|
Ствол — постлитогенные
|
|
Тип: Чернозёмы текстурно-карбонатные
AU-СAT-Cca
Профиль почв типа характеризуется ясной цветовой и структурной дифференциацией на генетические горизонты с резкой границей между ними. Он состоит из тёмногумусового горизонта и особого текстурно-карбонатного горизонта, сочетающего свойства аккумулятивно-карбонатного и глинисто-иллювиального горизонтов. Гумусовый горизонт небольшой мощности (40-50 см), с относительно грубой, близкой к ореховатой, структурой и языковатой нижней границей. Подгумусовая часть профиля приобретает рыжевато-коричневатые тона окраски, имеет узкие вертикальные трещины, заполненные тёмным гумусированным материалом, компактную мелко-ореховатую структуру и содержит морфологически не оформленные карбонаты. Текстурно-карбонатный горизонт ясно локализован, характеризуется плотностью, ореховато-призмовидной структурой с тонкими гумусово-глинистыми кутанами по граням отдельностей и узкими гумусированными языками по трещинам, имеющими «шнуровидное» продолжение до глубины 100-150 см. Карбонатные новообразования представлены белоглазкой, которая располагается вдоль трещин. Верхняя граница карбонатного профиля находится в пределах гумусового профиля, граница ровная, устойчива в пространстве и во времени. Содержание ила в текстурно-карбонатном горизонте выше на 3-5% по сравнению с вышележащим горизонтом. Характерна нейтральная или слабощелочная реакция среды. Почвы отличаются слабой биогенной проработкой. Формируются под сухостепной растительностью на Русской равнине и в Зауралье.
В «Классификации и диагностике почв СССР» почвам соответствуют чернозёмы южные и большая часть тёмнокаштановых почв. В первом издании «Классификации почв России» выделялись как подтип южных (языковатых) чернозёмов. Основные подтипы выделяются по признакам солонцеватости, засоления, осолодения и гидрометаморфизма. 1. Солонцеватые AU-AUsn-CAТ-Cca
В пределах гумусового профиля имеют диагностические признаки солонцеватости: уплотнение, вертикально-призматическую структуру, обильные тёмные кутаны на поверхности педов под гумусовым горизонтом, указывающие на пептизацию коллоидов и подвижность органического вещества. В нижней части профиля присутствуют гипс и легкорастворимые соли. Обычно присутствие обменного натрия в количестве 5–10% от емкости поглощения. Реакция почв щелочная или близкая к ней. Прослеживается слабая текстурная дифференциация профиля (КД = 1,2–1,4). 2. Засоленные AU(s)-CAТ(s)-Cca,s
Содержат в пределах верхних 100 см профиля легкорастворимые (токсичные) соли в количестве более 0,1%. В верхнем слое мощностью 20 см их количество не превышает 1%. 3. Осолоделые AU-AUe-CAТ-Cca
Отличаются появлением осветления — «седоватости» в нижней части тёмногумусового горизонта. 4. Квазиглеевые AU-CAТq-Cca,q |
|
наверх ↑
|
Характерны слабое перераспределение по профилю ила, подвижность гумуса, слабощелочная реакция, иногда присутствие обменного натрия в поглощающем комплексе.Черноземы южные
| КиДПР | Черноземы текстурно-карбонатные |
| WRB | Calcic CHERNOZEMS |
| Площадь | 1,08% |
Условия формирования
Черноземы южные распространены в южной части степной зоны. Они формируются в условиях семиаридного климата под дерновинно-злаковыми средними степями. Травяной покров разреженный, отчетливо выражен летний период полупокоя для большинства доминирующих злаков. Почвообразующие породы представлены преимущественно лёссами и лёссовидными суглинками, часто содержащими легкорастворимые соли, а также элювиально-делювиальными отложениями.
Водный режим почв непромывной.
