Тіщенко В.С. Грунтотворення та раціональне використання піщаних і супіщаних грунтів борових терас річок лівобережного Лісостепу України

Краткое содержание

Аналітичний огляд літератури. Наукові основи ґрунтотворення на борових терасах річок формувалися та розвиваються завдяки фундаментальним науковим працям В.В. Докучаєва (1880), П.С. Костичева (1891), Г.Н. Висоцького (1911), С.С. Неуструєва (1911, 1930), Б.Б. Полинова (1924), К.Д. Глинки (1924), М.М. Сибірцева (1951), П.І. Фадєєва (1951), А.Г. Гаєля (1978, 1999), М.М. Дрюченка (1957), Д.Г. Тихоненка (1969, 1983), С.П. Ляліна (1975), В.Д. Тонконогова (1978), Л.Ю. Рейнтама (1996) та інших дослідників.

Незважаючи на значну кількість робіт, досі немає єдиного погляду на розвиток сучасного ґрунтотворення, зокрема гумусоутворення, опідзолення, оглеєння й інших процесів. Походження піщаних та супіщаних ґрунтів, як і їх класифікація, є певною мірою проблематичними. Відсутність єдиного теоретичного підходу до з’ясування генези та номенклатури ускладнює розробку рекомендацій щодо їх практичного використання, оскільки закономірності сучасного ґрунтотворення при с.-г. освоєнні цих ґрунтів також висвітлюються суперечливо.

Різноманітністю поглядів на генезу легких ґрунтів обумовлюється відсутність єдиної номенклатури, з цим пов’язані і труднощі їх господарського використання. Так, легкі ґрунти борових терас різні дослідники називають по-різному: “боровими пісками” А.Н. Краснов (1983), “приховано-підзолистими” Н.Б. Вернандер (1964), І.В. Тюрін (1966), “бурими лісовими” Л.Ю. Рейнтам (1973), Т.А. Романова та ін. (1974), “підбурами” В.В. Добровольский (1966), В.О. Таргульян (1999), “бурими кислими приховано-підзолистими” І.П. Герасимов (1959), “піщаними буроземами” Д. Копп (1975), “іржаво-бурами” Д.Г. Тихоненко (1983), ”дерновими неопідзоленими” В.М. Фрідланд (1955), А.Г. Гаєль, А.Н. Маланін (1977), “підзолистими” А.А. Колосова (1969), “дерново-підзолистими” М.М. Дрюченко (1957), “бурими оглинено-озалізненими піщаними” Л.Ю. Рейнтам (1996), а за класифікацією FAO-ISRIC ці грунти більше підходять до групи ареносолей “Cambi-Ferralic Arenosols” P.M. Driessen, R. Dudal (1996).

Недостатня вивченість легких ґрунтів борових терас спонукала нас до вивчення проблемних питань з метою прогнозування розвитку цих ґрунтів, розробки заходів з раціонального їх використання. Ми акцентували свою увагу також на вивченні ґрунтотворення в природних і культурних екосистемах, впливу оглеєння на генезу ґрунтів, що має допомогти у розробці сільськогосподарської та лісогосподарської типології і сприяти раціональному використанню земель.

Еволюція ландшафту та ґрунтового покриву. Формування ґрунтового покриву борової тераси р. Сіверський Донець тісно пов’язано з еволюцією фізико-географічних умов протягом четвертинного періоду. Це відображається в особливостях будови поверхні, змінах рослинного покриву, літології порід, клімату тощо. Піщаний та супіщаний гранулометричний склад порід борової тераси та зміни клімату обумовили рухомість пісків. Суперечності в поглядах на динаміку клімату не дозволяють скласти достатньо чітку та детальну схему еволюції ландшафту, однак загальноприйнятою є ідея непостійності клімату протягом плейстоцен-голоценового періоду із суттєвими змінами гідротермічного режиму (аридні та вологі) (Крокос, 1927; Веклич, 1968; Веклич, Смоляга, Сидоренко й ін., 1975; Веклич, Герасименко, 1993; Герасименко, 2000; Веклич, Матвіїшина, Медведєв, 1979; Тихоненко, 1983; Тихоненко, Горін, Лактіонов, Сидоренко. Смоляга, 1988; Герасименко, 2004), а також антропогенної еволюції гідроморфних (Вознюк, 1994, 2003) та автоморфних грунтів (Гринченко, 1979, 2003).

