пористой структуры исходного обломочного материала. Микро- и криптозернистый кальцит подвергается очень интенсивной декарбонатиза-ции, замещению остаточными продуктами выветривания, вторичному ожелезнению, побурению, оглиниванию. На всех стадиях образования рендзин отмечена значительная доля так называемых «детритных» микроскопических форм органического вещества, в течение долгого времени неразлагающегося, благодаря своеобразной консервации продуктами гумификации (эти компоненты сходны с «комплексом гуминовых веществ с нераз-ложившимися растительными остатками» по терминологии О. Г. Чертова [23]).
Для дерновых горизонтов характерно биогенное, копролитовое оструктуривание, в то время как в гумусовых горизонтах агрегаты формируются в основном за счет склеи-
вания мелких и крупных карбонатных частиц органическим веществом. Таким образом, микроморфологические признаки разновозрастных рендзин Елизаветинского карьера свидетельствуют об интенсивной декарбонатизации исходной породы, выветривании минеральной части, накоплении оксидов железа, разрыхлении и увеличении пористости известняка, а также трансформации и гумификации органических остатков, формиро-
Таблица 3. Общая характеристика рендзин Елизаветинского карьера
Горизонт Глубина, см Органический углерод, % СЛМ рНвОДН. ГВ, % СОг карв. % СаСОз, % Скелет, % Мелкозем, %
8-летняя рендзина на отсеве дробления известняка ивовым подростом
О 0-1 32.38±0.58 1.40 27.1 7.00 10.86 Не опр.
А 1-3 2.69±0.07 0.22 14.3 7.65 1.28 42.13 95.80 58 42
АС 3-10 0.21±0.01 0.02 10.5 8.29 0.30 42.57 94.55 69 31
С 10-20 0.14±0.01 0.02 8.2 8.47 0.22 42.60 96.80 66 34
20-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
А 0-5 2.02±0.10 0.20 11.8 7.73 1.20 18.81 42.77 34 66
АС 5-10 0.79±0.01 0.09 10.0 8.02 1.10 26.97 61.32 75 25
С 10-25 0.21±0.01 0.06 9.7 8.23 0.80 23.57 53.59 70 30
40-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
А 0-7 2.02±0.04 0.22 14.3 7.71 1.18 27.64 62.87 21 79
АС 7-15 0.77±0.07 0.09 15.5 8.20 1.23 24.70 56.16 53 47
С 15-35 0.55±0.01 0.05 12.9 8.20 0.94 25.20 57.30 57 43
40-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под луговой растительностью
А 0-15 1.86±0.08 0.15 14.5 7.80 1.32 9.06 20.61 30
АС 15-25 0.79±0.06 0.08 11.5 8.10 1.29 13.82 31.43 52
С 25-45 0.46±0.00 0.05 10.8 8.23 0.80 20.17 45.86 74
П р и м е ч а н и е. N - содержание общего азота в почвах; С/Ы - отношение органического углерода к общему азоту; ГВ - содержание гигроскопической влаги в почве.
Таблица 4. Гранулометрический состав мелкозема почв Елизаветинского карьера
Содержание фракций (мм), в % к абс. сухой почве
Горизонт 1.00-0.25 0.25-0.05 0.05-0.01 0.01-0.005 0.005-0.001 <0.001 <0.01
А АС С
А
АС
А АС
8-летняя рендзина на отсеве дробления известняка ивовым подростом
12.1 12.5 17.0
52.7 25.4
11.8
3.0 17.0 23.4
0.0 0.0 2.2
3.1
4.7
29.1 36.4 40.8
20-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
21.2 11.2
28.<
22.9 6.1
3.2 0.0
3.6 6.9
20.8 31.1
40-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
28.7
12.8
16.9 20.8
24.3 21.6
4.4 9.2
1.5 6.2'
24.2 29.5
32.2 45.1 47.8
27.6 38.0
30.0 44.9
вании карбонатно-гумусовой плазмы. Примечательно, что в карбонатных почвах наблюдается огромное количество микрозон, различающихся по гумусированности, степени выветривания минеральной массы. Так, пленки гидроксидов железа аккумулируются в основном на поверхности карбонатных зерен - своеобразных геохимических микробарьерах. В участках наибольшей гумусированности субстрата можно обнаружить преимущественное накопление аморфного и микрозернистого кальцита, что связано с выветриванием более крупных зерен.
