CC BY
32
УДК 631.48
ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФУНКЦИОНИРОВАНИЯ ЛЕСНЫХ ПОДСТИЛОК*
Л.Г. Богатырев, А.В. Смагин, М.М. Акишина, В.Г. Витязев
Подстилкообразование и гумусообразование рассматриваются как два взаимосвязанных процесса. На основе анализа географических закономерностей подстилкообразования выдвинута гипотеза инвариантности мощностей современной зоны преобразования наземного детрита, что коррелирует с уровнем функционирования наземных экосистем, оцениваемых по уровню почвенного дыхания. Установлено, что от умеренных широт к северным территориям не только сужается единое экологическое пространство, оптимальное для гумусообразования, но и смещаются основные центры этого пространства в пределах геохимически сопряженных ландшафтов.
Ключевые слова: типология подстилок, дифференцированность подстилок, гумусообразование, подстилкообразование, геохимия ландшафтов.
Введение
В настоящее время наряду с интенсивно развивающимися новыми представлениями о характере процессов гумификации, которые основываются на новых методических подходах [8], продолжают оставаться актуальными вопросы структурно-функциональной организации наземного детрита. Набирающая силу газовая тематика, особенно эмиссия углекислого газа, отражающая особенности функционирования наземных экосистем, полноценна только при условии учета специфики структурной организации наземного детрита. Среди теоретических проблем обращает на себя внимание отсутствие единой классификации лесных подстилок, а также единой теории взаимоотношения подстилок и гумусово-аккумулятивного процесса, особенно в географическом аспекте. Поиск географических закономерностей закрепления углерода достаточно сложен, так как они определяются различными механизмами — от положения в системе сопряженных ландшафтов и гранулометрического состава до влияния кальция как важного агента в формировании не только зрелого гумуса, но и его удержания в профиле почв. В сравнительно большей степени это относится к северной части меридионального направления — от южной тайги к тундровым экосистемам. Эти вопросы затрагиваются в настоящей работе.
Материалы и методы исследования
Основными материалами послужили полевые и лабораторные исследования почв и подстилок различных природных зон, включая территории северо-востока Сибири, севера Западной Сибири и важнейшие почвенно-растительные зоны Русской равнины. Статистически обработано более 600 точек с описанием
почвенного профиля, растительного покрова с учетом факторов почвообразования с помощью программ Microsoft Excel и Statistica 6.
Результаты и их обсуждение
В вопросе соответствия структуры и функционирования наземного детрита речь идет о соотношении мощности подстилок и ее функционального соответствия, отражаемого параметрами дыхания. Но даже сам вопрос о мощности подстилки является спорным. Так, Б.Г. Розанов в своей фундаментальной монографии [10] теоретически ограничил ее мощность до 15 см. М.А. Глазовская [3], напротив, называет значительно большую мощность — до 50 см. Отметим, что с процессной точки зрения значительных противоречий нет. Так, хорошо известно, что при диагностике почв обращаются в первую очередь не к мощности, а к важнейшим процессам почвообразования. Это в полной мере касается и наземного детрита. Действительно, в рамках теории процессов вряд ли можно найти в этом аспекте серьезные отличия между маломощными торфянисто-перегнойными профилями и торфяно-перегнойными разностями, за исключением различий в мощности.
Для обеих групп всегда можно выделить верхнюю зону преобразования наземного детрита, как правило, совпадающего с моховой толщей, представленной или сфагновым очесом, или зелеными мхами. В любом случае опад сосредоточивается и преобразуется между мхами, подвергаясь не только разложению, но и утилизации важнейших биофильных элементов на месте. Последнее особенно убедительно показано в работах, проведенных под руководством А.Д. Фокина [16].
Анализ данных для разных районов Русской равнины, включая арктические, тундровые и таежные
* Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 10-04-01252-а).