За А.Г. Гаєлем (1962, 1986, 1999), Д.Г. Тихоненком (1969, 1983), дефляція на даній території неодноразово повторювалася під час аридізації клімату. Так, в ранньоголоценовий період (ймовірніше в пізній плейстоцен) у результаті переважання сильних вітрів і дуже бідної трав’яної рослинності дефляція була дуже поширеною та інтенсивною. Така “афітогенна” дефляція переважала довгий час в умовах аридного клімату бореальної епохи. В результаті складного розвитку ландшафту борової тераси утворився своєрідний дефляційно-акумулятивний рельєф з відкладами багатофазових пісків, на яких сформувався сучасний комплексний ґрунтовий покрив. На нашу думку, ґрунти борових терас досліджуваної території можна поділити на піски сучасної антропогенної дефляції (примітивні ґрунти), піски ранньоголоценової дефляції з дерновими короткопрофільними ґрунтами, багатофазові піски пізньоголоценової дефляції (дернові з похованими ґрунтами різного ступеню розвиненості) та релікти атлантичного періоду – рівнинні території з повнопрофільними сірими та темно-сірими опідзоленими ґрунтами.

На борових терасах річок Лівобережного Лісостепу України простежується чітка закономірність залягання ґрунтів залежно від форм дефляційного рельєфу. На високо- та середньобугристих пісках утворилися примітивні і дуже слаборозвинені дернові піщані ґрунти, на низькобугристих територіях – дернові ґрунти на пісках ранньоголоценової дефляції, в сухих улоговинах видування – дернові ґрунти, які сформувалися на давньоалювіальних реліктовооглеєних пісках, а при близькому заляганні підґрунтових вод – дернові глейові, глеюваті та глибоко-глеюваті на сучаснооглеєних пісках. Автоморфні, напівгідроморфні та гідроморфні ґрунти були предметом наших досліджень

Об’єкти та методи досліджень. Об’єкти досліджень, розташовані в межах Скрипаївського навчлісгоспу Харківського району Харківської області, мають ґрунтовий покрив, характерний не тільки для всієї піщаної тераси р. Сіверський Донець, а і для всієї території Лівобережного Лісостепу України. Нами було закладено шість ділянок на найбільш типових частинах борової тераси, при виборі яких ураховувалися специфіка формування ґрунтового покриву й особливо рівень залягання підгрунтових вод. Розрізи ґрунтів були закладені на вершині кучугури з примітивними ґрунтами (розріз 1), на рівнинних пісках із дерновими слаборозвиненими ґрунтами (розріз 2), на вершинах середньо- та низькобугристих пісків (розріз 3), та на їх схилах (розріз 5), де розвиваються дернові розвинені ґрунти з різним ступенем оглеєності, а також по дну заболочених улоговин (розрізи 4, 6). Порядкові номери розрізів відповідають збільшенню прояву глейових процесів від першого до шостого. Ми також звертали увагу на фази дефляції пісків протягом плейстоцен-голоцену.

Для відображення антропогенного впливу при сільськогосподарському використанні піщаних та супіщаних ґрунтів були закладені розрізи 7 та 8. Ґрунти розташовані в селищах Безлюдівка та Утківка Харківського району Харківської області, вже тривалий час перебувають під сільськогосподарським (землеробським) використанням.

Аналіз ґрунтового покриву об’єктів досліджень проводили за допомогою фізичних, хімічних, фізико-хімічних та інших методів, за загальноприйнятими методиками відповідно до ДСТУ, ISO, ГОСТ, ОСТ тощо.

Валовий склад ґрунтів визначали в лабораторії рентгенівських методів досліджень мінеральної речовини кафедри мінералогії, геохімії та петрографії геологічного факультету Київського національного університету ім. Т.Г. Шевченка за методикою, призначеною для виміру масових часток основних петрогенних компонентів рентгеноспектральним флуоресцентним методом. Визначення хімічного складу здійснювали на багатоканальному спектрометрі СРМ-25 за методикою МВВ 74-12-97, атестованою Держкомстандартом України (метрологічний атестат № 1855-12-97 від 07.04.97.).