Морфологическое строение профиля
(O) — Av(ca) — Асa — АВса — Вca — BСca — Ccs(s)
Южные черноземы имеют укороченный гумусовый горизонт 30–65 см, мощность которого убывает с севера на юг и с запада на восток. Для этого горизонта характерно преобладание каштановых и бурых тонов в окраске. Горизонт АВса неоднороден по окраске, преобладают бурые тона, наблюдаются гумусовые затеки и прожилки карбонатов. Вскипание от HCl начинается в пределах гумусового горизонта, граница вскипания очень резкая и практически не подвержена сезонным колебаниям. Видимые выделения карбонатов представлены преимущественно белоглазкой. Горизонт Вса часто имеет слабые признаки солонцеватости, обусловливающие появление призмовидно-ореховатой структуры. Выделение гипса и легкорастворимых солей обнаруживается на глубине 150–300 см.
Основные почвообразовательные процессы
- Подстилкообразование слабое
- Гумусово-аккумулятивный процесс
- Биогенное и коагуляционное оструктуривание
- Элювиально-иллювиальное перераспределение
- карбонатов
Хозяйственное использование
Сельскохозяйственная освоенность южных черноземов высокая: в европейской части России она превышает 50%, с продвижением на восток распаханность снижается и увеличивается количество пастбищ. Основные выращиваемые культуры: зерновые (пшеница, кукуруза), бобовые; значительные площади занимают технические культуры (сахарная свекла, табак), овощные и бахчевые культуры. Распаханные почвы подвержены водной и ветровой эрозии, деградации структуры, слитизации при орошении. При сельскохозяйственном использовании большое значение имеют мероприятия по накоплению и сбережению влаги в почве и защите почв от эрозии.
Эффективно совместное внесение минеральных и органических удобрений. Для успешного выращивания требовательных к влаге культур необходимо орошение.
Аналитическая характеристика чернозема южного [120]
Свойства
Вследствие меньшей общей продуктивности засушливых дерновинно-злаковых степей и более выраженной аэробности среды в южных черноземах содержание гумуса уменьшается до 3–6%. В составе гумуса основную часть составляют связанные с кальцием гуминовые кислоты, в пределах гумусового горизонта Сгк/Cфк >1,5. Реакция среды по всему профилю нейтральная или слабощелочная. Емкость поглощения высокая, составляет 35–40 ммоль(экв.)/100 г почвы. Повышенная минерализация почвенных растворов часто приводит к появлению слабой солонцеватости. Численность микроорганизмов в почвах высока, но биологическая активность снижается в сухой период года.
О.В. Чернова
Микроморфологическая характеристика
Аca Уплотненный, агрегированный материал с преобладанием бурых сгустковых микроформ гумуса, равномерно рассеянного в плазме.
Плазма изотропна, глинисто-гумусового состава. Агрегаты коагуляционного фитогенного и зоогенного происхождения 2–4-го порядков. Нижняя часть профиля в значительной мере сложена слабо агрегированным материалом, в котором встречаются новообразования мелкозернистого кальцита (спарит).
АВса Губчатый, с неравномерным распределением дисперсных микроформ гумуса пылевато-плазменный материал. Плазма глинисто-карбонатного состава с кристаллитовой оптической ориентацией. Размер кристаллов кальцита в новообразованиях различен: в пропитке — 2–3 мкм; в белоглазке — около 1 мкм; в налетах — до 5 мкм. Характерно большое разнообразие микроформ новообразований кальцита: вокруг биогенных пор повышенные его концентрации в основной массе, трубочки из микрозернистого кальцита (микрит), белоглазка из кристаллов разной размерности.
Вca Пылевато-глинисто-карбонатный микроагрегированный материал, уплотненный, с большим количеством изолированных округлых и неправильных по форме пор.
Плазма глинисто-карбонатная с кристаллитовой оптической ориентацией. Для нижней части профиля характерно наличие макропор с экскрементами почвенной мезофауны, встречаются ооиды.
ВСса Пылевато-глинисто-карбонатный материал, пропитка кальцита уменьшается, но появляются скопления кристаллов гипса в порах [182, 281].