Основными процессами преобразования минеральной части исследованных почв является химическое и биохимическое выветривание, а также физическое дробление карбонатных пород. Постепенно под совместным воздействием осадков, кислых органических продуктов, выделяющихся при трансформации органического вещества, происходит декарбонатизация исходных карбонатных субстратов. Интенсивному выветриванию известковых обломков способствует значительное содержание суглинистого мелкозема в составе техногенного элювия (среднесуглинистые горизонты АС и С) (табл. 3), что увеличивает влагоемкость молодых почв и их плодородие, обеспечивающее активное развитие растительных сообществ, интенсивно продуцирующих органическое вещество. Именно примесь суглинистого материала в поверхностной породе способствует интенсивному освоению субстрата травянистой и мелколиственной древесной растительностью, в то время как щебнистые россыпи и трещиноватые плиты заселяются только мохо-во-лишайниковой и древесной растительностью. В первую очередь интенсивная декарбонатизация исходного субстрата выражается в значительном увеличении кислотности гумусовых горизонтов по сравнению с породой, с возрастом наблюдается увеличение содержание мелкозема за счет выветривания скелетной карбонатной части почвы (см. табл. 3). Мелкоземистая часть в силу своей высокой удельной поверхности подвергается наиболее интенсивному выщелачиванию, что приводит к значительному снижению содержания карбоната кальция за счет растворения, в первую очередь, той части мелко-земистого карбонатного материала, которая представлена фракцией физической глины. Таким образом, наиболее мелкие по размеру фракции карбонатных почв подвергаются максимальной декарбонатизации на начальных стадиях педогенеза. Происходит постепенное «обновление» этих фракций за счет интенсивного раздробления скелета и карбонатных зерен песчаного размера. Именно благодаря постепенной смене периодов выветривания мелкоземистой части и песчано-скелетных фракций на отдельных стадиях начального почвообразования, мы не наблюдаем постепенно возрастающего распределения карбоната кальция в мелкоземе вниз по профилю (табл. 4). Оно может быть как постепенно убывающим, так и неравномерным, с маскимумом в средней части профиля. Дальнейшее развитие процесса выщелачивания приводит к формированию постепенно возрастающего вниз по профилю типа распределения СаСО^, что характерно для зрелых почв на карбонатных породах Северо-Запада России.
Постепенное выветривание мелкозема карбонатных рендзин приводит к увеличению содержания валовых форм оксидов алюминия, железа, фосфора (табл. 5). Как отмечает Э. И. Гагарина [6], доломитизированные известняки более устойчивы к растворению, чем чистые известняки и мел. По-видимому, по этой причине в доломитизированных известняках при их интенсивном выветривании преимущественно аккумулируется магний. Некоторые тенденции этого процесса мы можем наблюдать в исследованных почвах участка «Ели-заветино» (см. табл. 5).
Таким образом, молодые рендзины, формирующиеся на террасах Елизаветинского карьера по добыче известняков, находятся на начальных стадиях развития. Преобладающим почвенным процессом в них является интенсивная декарбонатизация известко-
Таблица 5. Валовой химический состав рендзин Елизаветинского карьера, процентное
содержание оксидов
Горизонт
49.37
Ре203
АЬ03
Р205
ТЮ3
МпО
СаО
МяО
ГезОз
8-летняя рендзина на отсеве дробления известняка ивовым подростом
20-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
40-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом 3.16 I 11.23 I 2.19 | 0.75 | 0.23 I 16.36 I 12.67 I 41.56
ЗЮг АЬОз
7.47
А 22.93 0.92 8.52 0.39 0.85 0.28 41.75 1 15.37 66.4 4.58
АС 43.32 1.09 18.89 0.82 0.86 0.14 18.51 1 16.28 106.02 4.44
Ш> Я203
АС 30.89 3.35 13.46 1.40 1.22 0.46 39.15 3.64 24.58 3.90 3.37
С 23.54 0.77 14.72 0.18 0.84 0.27 46.60 10.43 81.73 2.72 2.63
4.28
3.76
6.33
вого материала, связанная с интенсивной аккумуляцией органического вещества, и остаточная аккумуляция оксидов в верхних горизонтах почв.