Рис. 1. Мощность органических горизонтов органопрофилей в различных типах почв (п = 497): 1 — очес, 2 — зона деструкции (Т1Т2 или 0102), 3 — зона максимального преобразования (Ат и/или Т3), 4 — гумусовый горизонт, 5 — зона гумификации
экосистемы, показал, что средняя мощность подстилки, совпадающая с современной зоной деструкции органического детрита, изменяется в широком диапазоне, составляя в группе тундровыгх и подзолистых почв 15 см с довольно существенным увеличением в почвах болотного ряда (рис. 1).
Близкие величины по мощности верхних торфянистых горизонтов приводят независимо друг от друга разные авторы: В.Д. Васильевская для Западного Таймыра [2], Н.А. Караваева для тундр Якутии [5]. В работе В.В. Горячкина, Н.А. Караваевой, В.А. Тар-гульяна [4] также подчеркивается, что мощность органогенных горизонтов колеблется в тундровых почвах в этом же диапазоне. Более того, мощность погребенных органогенных горизонтов, обнаруживаемых у фронта мерзлоты в довольно широком климатическом диапазоне от Таймыра до Колымских тундр и некоторых тундр американского континента и имеющих голоценовый возраст, не превышает 15 см. Это позволяет предположить, что и в течение голоцена процессы деструкции органического вещества шли с той же скоростью, которую мы наблюдаем сегодня. Вышесказанное позволяет выдвинуть предположение об инвариантности современной зоны максимального преобразования органического вещества независимо от принадлежности к зоне. Подтверждение этому лежит и в области классической концепции биологического круговорота. Формально подстилоч-но-опадные коэффициенты для тундровых и таежных экосистем довольно часто близки между собой, что является интегральным результатом сочетания различных процессов на фоне отличий в биохимическом составе. В тундровой зоне это обеспечивается минимальным содержанием лигноцеллюлозных соединений в опаде и значительной ролью абиоти-
ческих факторов в разложении, таких как промораживание и оттаивание, интенсивное выщелачивание верхних органогенных горизонтов, механический вынос опада. В таежных экосистемах такая величина подстилочно-опадного коэффициента обеспечивается интенсивной деятельностью грибов при большем периоде деструкции и высоком содержании лигноцеллюлозных соединений. Тундры не являются примером широкого распространения органогенного почвообразования и далеко не эпицентр современного торфообразования, которое тяготеет преимущественно к таежной зоне [4], за исключением собственно болотных экосистем.
Не менее весомыми аргументами в пользу тезиса об инвариантности современной зоны деструкции органического вещества послужили данные по почвенному дыханию. Как показывают исследования В.Н. Кудеярова [6], почвенное дыхание в довольно широком гидротермическом диапазоне (от северо-та-ежных до степных экосистем) колеблется в довольно узких пределах — от 1,54 до 2,44 г С—С02/м2 • сут.) при средней величине 2,15 г С—С02/м2 • сут., и известные зональные различия в почвенном дыхании связаны в большей мере с периодом биологической активности, а не с удельной скоростью трансформации органических веществ. Сопоставим величину удельной интенсивности дыхания с единицей поверхности почвы (и8 = 2,15 г С—С02/м2 • сут., или 0,33 г С02/м2 • ч) с лабораторными данными потенциальной интенсивности почвенного дыхания в условиях оптимальной температуры и влажности с единицей объема (иу), которые варьируют, согласно [13], от 2 до 140 г 02/м3 • ч. 0чевидно, эти величины при условии достаточно равномерного вертикального рас-
пределения источников биологической активности, что справедливо для детрита на поверхности почвы, связаны простым соотношением — Ц = Ц,7, откуда:
и,
7---
7 " Ц,'
(1)
дС д2С = Б—г -кС,
дt
дг2
(2)
где t — время (год), г — вертикальная координата (глубина почвы, м), С — концентрация органического углерода в элементарном объеме почвы (кг/м3), дС/дt — скорость его изменения (динамики), Б — эффективный коэффициент диффузии (дисперсии) органического углерода в почве (м2/год), к — константа биодеструкции (разложения) (год - 1). В качестве граничных условий модели (2) резонно выбрать
поступление органического углерода в виде опада (Ь, кг/м2 • год) на верхней границе (г = 0):
дС
Ь = -Б—
дг
г =0
где 7 — характерная мощность почвы, в пределах которой происходит трансформация основного количества детрита. Если величина Ц практически постоянна, то при более высоких значениях показателя Ц, характерная мощность 7 будет ниже. Поэтому для определения максимальных величин зоны активной трансформации органического вещества в почве надо использовать самые малые значения потенциального объемного дыхания. Используя минимальные величины потенциального объемного дыхания — Ц, = = 2 г/м3 • ч, находим мощность почвы — 7 = 0,33/2 = = 0,16 м = 16 см. Если учесть, что в дыхание с поверхности вносят свой вклад корневые системы (приблизительно 30%), величина 7уменьшается до 11 см. Более высокие темпы объемного дыхания, как уже говорилось, будут снижать величину 7. Отсюда теоретический предел расчетной зоны активной трансформации органического вещества — 7 = 16 см, что вполне совпадает с приводимыми выше полевыми определениями.