В.М. Колесникова, М.П. Лебедева-Верба
- Черноземы южные, масштаб 1:60 000 000
← Назад
На уровень выше
Далее →
Почвы |
Система классификации почв ФАО/ЮНЕСКО Классификация почв ФАО/ЮНЕСКО Его цели заключались в следующем:
«Легенда о Почвенной карте мира не заменяет С момента первоначальной публикации в 1974 г. ФАО (1988 г.) внесла изменения Классы первого и второго уровня системы ФАО с простыми определениями Acrisols :
Alisols :
Андосолс : Темные почвы, образованные из вулканических материалов с небольшим горизонтом.
Anthrosols : Новый класс почв, образовавшихся в результате деятельности человека.
Arenosols : Песчаные почвы с небольшим развитием профиля.
Calcisols : Новый класс почв с накоплением карбоната кальция.
Cambisols : Почва со слабым профилем, но не темная
Камбисоли Eutric Черноземы : Темные почвы, богатые органическим веществом.
Ferralsols : Сильно выветренные почвы, богатые полуторными глинами и
Fluvisols : Аллювиальные и пойменные почвы с небольшим развитием профиля.
Глейсоли : Водонасыщенные несоленые почвы.
Greyzems : Темные почвы, богатые органическим веществом.
Gypsisols : Новый класс почв с накоплением кальция
Histosols : Почвы, очень богатые органическим веществом (>14%).
Кастаноземы : Темные почвы, богатые органическим веществом.
Лептосоли : Новый класс почв, маломощных и с
Литозоли : Тонкие почвы над скалами.
Lixisols : Новый класс почв, ранее Luvisols, с глинами с низким
Luvisols : Почвы с сильным накоплением глины в горизонте B
Нитисоли : Новый класс почв с блестящими поверхностями на структурных
Нитозоли : Кислые почвы с очень толстым слоем глины.
Phaeozems : Темные почвы, богатые органическим веществом.
Planosols : Почвы со светлым слоем поверх слоя почвы
Plinthosols : Новый класс пестрых, глинистых почв, которые необратимо
Подзолы : Почвы с сильно обесцвеченным слоем и слоем железа
Podzoluvisols : Почвы, сходные как с Podzoluvisols, так и с Luvisols.
Ранкеры : Неглубокие, темные почвы, богатые органическим веществом и сформированные
Regosols : Поверхностный слой скального материала. Грубая текстура Regosols
Рендзинас : Темные почвы, богатые органическим веществом над известковым материалом.
Солончаки : Соленые почвы с небольшим развитием горизонта.
Солонец : Соленая почва с высоким содержанием натрия.
Vertisols : Глинистые почвы, образующие глубокие (> 50 см), широкие (> 1
Ксерозоли : засушливые почвы. Удалено из пересмотренной системы.
Ермосоли : засушливые почвы. Удалено из пересмотренной системы. Ермик
Каталожные номера ФАО (1974). Почвенная карта мира . Тома 1-10. Продовольствие и сельское хозяйство ФАО (1988). Карта почв мира: легенда исправлена . Текст Джо Табора |
URL: http://cals.arizona.edu/OALS/soils/fao.html Последняя редакция: Последняя редакция: 24 августа 2001 г. |
]
Требовалось большое обобщение, чтобы соотнести
Удалено из исправленной легенды.
Продовольствие и сельское хозяйствоФакторы, влияющие на образование и перекристаллизацию педогенных карбонатов
Являясь основной частью границы между атмосферой и литосферой, почва играет ключевую роль в регулировании атмосферного CO 2 концентрация и глобальный климат. Состоящий из двух основных пулов (карбонаты в почве и бикарбонаты в грунтовых водах), почвенный неорганический углерод (SIC) считается основным поглотителем и источником углерода (C) в районах с низким среднегодовым количеством осадков. SIC может возникать из исходного материала почвы или из-за образования вторичного карбоната при поступлении двухвалентных катионов из постороннего источника.
Последнее может привести к образованию почвообразующих карбонатов (ПК), повышению содержания углерода в почве и секвестрации углерода в атмосфере. Поскольку секвестрация атмосферного CO 2 за счет образования почвообразующих карбонатов становится все более популярным в качестве метода поддержки усилий по смягчению последствий изменения климата и получения углеродных кредитов, необходимо хорошо понимать механизмы, влияющие на образование и миграцию почвообразующих карбонатов.