Формирование рендзин на специфических техногенных элювиях плотных карбонатных пород различных карьеров происходит под влиянием двух основных групп процессов: гумусообразования и выветривания. Гумусовоаккумулятивный процесс протекает достаточно активно, что особенно заметно на щебнистых породах со значительным содержанием мелкозема. Хорошая прогреваемость, сухость и карбонатность субстратов способствуют быстрой минерализации растительных остатков, значительная часть которых покрывается защитной пленкой гуминовых кислот, и тем самым предохраняется от разложения. Накопление гумуса в почвах способствует оструктуриванию мелкозема, а также активному биохимическому выветриванию, в том числе и декарбонатизации. Этот процесс протекает под влиянием многих факторов, в том числе физической дезинтеграции скелетной фракции кальцита, химического растворения карбонатов, но значительно усиливается при гумусировании почвы. Распределение карбонатов в профилях 10-, 40-летних рендзин не является постепенно возрастающим вниз по профилю. На начальных стадиях почвообразования преобладают процессы выветривания обломочной фракции кальцита и формирования мелкоземистой части, что способствует увеличению влагоемкости субстрата и в свою очередь увеличивает интенсивность декарбонатизации.
Эволюцию гумусового профиля рендзин Елизаветинского карьера можно представить следующим образом: в течение первых 10 лет гумусовый профиль прижат к поверхности, основная масса органического вещества аккумулируется в дерновом горизонте. В дальнейшем происходит значительное уменьшение гумусированности всех горизонтов профиля, что связано с «разбавлением» органического вещества в увеличивающихся количествах мелкозема, который образуется в прирастающем в глубину профиле. С развитием лесной экосистемы значительно увеличивается поступление опада хвойных и мелколиственных пород на поверхность почвы, что способствует формированию фрагментарной подстилки. Эволюция рендзин сопровождается разделением дернового горизонта на собственно дернину и отдельный гумусовый горизонт, который постепенно углубляется, занимая место горизонта АС, существовавшего прежде, горизонт АС при этом постепенно перемещается в толщу элювия, т. е. горизонта С. Таким образом, формирование профиля рендзин можно представить в виде следующей схемы: А-АС - А\\'А - АС - С - А\у - А - АС-С. Данные о количественном накоплении гумуса в рендзинах в целом согласуются с ранее полученными результатами Э. И. Гагариной и А. Н. Шелеминой, обнару-
Таблица. 6. Фракционно-групповой состав гумуса почв Елизаветинского карьера
Гори- Гуминовые кислоты Фульвокислоты Сгк Сфк И.О.,
зонт 1 | 2 | 3 | сумма 1-а 1 \ 2 \ 3 | сумма
8-летняя рендзина на отсеве дробления известняка ивовым подростом
А 0,10 0,09 0.22
3,7 3,3 8,2
20-летняя
А 0,08 0.03 0,17
4,0 1,5 8,4
АС 0.02 0.03 0,10
2,6 3,9 13,0
40-летпяя
А 0,11 0.06 0,26
4,1 2,2 9,6
АС 0.05 0,05 0,11
4,2 4,2 9,2
0.41 15,2
0,06 2,2
0,04 1,5
0,08 3,0
0,49 18,2
0,67 24,9
20-летняя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом 0,28 13,9 0.15 19,5
40-летпяя рендзина на карбонатном техногенном элювии под лесом
0,43 15,9
0.21
17,6
0.07 2,6
0,03
2,5
0.11 4,1
0,06
5,0
0,11
4.1
0.05
4.2
0,46 17,0
0,30
25,2
0.75
27.8
0,44
36.9
0,61
0,57
0,48
1.61 59,9
0.01 0,06 0,05 0,30 0.42 0,67 1.32
0,5 3,0 2,5 14,9 20,9 65,3
0.04 0,05 0,05 0.20 0,34 0,44 0.28
5,2 6,5 6,5 26,0 39,7 36,4
1.52
56.3
0.54
45.4
Примечание. И.О. - негидролизуемый остаток.