Повний літологічний склад крупних фракцій (>0,01 мм) визначали в мінералого-петрографічній лабораторії ЦЛ ГРГП “Північгеологія” за класичним методом вивчення первинних мінералів (Парфьонова, Ярилова, 1962). У кожному зразку ґрунтів виділяли дев’ять гранулометричних фракцій, з них відбирали за розміром більші ніж 0,01 мм і розділяли в бромоформі на легку та важку фракції. Часточки з діаметром більшим ніж 0,05 мм розглядали під бінокуляром, а розміром від 0,05 до 0,01 мм – під мікроскопом. Підрахунок мінералогічного складу проводили для легкої фракції в препараті з 300-400 зерен, а для важкої – із 500-600 зерен.

Для визначення мінералогічного складу мулуватої фракції попередньо відокремлювали її із зразків ґрунту за методикою виділення мулистої фракції (менше за 0,001 мм) з ґрунту методом центрифугування за П.Г. Ковалівничем в модифікації ННЦ ІГА (МВВ 31-497058-003-2001, атестовано згідно з вимогами ГОСТ 8.010-90 протокол № 003 від 23.10.01.). Подальший аналіз фракції мулу проводився за методикою визначення вмісту якісного складу високодисперсних глинистих мінералів у ґрунтах рентгендифрактометрично за М.І. Горбуновим (Горбунов, 1963) в модифікації ННЦ ІГА (ММВ 31-497058-004-2001, протокол атестації № 003 від 23.10.01.).

Для встановлення динаміки окисно-відновних процесів визначали вміст закисного й окисного заліза (ГОСТ 27935-87) (Арінушкіна, 1962) та значення редокс-потенціалу (Eh) (І.П. Сердобольский, 1965) протягом всього вегетаційного періоду у 2000-2005 рр.

Для дослідження залізистих сполук ґрунтів використовували методику, запропоновану C.В. Зонном (1982), основану на аналізі витяжок після обробки зразків різними хімічними реактивами, які дозволяють визначити силікатні та несилікатні групи, а в межах несилікатної виділити різні форми сполук заліза: окристалізовані з поділом їх на сильно- та слабоокристалізовані, і аморфні неорганічні та залізо-органічні.

Органічну речовину (гумус) визначали за І.В. Тюріним, а груповий склад гумусу – методом Кононової ‑ Бєльчикової (ГОСТ 26213-84; Булигін, Балюк, Міхновська, Розумна, 1999).

Уміст рухомих форм фосфору та калію визначали за методикою А.Т. Кірсанова, призначеною для їх визначення в кислих ґрунтах, лужно-гідролізований азот ‑ за Корнфілдом (Агрохимический анализ почвы, 1986). Гранулометричний склад в індивідуальних зразках визначали за методом Качинського (ГОСТ 12536-79), обмінно-поглинуті катіони – ацетатним методом: Ca²⁺ та Mg²⁺ в витяжці – комплексометрично, Na⁺ та K⁺ - на полуменевому фотометрі. Щільність будови на суху масу визначали при відборі кернових зразків відомого об’єму за допомогою металевого пробовідбірника (ДСТУ ISO 11272-2001), щільність твердої фази - пікнометричним методом (ISO 11508); загальну шпаруватість (пористість) та пористість аерації ‑ розрахунковим методом; суху речовину та вологість ‑ за масою; гігроскопічну вологість ґрунтів ‑ за методикою “Визначення сухої речовини та вологості за масою. Гравітаційний метод” (ДСТУ ISO11465 – 2001); надземну та підземну масу трав’яної рослинності ‑ на площадках розміром 50х50 см в трьох повтореннях, підземну – методом монолітів Качинського у двох  повтореннях; кислотність ‑ в водній та сольовій витяжках потенціометрично (ДСТУ ISO 10390-2001); гідролітичну кислотність, за Капеном (у модифікації ЦІНАО, ГОСТ 26212-91); рухомий (обмінний) алюміній ‑ за А.В. Соколовим (ГОСТ 26485-85); рухомий марганець в ґрунтах ‑ за методом Крупського ‑ Александрової в модифікації ЦІНАО (ОСТ 10148-88) (Аринушкина, 1962; Булигін, Балюк, Міахновська, Розумна, 1999; Кауричев, 1980; Агрохимические методы исследования почв, 1965; Збірник національних стандартів України в галузі ґрунтознавства, агрохімії та охорони ґрунтів, 2004 та ін.).