1. Введение
Почвы, содержащие более 2500 пгС на первом метре вертикального профиля, считаются крупнейшим наземным и третьим по величине резервуаром углерода на Земле после запасов ископаемого топлива и океанов [1] [2] . Поскольку накопление углерода в почве влияет на различные аспекты жизни на Земле, оно вызывает научный интерес со стороны субъектов, работающих в различных дисциплинах, таких как ученые-геологи, агрономы и даже политики [3] .
Динамика содержания углерода в почве является функцией нескольких параметров, которые влияют на обмен потоками углерода между системой воздуха и почвы и, таким образом, способствуют снижению уровня CO в атмосфере 2 [4] [5] [6] .
Почва C состоит из двух дискретных сегментов: органического углерода почвы (SOC) и неорганического углерода почвы (SIC), причем последний обычно считается более стабильным поглотителем [2] [5] [7] . Разложение растительных и животных остатков, синтетические реакции и микробная активность являются основными источниками пула SOC [8] [9] . Напротив, SIC относится к углероду на минеральной основе, образующемуся в результате выветривания материалов коренных пород 9.0030 [8] [10] . Считается, что оборот SIC в 70–400 раз больше, чем у SOC [11] . В то время как SOC оценивается как основной резервуар углерода в неглубоких (<1 м) почвах во всем мире [1] , вклад SIC был признан значительным в засушливых и полузасушливых районах, где отношение SIC/SOC находится в диапазон 2~17 [12] [13] .
SIC обычно встречается в виде кальцита (CaCO 3 ) [14] , хотя значительный вклад доломита (CaMg(CO 3 ) 2 ) сообщалось в нескольких исследованиях [5] [15] [16] . В последнее время наблюдается повышенный исследовательский интерес к оценке пула SIC и его влияния на глобальный бюджет углерода [10] [17] [18] , и эта тенденция преодолевает предшествующее игнорирование пула SIC в контексте смягчения последствий изменения климата, поскольку традиционно считалось менее динамичным по сравнению с органическим аналогом [7] [19] .
Режим осаждения-растворения-переосаждения (CaCO 3 (s) + H 2 CO 3 (aq) ⇌ Ca 2+ + 2HCO 3 фактор) в распределении пула SIC по вертикальному профилю почвы [20] . Монгер и др. [17] описал пул SIC во влажных и засушливых профилях почвы, используя термины «промывание» и «непромывание» соответственно.
Смыв относится к влажным климатическим условиям, способствующим нисходящей миграции растворенных карбонатов (Ca 2+ + 2HCO 3 – , при рН, близком к нейтральному), в систему подземных вод, тогда как твердый карбонат более вероятно накапливается в беспромывочном режиме [17] . Глобальная скорость притока секвестрированного углерода (как HCO 3 – ) в подземные воды составляет примерно 0,2~0,36 пг в год, со временем пребывания порядка от 100 до 1000 лет [10] [14] .
Залежь SIC подразделяется на два компонента: литогенный карбонат (LC) и педогенный карбонат (PC), причем первый происходит из материнского материала почвы (например, известняка или богатого карбонатом рыхлого осадка) [10] [18] . Растворение-переосаждение ЖК, а также механизм сольватации СО 2 (ж) в почвенной влаге (как СО 3 2– /HCO 3 – ) с последующим его осаждением с Са — и Mg-ионы, приводят к образованию PC [17] .
Образование ПК может изменить характеристики почвы, такие как пористость почвы, содержание воды в почве и газовая диффузия (например, O 2 (g)) [4] .
На углеродный обмен между почвой и воздухом влияет динамика PC и, следовательно, он связан с глобальным климатом [21] . Фотосинтез и корневое дыхание являются основными путями перемещения CO 2 из атмосферы в наземную экосистему [10] [12] . Основными участниками образования и накопления ПК являются переносимая ветром пыль [10] [22] , удобрения [6] , поливная вода [10] [23] , мокрое отложение [24] [25] , выветривание коренных пород [10] [22] .