В предыдущем примере предполагалось, что с глубиной скорость утилизации органического вещества микробоценозом остается неизменной. Однако это весьма грубое приближение, допустимое, вероятно, лишь для органогенных горизонтов (подстилки), да и то не всегда. Рассмотрим более реалистичную распределенную модель, в которой постараемся свести воедино основные процессы, ответственные за формирование органопрофиля почв в условиях гумид-ного климата [11]. Очевидно, динамика концентрации органического углерода, формирующего профиль почвы, будет зависеть от процессов его поступления на поверхности с опадом, перемещения в глубь почвы и микробной трансформации. Принимая вслед за [18] допущение о диффузионном механизме распределения органического углерода и используя известный факт о соответствии кинетики разложения почвенного органического вещества уравнению реакции первого порядка, получаем [11]:
и условие постоянства концентрации (фоновое содержание органического углерода в материнской породе — С = С0) при значительном удалении от поверхности (г ^ °°). Во многих случаях можно принять фоновый уровень пренебрежимо малым по сравнению с содержанием органического вещества в почве, т.е. С0 ~ 0. При указанных граничных условиях стационарное состояние модели (2), задающее форму инвариантных профильных распределений, будет иметь вид [11]:
С (г) = С0 +
Ь
л/кБ
ехр
(3)
Подобная форма распределений, как это следует из допущений модели, свойственна определенному классу почв, в которых основным источником органического углерода является его поступление в виде наземного растительного опада. К ним можно отнести доминирующие в гумидном климате почвы подзолистого ряда, тундровые, мерзлотно-таежные, бурые, серые лесные, болотные и другие, где, в отличие от черноземов, с мощным, глубоко распределенным корневым источником органического вещества, основные процессы поступления и трансформации углерода сосредоточены в приповерхностной зоне.
Попробуем определить характерную мощность подобной зоны, используя уравнение для инвариантного (стационарного) органопрофиля (3). С этой целью введем новый показатель, по аналогии с периодом полураспада оценивающий характерную мощность почвенной толщи, в пределах которой происходит трансформация 90% органического вещества почвы (70 90). Функция трансформации (биодеструкции) органического вещества в элементарном объеме почвы (Ц кг/м3 • год) по модулю будет численно равной кС (г), или, согласно (3):
Ц( г )| = кС0
-Ь ехр
(4)
Очевидно, максимальное значение этой функции достигается у поверхности почвы (г = 0), и за вычетом фонового разложения углерода материнской породы (кСв) оно будет равным иу = ^(к/Б) • Ь. Принимая эту величину за 100%, оценим глубину, на которой интенсивность трансформации органического углерода снижается со 100 до 10%, т.е. искомую характеристику 70 90:
70,90 = 1п
100 10
(5)
г
где — максимальная интенсивность функции биодеструкции в элементарном объеме почвы. Принимая во внимание, что в стационарных экосистемах поступление опада должно компенсироваться микробным дыханием (деструкцией), можно переписать (5) в виде:
'0,90
Us
2 3 —
2,3 и ,
Uv
(6)
где и — микробная составляющая почвенного дыхания, определяемого как поток (эмиссия) газообразного углерода с поверхности почвы. Сравнивая формулы (1) и (6), нетрудно убедиться, что они различаются лишь на постоянный числовой сомножитель. Поэтому в общем случае можно полагать, что как для равномерно распределенных, так и для экспоненциально снижающихся с глубиной почвы биогенных источников трансформации органического вещества будет справедливо следующее выражение, оценивающее характерную мощность зоны почвенной биологической активности:
7 Us Z = т—,
Uv
(7)
где т = ln {100/(100 - х)} — масштабный множитель, показывающий в случае экспоненциальной модели, какая доля (х) в процентах от общей трансформации почвенного органического вещества локализуется в зоне Z. Например, если 90% биодеструкции приурочено к зоне Z, показатель т ~ 2,3 (см. уравнение (5)); если 75%, т ~ 1. Величина т =1 также может отражать тот факт, что биогенные источники распределены равномерно по глубине почвы — см. уравнение (1).