На об’єктах досліджень були закладені на різних глибинах лізиметричні воронки згідно з рекомендаціями Ф.А. Юдіна (1980). У відібраних із цих воронок зразках визначали на полуменевому фотометрі калій, натрій, магній, кальцій. Залізо аналізували за допомогою вищезазначених хімічних методів.

При проведенні вегетаційних дослідів з водною та ґрунтовою культурами використовували рекомендації, запропоновані З.І. Журбицьким (1968).

Одержані в дослідженнях дані аналізували методами статистичної обробки результатів досліджень (ГОСТ 20522-75) (Доспєхов, 1965).

Автоморфне, напівгідроморфне та гідроморфне ґрунтотворення на пісках борових терас Лівобережного Лісостепу України у природних біогеоценозах. Наводяться фізичні, фізико-хімічні та хімічні показники ґрунтів, які розвиваються в природних біогеоценозах.

Фізичні характеристики. Усі досліджувані ґрунти мають легкий гранулометричний склад, від рихлого піску (примітивний ґрунт) до супіщаного (гідроморфні ґрунти). Кількість фізичного піску коливається від 84,80 до 98,48%, фізичної глини – від 1,86 до 15,64%, а мулу – від 1,5 до 4,9 %. Спостерігається акумуляція фізичної глини та мулу у верхніх горизонтах, що обумовлено збільшенням чисельності колоїдів мінерального й органічного походження (гумусу) у верхніх горизонтах. Вниз по профілю кількість мулу зменшується, а у стально-сірих реліктовооглеєних і в горизонтах сучасного оглеєння вона є мінімальною. Щільність твердої фази ґрунтів є порівняно сталою по всьому профілю (коливається в межах 2,42…2,80). Об’ємна вага у всіх ґрунтах змінюється в межах 1,31...1,79 г/см³ залежно від виду ґрунту і зростає з глибиною, що пов’язано зі зменшенням вмісту гумусу вниз по профілю. Особливо істотно цей показник зростає в оглеєних горизонтах і досягає величини 1,68…1,79 г/см³ при 1,31…1,51 г/см³ у верхніх горизонтах. Досліджувані ґрунти мають низькі показники всіх видів шпаруватості (загальна складає 39...49 %,); вона зростає в гумусованих горизонтах, а також при збільшенні кількості фізичної глини.

Валовий (хімічний) склад ґрунту та мулу. У хімічному складі піщаних та супіщаних ґрунтів абсолютно переважають оксиди кремнію (87,37...97,75 %). Інші елементи містяться порівняно у невеликих кількостях; серед них у більшості знаходяться Al₂O₃ та Fe₂O₃, сума яких складає 8,99 %. Вміст TiO₂, MgO, CaO, Na₂O, K₂O, P₂O₅, S не перевищує, як правило, 0,5 %. Фактично відсутні MnO та Cl.

У гумусовому горизонті легких ґрунтів спостерігається накопичення всіх хімічних елементів (за винятком SiO₂), що пов’язано з їх біогенною акумуляцією.

У нижніх сучасно- та реліктовооглеєних горизонтах відзначається відносне накопичення SiO₂ і зниження кількості R₂O₃, у дернових глейових ґрунтах ‑ відносне накопичення сполук алюмінію та збільшення кількості сполук MgO, CaO, Na₂O, K₂O, S, P₂O₅ (розріз 6).