жившими, что за 50 лет в горизонте А почвы на карбонатном щебнистом отвале окопа аккумулируется около 1.3-1.8 % органического углерода. При этом логично будет предположить, что это значение гумусированности субстрата может увеличиться только в ходе дальнейшего выщелачивания карбонатного субстрата, что характерно, например, для рен-дзин Эстонии [20]. Быстрое уменьшение скорости гумусонакопления, обнаруженное в изученных рендзинах, на фоне увеличения продуктивности растительных сообществ, а, следовательно, и поступления свежих растительных остатков в почву может быть интерпретировано только как следствие относительного уменьшения гумусированности мелкозема за счет образования дополнительных его количеств на фоне интенсивной декарбонатиза-ции исходного субстрата.
Органическое вещество молодых рендзин характеризуется следующими особенностями фракционного состава (табл. 6). На фоне незначительного содержания свободных и связанных с подвижными полуторными оксидами и кальцием гуминовых и фульво-кислот наблюдается повышенное содержание гуминовых веществ, прочно связанных с глинными минералами и малоподвижными полуторными окислами. При профильном рассмотрении фракционного состава гумуса заметно, что гуминовые кислоты (ГК) первой фракции (ГК-1) преобладают в верхних, гумусовых горизонтах, что, по-видимому, способствует значительному снижению рН в почвах, а следовательно, и подкислению почвенного раствора, и в конечном счете приводит к декарбонатизации субстрата [12]. При этом вещества фульвокислотной фракции (ФК) мигрируют по профилю и, усредняясь кальцием, а также полуторными окислами, осаждаются в горизонтах АС. Содержание ГК, связанных с кальцием (ГК-2), максимально в горизонте АС, и связано это, по-видимому, с существованием здесь геохимического барьера, обусловленного повышенным содержанием обменного кальция и бикарбоната кальция в почвенном растворе и высокой щелочностью мелкозема. Вследствие того, что ГК первой фракции аккумулируются в гумусовом горизонте, а ГК второй фракции, а также все фракции ФК преимущественно в АС горизонтах рендзин, отношение Сгк/Сфк гораздо выше в максимально выщелоченных горизонтах А по сравнению с нижележащими АС. Третья фракция гуму-
совых кислот (ГК-3) аккумулируется преимущественно в гумусовом горизонте, что связано с максимальным содержанием здесь свободных и слабоокристализованных полуторных окислов, а также может быть обусловлено природой самих ГК-3, которые в карбонатных почвах всегда отличаются минимальной способностью растворяться в воде [15].
В целом фульватный и гуматно-фульватный тип гумуса вполне характерен для молодых почв на карбонатных породах [ 16,20,21 ]. С возрастом глубина гумификации органического вещества обычно увеличивается, что сопровождается значительным снижением рН и развитием процесса декарбонатизации в верхних горизонтах. Преобладание ФК над ГК на начальных стадиях формирования рендзин экологически вполне оправдано, поскольку ФК, помимо того, что они являются естественным продуктом трансформации лесного опада таежной зоны, служат своеобразным агентом химического выветривания и дезинтеграции исходного субстрата, а значит, и освоения исходного субстрата растительностью.
В процессе развития почвы гумусонакопление постепенно уступает место процессам гумификации и минерализации органического вещества, формированию его связей с минеральной частью почвы, насыщению мелкозема органическим веществом до известных пределов. Накопление ГК-1 и в меньшей степени ГК-3 происходит преимущественно в верхних горизонтах, т. е. на месте их образования. Преимущественная аккумуляция ГК-2 в горизонтах АС, вероятно, связана как с их способностью передвигаться по профилю, так и геохимической спецификой этих горизонтов. Специфика ГК-2 в карбонатных почвах заключается в способности частично растворяться и мигрировать по профилю до тех пор, пока они не будут усреднены кальцием [15,17], эта черта сближает ГК-2 с фульвокислотами, тем не менее они имеют химическое сродство только к кальцию, в отличие от ФК, которые образуют комплексы с алюминием и железом. Таким образом, несмотря на то что все ГК, формирующиеся в почвах таежной зоны, относятся к группе бурых, в случае почвообразования на карбонатных субстратах фракция ГК-2 приобретает некоторые черты черных гуминовых кислот, чему может способствовать аридизация условий педогенеза на рыхлых щебнистых известковых субстратах. Помимо того, что полученные результаты раскрывают основные механизмы формирования гумусового профиля молодых почв, они хорошо согласуются с данными о специфических чертах гумификации и гумусообразования в зрелых почвах на карбонатных субстратах, полученными Т. А. Плотниковой и Н. Е. Орловой [15].