Предшествующая «грубая» оценка по уравнению (1) выявила характерную мощность зоны трансформации органического вещества Z = 16 см из предположения о равномерном распределении деструкторов по всей зоне. По формуле (7) для экспоненциально затухающего с глубиной источника биологической активности эта оценка соответствует локализации в зоне Z порядка 75% суммарной биоактивности почвы. Если предположить, что в зоне концентрируется 90% всех процессов трансформации органического вещества (т = 2,3, формула (6)) и учесть, что от валового дыхания (0,33 г СО2/м2 • ч) лишь 1/2—2/3 составляет микробное [6, 17], величина Z не превысит 20—25 см. Аналогичные оценки характерной мощности зоны трансформации органического вещества почв — 3—5 < Z < 15—20 (25) см — возникают и при анализе по формуле (5) соотношения известных для исследуемого класса гумидных почв параметров кинетики поступления (L), деструкции (k) и транспорта (D) органического вещества, приводимых в работах А.В. Смагина с соавт. [12]. По сути, независимо от вида модели и способа количественной оценки получен один и тот же результат об ограниченно-
сти зоны активной трансформации органического вещества определенного класса широко распространенных почв гумидного климата верхними 10—20 см, что находит свое подтверждение многочисленными морфологическими описаниями их структуры. В основе вскрытого явления — конечность скоростей трансформации и транспорта органических биополимеров в почве, детерминированных возможностями почвенных организмов и физическими условиями их существования и протекания соответствующих процессов. Таким образом, морфологическое предвидение Б.Г. Розанова о предельной мощности подстилки получило строгое научное подтверждение, исходя из сопоставления темпов реальной и потенциальной биологической активности почвенных объектов.
Этот теоретический вывод имеет, на наш взгляд, ряд важных последствий на практике. По-видимому, нерационально расходовать силы и средства при окультуривании подобного класса почв на создание мощных (более 20—30 см) гумусово-аккумулятивных горизонтов, поскольку они скорее всего окажутся неустойчивыми и неизбежно будут деградировать в течение короткого времени. Данное положение хорошо иллюстрируется работой Ф.И. Левина [7]: несмотря на внесение значительных доз органических удобрений в течение многих лет, ему так и не удалось увеличить мощность пахотных горизонтов окультуриваемых дерново-подзолистых почв выше 20 см, при этом происходил быстрый возврат пахотных горизонтов к прошлому состоянию. Аналогичную ситуацию можно наблюдать в повседневной действительности в мегаполисе, когда плодородный слой «растительного грунта» преимущественно на основе торфяных субстратов исчезает бесследно за 2—3 года, обнажая оставшиеся после строительства минеральные горизонты породы, что в свою очередь ведет к гибели культурной растительности в виде газонов и цветников и к вытеснению ее рудеральными видами, нетребовательными к качеству почвы. Вместе с тем для подобных почвенных конструкций озеленяемых городских территорий, согласно модели (4), существует возможность снижения темпов биодеструкции органического вещества в 2—3 раза посредством экранирования его от поверхности слоем минерального субстрата (песка, исходной почвы) порядка 5—10 см. В работе Н.Н. Бамбалова [1] приводятся практические данные, полностью подтверждающие данное положение. В теоретическом плане это свидетельствует в пользу концепции самоорганизации систем, в рамках которой близкое оптимальное функционирование различных экосистем приводит к однотипному морфогенетическому результату, в частности к инвариантной зоне современной деструкции наземного детрита. Уместно отметить, что это подтверждается и на глобальном уровне. Так, возраст и мощность торфов, сформировавшихся в голоцене на разных континентах, причем в различных биоклиматических условиях, чрезвычайно близки между собой, что также
Зона Основные центры гумификации Тип элементарного ландшафта
Арктическая тундра Элювиальный
Южная тундра Транзитно-аккумулятивный (проточный)
Северная тайга Транзитный
Южная тайга Элювиальный
Широколиственные леса Транзитный
Лесостепь Транзитно-аккумулятивный
Степь Аккумулятивный
Рис. 2. Положение основных центров гумусообразования в системе сопряженных ландшафтов
является примером инвариантности процессов глобальной фоссилизации.