Чтобы получить чистое увеличение SIC в форме PC, щелочноземельный металл должен быть получен из постороннего некарбонатного источника; в противном случае поглощенный C равен количеству, выброшенному в атмосферу (например, при обжиге известняка для получения негашеной извести) [17] [26] .
Следовательно, необходима более узкая классификация, чтобы различать образование ПК, вызванное посторонним источником, и образование, возникающее в результате перекристаллизации ранее существовавшего ПК / ЖК; эти источники ПК относятся к педоатмогенным и педолитогенным карбонатам соответственно [6] [10] [14] . Подробное описание режимов образования обоих типов можно найти у Monger et al. [10] .
2. Механизмы образования педогенных карбонатов
Образование ПК включает ряд реакций: (1) растворение CO 2 и минерала, содержащего щелочноземельные металлы, в системе почва-вода; (2) миграция растворенных ионов с потоком почвенной воды; 3) осаждение карбонатов в благоприятных геохимических условиях (т.е. приводящих к карбонатонасыщению и зависящих от химических свойств водной среды) [4] . В зависимости от направления движения грунтовых вод этот процесс может происходить по нескольким механизмам: perdescendum (движение раствора вниз) [27] , perascendum (движение раствора вверх) [28] [29] , in -situ (отсутствие значительного движения) и биологически индуцированные механизмы [4] [30] .
Эти процессы были подробно объяснены в опубликованных исследованиях, в том числе Zamanian et al. [4] и Li et al. [31] .
Ли и др. [31] утверждал, что такие механизмы, как perdescendum или perascendum, не могут полностью объяснить образование карбонатных конкреций в лёссовых осадочных отложениях. Вместо этого эти авторы приписали почвообразование этого карбоната «эвапотранспоративному» механизму, включающему испарение на поверхности и транспирацию в недрах, при этом первый является доминирующим процессом [31] . Диас-Эрнандес и др. [15] определил различные физико-химические механизмы образования поверхностного кальцита (преобладает на глубине 0–180 см) и глубинного доломита (преобладает глубже 180 см) вследствие выветривания базальтовых пород на месте вулканического месторождения. Соответственно было высказано предположение, что кальцит образуется в испарительной среде, тогда как доломит эволюционирует в равновесии с системой подземных вод [15] .
Лаудичина и др. [32] описали два пути образования ПК с участием биологических факторов: (i) биогенные пути, где присутствует органический углерод, обогащенный добавкой постороннего Ca 2+ через дожди; и (ii) растворение и перекристаллизация ЖК с более низким биогенным вкладом.
PC встречается в нескольких морфологических формах, отражающих преобладание определенных абиотических/биотических процессов [4] [30] . Различные морфологические формы карбоната также могут свидетельствовать о различных источниках (например, растворение-перекристаллизация и атмосферное осаждение), различных механизмах образования ПК, а также его появлении при определенных режимах влажности или растительности [16] [29] [30] . Например, преобладание биологической активности может индуцировать образование игольчатых кристаллов кальцита [33] . Отличительные морфологические и физические характеристики карбоната оказались полезными для различения нескольких последовательностей эрозии-отложения и типа почвы [34] [35] .
Формирование различных типов ПК может происходить в разные временные масштабы, от дней до тысячелетий [4] .
3. Факторы, влияющие на образование и перекристаллизацию педогенных карбонатов
Образование ПК представляет собой сложный процесс, включающий широкий спектр абиотических (например, климат, свойства и характеристики почвы, ландшафт) и биотических агентов, как описано и классифицировано Zamanian и другие. [4] и показано на рис. 1 . Каждый фактор может влиять на морфологию, выщелачиваемость и скорость накопления PC, а также на растворимость CO 2 и Ca 2+ наличие в почве; все это важные аспекты динамики ПК в почве. Фердуш и Пол [10] рассмотрели, как различные биотические и абиотические факторы могут изменять пул SIC в условиях повышенного уровня CO 2 в атмосфере.