Таким образом, на техногенных карбонатных элювиях Елизаветинского карьера в процессе самозарастания отвальных поверхностей быстро инициируется регенераци-онное почвообразование, основными составляющими которого являются накопление и трансформация органического вещества, и связанное с этим интенсивное выщелачивание породы. Профиль исследованных почв как бы «прижат» к поверхности, его дифференциация лимитируется литогенными свойствами почвообразующих пород в которых, по мере выщелачивания и аккумуляции мелкозема происходит углубление профиля почвы и вовлечение значителных масс вещества в почвообразовательный процесс.
Заключение. Проведенные исследования почв и почвенного покрова ключевого участка Ордовикского плато показали, что в условиях развития карста дерново-карбонатные типичные почвы эволюционируют в дерново-карбонатные выщелоченные и опод-золенные почвы. Интенсивность развития процессов элювиальной группы (выщелачивания, декарбонатизации, лессиважа, оподзоливания) тесно связана с глубиной залегания известковой плиты и возможностями перераспределения влаги по элементам рельефа. Дифференциация эдафических свойств в исследованной катене определяет специфику видового состава растительных сообществ.
Анализ собственных данных, в том числе полученных ранее результатов, показал, что дивергенция эволюционных рядов дерново-карбонатных типичных и выщелоченных почв в тенденциях проявления буроземного и подзолистого процессов обусловлена целым рядом факторов и определяется еще на стадии начального выщелачивания исходного карбонатного материала в зависимости от совокупности фильтрационных, химических и специфических литологических свойств породы, а также условий увлажнения элементарных почвенных ареалов.
Исследование начальных стадий почвообразования на карбонатных субстратах Елизаветинского карьера показало, что характер восстановительных сукцессий растительности тесно связан с темпами преобразования исходного субстрата, при этом развитие почвенного профиля в глубину определяется в основном скоростью декарбонатизации и выщелачивания. В регенерационном почвообразовании преобладают два четко выраженных на макроморфологическом уровне горизонтообразующих процесса: гумусооб-разование и декарбонатизация. При этом в онтогенензе почва очень быстро проходит стадию слабогумусированного почвогрунта, и в дальнейшем, в ходе интенсивного гуму-сонакопления, прирост профиля в глубину обеспечивается интенсивной декарбонатиза-цией известкового мелкозема под действием фульвокислотных продуктов трансформации органического вещества в горизонтах А.
Работа выполнена при поддержке грантов: МК-8138.2006.4 для поддержки молодых кандидатов наук (Совет по грантам при Президенте РФ) и PD06-1.4-80 (Конкурсный центр фундаментального естествознания при СПбГУ).
Summary
Gagarina Е. /., Abakumov Е. V., Legkich A. L. Soils of the central part of Izhora Upland and its regeneration after destructive influences.
The morphological characteristics of rendzic leptosols, rendzinas and albeluvisols on the plot of investigation, which is situated in the central part of Izhora Upland are consided. General chemical characteristics and the speed of elementaly processes development are discussed in the context of moraine layer thichkness and the degree of calcium carbonate content in parent materials. The second part of the article is connected with the discussion of tendencies of soil regeneration on the dumps of lime-containing derivates of mines on the Elizavetino quarry. The general scheme of soil evolution on the lime-containing thin-textured substrata is presented for the territory of Izhora Upland.