Особенности подстшкообразования и гумусообразования в разных природных зонах. В основе настоящего раздела лежит гипотеза А.А. Роде, который высказал предположение о том, что в благоприятных условиях гумусообразование может продвигаться далеко на север [9]. Это ограничивается не только обнаружением исключительно хорошего гумусообразования, но сопровождается определенными закономерностями его приуроченности, которая проявляется на разных уровнях пространственной организации — от регионального до ландшафтного. Имеющийся мор-фогенетический материал позволяет сделать следующее заключение.
Во-первых, от южной тайги и далее на север сужается общее экологическое поле, в пределах которого возможно проявление гумусообразования. Если в южной тайге оно имеет довольно широкий ландшафтный диапазон, охватывающий водораздельные и склоновые пространства, то уже в пределах северотаежных территорий он сужается до преимущественной роли последних, причем характеризующихся проточным типом увлажнения. Интересно отметить, что это происходит относительно независимо от того, чем представлен почвенный покров в условиях автономных ландшафтов (рис. 2). Так, в условиях последних могут развиваться подзолы на песчаных отложениях, как, например, в Айювинском лесничестве в пределах Республики Коми.
В другом случае обширные выровненные водоразделы могут быть заняты торфяно-глеевыми поч-
вами, что установлено для бассейна р. Кедвы. Однако в обоих случаях гумусообразование явно тяготеет к склоновым ландшафтам, к которым приурочено не только развитие перегнойных вариантов почв, но и более высокая продуктивность древостоя. В контексте сказанного заметим, что еще В.Н. Сукачев [14] подчеркивал высокую продуктивность ельников при-ручейковых.
Явление интенсивного склонового гумусообразования в горных ландшафтах достаточно хорошо описано в научной литературе, в частности на примере подбуров, которые, согласно В.О. Таргульяну [15], развиваются в условиях постоянного окислительного режима, в отличие от почв подзолистого ряда с их переменным режимом окислительно-восстановительного потенциала.
Наибольшая контрастность экологического пространства в отношении гумусообразования складывается на верхней границе северной тайги и собственно лесотундровых ландшафтов Западной Сибири [2]. Благоприятное для гумусообразования пространство сужается здесь до подбуров, развивающихся на буграх с песчаным основанием. В двух других крупных ландшафтных подразделениях этот процесс проявляется слабо. Одна из этих групп ландшафтов — лесные экосистемы с подзолами на песках, другая — крупно- и плоскобугристые болотные экосистемы.