Відмічається озалізненість верхньої частини профілю ґрунтів (автоморфна феритизація) ‑ його іржаво-бура частина (до глибини реліктового глею і оглеєних горизонтів). У нижній, оглеєній товщі (світло-сірого кольору) кількість сполук Fe₂O₃ в 1,5 ‑ 2,0 раза менше. Хімічний склад ґрунтів відображає відсутність хімічної диференціації профілю за вмістом півтораокислів і співвідношенням SiO₂/R₂O₃, яке розширюється вниз по профілю (за винятком розрізу 5, де спостерігається його збільшення в перехідних горизонтах на глибині 37 ‑ 47 см).

Вміст Al₂O₃ рівномірно зменшується вниз по профілю, мінімальних значень досягає в материнській породі (сучасний і реліктовий глей). Їх кількість є максимальною в межах профілю глейових ґрунтів (розріз 6).

Хімічний склад мулистої фракції характеризується значним збільшенням відсоткового вмісту Al₂O₃ та Fe₂O₃ (36,11 %), як головних компонентів новоутворених мінералів. Значно зростає відсоток MgO, Na₂O, K₂O, P₂O₅ та S. Характерно, що в автоморфних ґрунтах з морфологічними ознаками диференціації профілю (розрізи 2,3,5) перерозподіл хімічних елементів не спостерігається. Співвідношення SiO₂/R₂O₃ складає 3...4, а в оглеєних – 5…6, що пов’язано зі збільшенням кількості сполук SiO₂ (73-76 % в оглеєних ґрунтах, 59-64 % в автоморфних). У мулі оглеєних горизонтів спостерігається зменшення вмісту CaO, MgO, K₂O та інших елементів. Хімічний склад мулу відображає відсутність хімічної диференціації профілю за вмістом півтораокислів і співвідношенням SiO₂/R₂O₃. Тільки у глеюватих ґрунтах в мулі накопичуються сполуки Fe₂O₃ з глибини 37-47 см (розріз 5), що пов’язано з його осадженням з підґрунтових вод (гідроморфна феритизація).

Загальний і фракційний склад гумусу. Максимальний вміст гумусу спостерігається у дерновому слаборозвиненому (розріз 2)  і дерновому розвиненому глибокоглеюватому (розріз 4) ґрунтах (відповідно 1,61 та 3,58 %), а найменший ‑ у дерновому слаборозвиненому (розріз 5) та примітивному (розріз 1) ґрунтах (відповідно 0,37 %). Із глибиною вміст гумусу в усіх ґрунтах різко зменшується. Профіль дернових слаборозвинених ґрунтів гумусований до глибини 18-20 см, дернових розвинених глеюватих і глибокоглеюватих ‑ до 27 ‑ 37 см, а примітивного ‑ до 6 см.

Установлено зв’язок між вмістом і запасом гумусу в ґрунтах та кількістю фізичної глини, видом рослинності та ступенем гідроморфізму. За співвідношенням С г.к. / С ф.к. досліджувані ґрунти характеризуються гуматним типом гумусу (С г.к. : С ф.к. = 1,5-3,4), що характерно для ґрунтів акумулятивного типу ґрунтотворення. Вміст вільних гуматів і зв’язаних з рухомими R₂O₃ в верхніх горизонтах становить 0,09-1,17 % до маси ґрунту та 24,3-40,5 % до загального вмісту гумусу, а зв’язаних з кальцієм ‑ відповідно 0,01 ‑ 0,05 та 1,1 ‑ 8,1 %. Переважання гуматів, зв’язаних з R₂O₃, а не з Ca²⁺, обумовлено домінуванням у верхніх горизонтах півтораоксидної (залізистої) плазми. Це сприяє формуванню ґрунтів з акумулятивним типом профілю та накопиченню гумусу і R₂O₃ в верхніх горизонтах. Основна маса коріння трав приурочена до верхніх горизонтів ґрунтів, що обумовлює їх короткопрофільність.