Литература
1. Абакумов E. В., Гагарина Э. И., Миронович А. С. К характеристике органического вещества дерново-карбонатных и бурых лесных почв горной части Жигулевского заповедника // Заповедное дело России: принципы, проблемы, приоритеты // Материалы международной научной конференции. Жигулевск; Бахилова Поляна, 2003. С. 3-6.2. Абакумов Е. В., Гагарина Э. И., Шелеми-на А. Н. Разнообразие рендзин в Жигулевских горах // Материалы международной конференции «Природное наследие России: изучение, мониторинг, охрана». Жигулевск; Бахилова Поляна, 2004. С. 3-4.3. Аринушкина Е. В. Руководство по химическому анализу почв. М., 1970.4. Гагарина Э. И. Литологический фактор почвообразования на примере Северо-Запада Русской Равнины. СПб., 2004. 5. Гагарина Э. И. Особенности почвообразования на карбонатных моренах в таежной зоне: Автрореф. канд дис., Л., 1969. 20 с. 6. Гагарина Э. И. Выветривание карбонатных пород в условиях Северо-Запада Русской Равнины // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 3.2002. Вып. 1. № 3. С. 60-67. 7. Гагарина Э. И., Абакумов Е. В., Миронович А. С., Шелемина А. Н. Почвы Жигулевского заповедника // Бюллетень Самарская Лука. Вып. 13. Самара, 2003. С. 27-87. 8. Гагарина Э. И., Козырева О. Н. Бурые лесные почвы западной части Ленинградской области // Вестн.
Ленингр. ун-та. Сер. 3. 1976. № 9. С. 119-127.9. Гагарина Э. Я, Малаховский Д. Б., Шелемина А. Я Дудергофские высоты как уникальный памятник природы // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 3.2000. (№ 27). Вып. 4. С. 80-92. 10. Исаченко Г. А. Окно в Европу: История и ландшафты. СПб., 1998.
11. Зонн С. В. Буроземообразование и подзолообразование // Почвоведение. 1966. № 7. С. 5-14.
12. Небольсин А. Я, Небольсина 3. Я., Федоренко А. А. Роль гумуса в формировании гидролитической кислотности дерново-подзолистых почв // Эффективность удобрений в Северо-Запад-ном регионе Нечерноземной зоны РСФСР. Л., 1983. С. 3-15. 13. Парфенова Е. Я, Ярилова Е. А. Руководство к микроморфологическим исследованиям в почвоведении. М., 1977. 14. Пестряков В. К. Почвы Ленинградской области. Л., 1974. 15. Плотникова Т. А., Орлова Я. Е. Способность гуминовых кислот нечерноземной зоны пептизироваться в воде // Гумус и почвообразование в Нечерноземной зоне. Л., 1985. С. 3-12. 16. Пономарева В. В., Мясникова А. М. К характеристике процесса гумусообразования в дерново-карбонатных почвах // Почвоведение. 1951. № 12. С. 721-735.17. Пономарева В. В., Плотникова Т. А. Гумус и почвообразование: методы и результаты изучения. Л., 1980.18. Пономарева В. В. Условия водно-минерального питания растений как главный фактор фитоценогенеза и почвообразования // Почвоведение. 1984. № 8. С. 29-38. 19. Растворова О. Г. Физика почв: Практическое руководство. Л, 1983, 20. Рейнтам Л. Ю. К характеристике почв буроземного типа // Науч. труды Эстонской СХА. Вып. 65. Тарту, 1970. С. 9-37. 21. Рейнтам Л. Ю. Гумусное состояние первичных почв под лесом на карьерных отвалах сланцевой промышленности // Почвоведение. 2001. № 10. С. 1207-1216. 22. Шелемина А. Я. Бурые лесные почвы на локальной морене /'/Тез. Докл. III Съезда Докучаев-ского общества почвоведов при РАН: в 3 кн. Кн. 3. М., 2000. С. 112. 23. Chenov О. G., Komarov А. S., Nadporozhskaya М. .4. ROMUL - a model of forest soil organic matter dynamics as a substantial tool for forest ecosystems modeling // Ecological modeling. 2001. N 138. P. 289-308.
Статья принята в печать 2 октября 2006 г.