Рисунок 1. Иллюстрация факторов окружающей среды, влияющих на миграцию и накопление ПК в почве, обсуждаемых Zamanian et al.
[4] .
Оптимизированное содержание влаги, подходящий диапазон pH (т. е. более высокая кислотность способствует выветриванию силикатных минералов, а для стабильности твердого карбоната требуются условия, близкие к нейтральным), CO 2 предложение и наличие двухвалентных катионов (особенно Ca 2+ ) являются четырьмя необходимыми условиями для образования ПК [17] [36] . Скорость рекристаллизации ПК увеличивается с повышением концентрации CO 2 [37] [38] [39] . Чжао и др. [39] обнаружили, что скорость кристаллизации зависит от конкретных свойств почвы; скорость пропорционально увеличивается/уменьшается с соленостью/pH, соответственно. Последний эффект связан с отрицательной корреляцией между CaCO 3 растворимость с pH, при этом более низкий pH облегчает растворение и, следовательно, перекристаллизацию CaCO 3 [39] . Они приписали положительную корреляцию между засолением и образованием ПК более высокому накоплению обменных катионов (например, Ca 2+ ) в засоленной почве [39] .
Эти авторы также продемонстрировали, что увеличение парциального давления CO 2 с 0,04 об.% (атмосферное) до 4 об.% приводит к 100-кратному увеличению скорости рекристаллизации карбонатов. Хотя та же тенденция наблюдалась в эксперименте, проведенном Gocke et al. [37] , некоторые элементы управления (например, колебания концентрации CO 2 в почве, температура, плотность корней, местный режим выращивания и структура почвы) также были важны в качестве регуляторов скорости повторных осадков в естественных почвенных системах. . Эти факторы, изученные в нескольких исследованиях в качестве ключевых аспектов, обсуждаются далее.
Hasinger et al. [36] продемонстрировали, что наличие макропористого слоя в почве способствует диффузии газа CO 2 по вертикальному и латеральному профилю почвы, выступая в качестве сырья для образования ПК. Исследуя межсезонную изменчивость образования ПК и сезонность осадков, Gallagher et al. [40] определял гидрологические параметры (осадки, испарение и содержание влаги в почве) в качестве основных факторов, а не среднегодовую температуру, которая ранее считалась основным фактором.
Однако документально подтверждена важнейшая роль температуры в динамике ПК лесостепных почв (наряду с указанными гидрологическими параметрами и биологической активностью в вегетационный период) [41] .
Отдельные исследования выявили роль мелких частиц (номинально глины) в образовании и накоплении вторичного карбоната [15] [42] . По данным Диас-Эрнандес и соавт. [42] , частицы глины поглощают воду, которая мигрировала в подпочву, и поэтому способствуют осаждению карбонатов. Напротив, присутствие частиц гравия и песка может влиять на гидрологический режим и динамику ПК, способствуя переносу воды в подпочвенные слои [42] . Ли и др. [13] также наблюдал ту же тенденцию накопления SIC (с изотопной сигнатурой ПК) в глинистом слое в дельте реки Хуанхэ.
Микробное и корневое дыхание, включая минерализацию органического углерода в ризосфере, являются основными факторами поступления СО 2 в подпочвенную среду [12] [37] .
Недавние лабораторные исследования [43] и полевые исследования [44] показали, что биотические процессы (микробная активность) в пустынях могут вызывать образование биогенных ПК посредством биоминерализации со скоростью, превышающей абиотические пути. Соответственно, присутствие бактерий может усиливать адсорбцию Ca 2+ , путем его прикрепления к бактериальной мембране, клеточной стенке и слою внеклеточных полимерных веществ (EPS), как подчеркивает Liu et al. [43] . Кроме того, увеличение pH за счет метаболической активности (например, уреолиза, денитрификации, аммонификации и восстановления сульфатов) может способствовать осаждению CaCO 3 [44] . Род термитов, макротермы, могут способствовать вторичному карбонатообразованию за счет поступления Ca 2+ , происходящего из тканей растений, и биоминерализации [45] [46] . С другой стороны, в отсутствие биотических агентов Fa et al.