В условиях южной и типичной тундр гумусообразование сосредоточено в трех группах ландшафтов. Первая объединяет транзитно-аккумулятивные ландшафты вторых террас, где сочетается слабое проточное увлажнение с наиболее благоприятными тем-
пературными условиями, складывающимися в летний период. Близкая к ним по экологическим условиям вторая группа — так называемые полосы стока, описанные для Якутии Н.А. Караваевой [5] и наблюдаемые нами на Западном Таймыре. Специфика этой группы заключается в том, что ландшафты представляют собой зону разгрузки почвенной верховодки, которая является преобладающей формой поверхностных вод в тундровых экосистемах. Как правило, в центральной части полосы стока образуются ручьи, открывающиеся в пойму. Третья группа — хорошо дренированные и прогреваемые склоны с легкими в гранулометрическом отношении почвами, нередко песцовыми норовищами со специфической растительностью. В то же время автоморфные ландшафты в условиях южной и типичной тундр обычно представлены трещинно-нанополигональными тундрами. Они хотя и менее обводнены и оттаивают на большую глубину по сравнению с транзитно-акку-мулятивными ландшафтами, но находятся в более жестких экологических условиях, особенно в зимний период, что и приводит к значительно меньшим величинам продуктивности и как следствие — к слабому накоплению гумуса. И только в условиях арктической тундры гумусообразование опять смещается в автоморфные, хорошо дренированные условия и обычно коррелирует в почвенном отношении с подбурами.
Картина географии гумусообразования была бы неполной без анализа роли кальция, общепризнанной в теории данного процесса. Предлагается выделять прямое и опосредованное влияние этого элемента. Прямое воздействие обычно характерно при непосредственном почвообразовании на карбонатных породах. Классическая картина описывается для дерново-карбонатных почв, развивающихся под сосновыми насаждениями в автономных позициях (например, среднетаежные ландшафты в пределах Плесецкого лесничества Архангельской обл.).
Большее распространение получает опосредованное влияние кальция. В первом случае карбонаты, залегая на глубине 1—2 м, активно участвуют в регулировании водного режима, обеспечивая дополнительное осушение. Это ведет к двум последствиям — уменьшению масштабов проявления процесса подзолообразования и ускорению на этом фоне процесса преобразования наземного детрита. На примере территорий лесных массивов Плесецкой и Каргополь-ской суши показано, что в условиях среднетаежных ландшафтов формируются подстилки более южных вариантов, характерных в большей степени южнотаежным условиям. Это может быть оценено как явление миграции экологического пространства из южно-таежной зоны в среднетаежную. На уровне геохимически сопряженных ландшафтов роль кальция проявляется на склонах, где в результате его дополнительного привноса создаются благоприятные условия для накопления гумуса.
Второй пример опосредованного влияния кальция на подстилко- и гумусообразование связан с распространением специфических подстилающих пород. Так, развитие почв Присурского лесного массива в зоне подстилания бедных песков пермскими глинами, насыщенными основаниями, приводит к формированию подстилок гумифицированного и перегнойного типов и определенной тенденции к накоплению гумуса в профиле почв. Роль подстилающих пород в этом случае проявляется через механизм биологического круговорота, при котором кальций перекачивается из подстилающих пород в годичный прирост и затем, поступая в подстилку, обеспечивает специфику формирования органопрофиля. Таким образом, роль кальция довольно многообразна и проявляется на разных уровнях организации ландшафта.
Выводы
Таким образом, от южной тайги к тундровым ландшафтам происходит сужение общего экологического пространства, благоприятного для гумусона-копления, при котором в северотаежных ландшафтах основными центрами закрепления углерода служат транзитные ландшафты, а в пределах южной тундры — транзитно-аккумулятивные. Роль кальция следует признать не только инвариантной, но и подразделяемой на прямую и опосредованную, в зависимости от которой происходит формирование специфического типа наземного детрита. Если прямая роль кальция при поселении леса непосредственно на карбонатных породах носит ограниченный пространственный характер, то опосредованная — через механизм биологического круговорота и природные воды, — как правило, имеет более широкий характер, при котором возможно проявление миграции южных вариантов подстилок в более северные экосистемы. Пространственная контрастность в типах подстилок в сочетании с контрастностью в типах закрепления углерода характерна для экотонных северотаежных ландшафтов на границе с лесотундровыми, что показано на примере севера Западной Сибири. Вполне закономерно, что в географическом плане пространственная типология наземного детрита следует за закономерностями структуры почвенного покрова, которая диктует соответствующий уровень контрастности и сложности форм наземного детрита. Представляется, что наиболее важным является переход от северотаежных к тундровым экосистемам: в последних на фоне уменьшения разнообразия типов детрита существенно возрастает контрастность. 0чевидно, что показанная взаимосвязь интенсивности дыхания с мощностью наземного детрита, особенно с его самой верхней частью, находящейся в зоне интенсивной деструкции, отчасти подтверждает положение Б.Г. Розанова об ограничении вертикальной мощности подстилки, но не ограничивает всю зону наземного детрита в трактовке М.А. Глазовской.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бамбалов H.H. Баланс органического вещества торфяных почв и методы его изучения. Минск, 1984.