Обмінно-поглинуті катіони. Ґрунти характеризуються низьким вмістом обмінно-поглинутих катіонів: у верхніх горизонтах ґрунтів він становить 2,55-7,97 мг ‑ екв/100 г ґрунту. Серед обмінно-увібраних катіонів переважає Ca²⁺ (10-37 %). Його вміст в верхніх горизонтах коливається від 1,45 до 3,03 мг ‑ екв/100г ґрунту, що відображає акумулятивне ґрунтотворення в лісових ґрунтах борових терас. В обмінному стані значно менше катіонів Mg²⁺, K⁺, і Na⁺. Їх кількість відрізняється не істотно й не перевищує 0,45 мг ‑ екв/100г ґрунту. Характерною особливістю є максимальна акумуляція поглинутих катіонів у гумусованій частині профілю ґрунтів, з поступовим зменшенням їх умісту з глибиною по профілю, що відображає їх біогенну акумуляцію. З наростанням інтенсивності оглеєності сума обмінно-поглинутих катіонів зменшується. Збільшення ємності обмінно-поглинених катіонів в дерновому глибокоглеюватому ґрунті обумовлене широколистяною рослинностю із значно багатшим зольним опадом.

Реакція ґрунтового середовища. Для піщаних та супіщаних ґрунтів характерною є слабокисла або кисла реакція ґрунтового середовища: pH водний коливається в межах 3,94 ‑ 6,12, pH сольовий ‑ 3,05 ‑ 4,40, а гідролітична кислотність ‑ 1,44 ‑ 4,71мг-екв/100г ґрунту. Кислотність ґрунтів збільшується у міру підвищення рівня залягання підґрунтових вод, тобто із збільшенням ступеня оглеєності. Автоморфні ґрунти мають слабокислу реакцію, оглеєні – кислу.

Вміст рухомих форм азоту, фосфору, калію. Досліджувані ґрунти мають низьку та дуже низьку забезпеченість рухомими формами азоту та калію . Вміст лужногідролізованого азоту в верхніх горизонтах ґрунтів коливається від 4,2 мг/100 г ґрунту у примітивному до 14,0 мг/100 г у дерновому розвиненому глейовому ґрунті. Рухомим калієм краще забезпечені гідроморфні ґрунти. За вмістом рухомих форм фосфору ґрунти належать до ґрунтів з низьким і середнім рівнем забезпеченості.

Петрографія крупної фракції. Літологічний аналіз зразків дозволив установити, що більш крупні фракції ґрунту представлені переважно мінералами легкої фракції, в якій переважає кварц (його вміст становить 46,8-100,0%). Зі зменшенням розміру зерен виявляється тенденція до зниження вмісту кварцу та збільшення вмісту польових шпатів. При зростанні ступеня гідроморфності збільшується кількість аморфної форми кремнезему – опалу та потаємно-кристалічної форми ‑ халцедону, а в автоморфних умовах збільшується частка кристалічного кварцу. Серед мінералів легкої фракції зустрічаються також поодинокі кристали глауконіту та глинисто-слюдисті мінерали, зосереджені переважно в дрібних фракціях.

У ґрунтах порівняно мало мінералів важкої фракції ‑ не більше 0,5% від маси

ґрунту, однак їх перелік досить великий. Вони сконцентровані переважно в часточках розміром від 0,25 до 0,01 мм. У фракціях більше 0,25 мм вони присутні лише у вигляді окремих зерен. Серед „важких” мінералів найбільше міститься ільменіту та мінералів групи дістену (11,0 - 42,8 %), дещо менше турмаліну, ставроліту, гранату, епідоту, циркону, рутілу, лейкоксену, анотазу ‑ їх вміст перевищує 1%, а інколи сягає 22%. Серед зазначених мінералів кількість турмаліну та ставроліту зменшується зі зменшенням розміру фракції у всіх ґрунтах. Хроміт, шпінель, група амфіболу, група піроксену, слюди, монацит, хлоритоїд, глауконіт, сфен, пірит, апатит, андалузит, топаз присутні переважно як поодинокі зерна, їх вміст не перевищує десятих долей відсотка.

Петрографічні дослідження відображають літологічну бідність ґрунтів, що унеможливлює класичний глибокий гідроліз алюмосилікатної частини. Незначний вміст залізовмісних мінералів та їх випадковий перерозподіл можуть слугувати джерелом озалізнення та маловираженої in-situ диференціації профілю, інтенсивність вивітрення яких залежить від умов, стійкості та співвідношення мінералів.