2. Васильевская В.Д., Иванов В.В., Богатырев Л.Г. Почвы севера Западной Сибири. М., 1986.
3. Глазовская М.А. Геохимия природных и техногенных ландшафтов СССР. М., 1988.
4. Горячкин С.В., Караваева H.A., Таргульян В.О. География почв Арктики: Современные проблемы // Почвоведение. 1998. № 5.
5. Караваева H.A. Тундровые почвы Северной Якутии. М., 1969.
6. Кудеяров В.Н, Хакимов Ф.И., Деева Н.Ф. и др. Оценка дыхания почв России // Почвоведение. 1995. № 1.
7. Левин Ф.И.Окультуривание подзолистых почв. М., 1972.
8. Милановский Е.Ю. Гумусовые вещества почв как природные гидрофобно-гидрофильные соединения. М., 2009.
9. Роде A.A., Смирнов В.Н. Почвоведение. М., 1972.
10. Розанов Б.Г. Морфология почв. М., 2004.
11. Смагин А.В. Распределенные кинетические модели органопрофиля почв // Вестн. Моск. ун-та. 2001. Сер. 17. Почвоведение. № 3.
12. Смагин А.В., Садовникова Н.Б, Смагина М.В. и др. Моделирование динамики органического вещества почв. М., 2001.
13. Смагин А.В., Смагина М.В, Садовникова Н.Б. Методологические аспекты оценки биологической активности почв // Экол. вестн. Сев. Кавказа. 2007. Т. 3, № 2.
14. Сукачев В.Н. Избранные труды / Под ред. Е.М. Лав-ренко. Т. 1: Основы лесной типологии и биогеоценологии. Л., 1972.
15. Таргульян В.О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях. М., 1971.
16. Фокин А.Д., Черникова И.Л., Ибрагимов К.Ш., Сю-няев Х.Х. Роль растительных остатков в обеспечении растений зольными веществами на подзолистых почвах // Почвоведение. 1979. № 6.
17. Kurganova I.N., Lopes de Gerenyu V.O, Rozano-va L.N. et al. Annual and seasonal CO2 fluxes from Russian southern taiga soils // Tellus 55B. 2003.
18. O'Brien B.J., Stout J.D. Movement and turnover of soil organic matter as indicated by carbon isotope measurement // Soil Biol. Biochem. 1978. Vol. 10.
Поступила в редакцию 13.05.2012
GEOGRAPHICAL ASPECTS OF THE LITTER
L.G. Bogatyrev, A.V. Smagin, M.M. Akishina, V.G. Vityazev
Litter formation and humus formation are considered as two interrelated processes. Based on the analysis of geographic patterns of litter education hypothesized invariance of the capacity conversion area of modern terrestrial detritus, which correlates with the level of functioning of terrestrial ecosystems, measured at the level of soil respiration. Found that of the temperate latitudes of the northern territories, a single narrow environmental space optimal for humification and the shift key points of this space within the geochemically conjugate landscapes.
Key words: litter typology, litter differentiation, humus, litter formation, geochemistry of landscapes.
Сведения об авторах
Богатырев Лев Георгиевич, канд. биол. наук, доцент каф. общ. почвоведения ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8 (495) 939-39-80; e-mail: bogatyrev@ps.msu.ru. Смагин Андрей Валентинович, докт. биол. наук, профессор каф. физики и мелиорации почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8 (495) 939-36-22; e-mail: smagin@list.ru. Акишина Мария Михайловна, аспирант каф. общ. почвоведения ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. E-mail: voronmari6@gmail.com. Витязев Виктор Генрихович, канд. биол. наук, доц. каф. земледелия ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8 (495) 939-35-24.
