Підзолисті грунти тайгово-лісової зони

Основним процесом грунтоутворення в зоні є один із різновидів елювіального – підзолистий. Суть підзолистого процесу полягає в руйнуванні у верхній частині профілю первинних і вторинних мінералів за рахунок їх кислотного гідролізу та виніс продуктів руйнування в нижні горизонти. В найтиповішому вигляді підзолистий процес проходить під хвойним лісом з моховим покривом і при короткочасному перезволоженні.

Теорія утворення підзолистих грунтів розроблялася багатьма вченими. "Підзол" – російське слово, введене В.В.Докучаєвим для позначення грунтів, верхній горизонт яких за кольором нагадує пічну золу. В.В.Докучаєв, П.А.Костичев, М.М.Сибірцев вважали, що підзоли сформувались під впливом перегнійних кислот при участі лісової рослинності. К.К.Гедройц рахував, що дія води на колоїди та мінерали призводить до витіснення іоном Н⁺ з грунту інших обмінних іонів, у результаті чого грунтово-поглинальний комплекс руйнується. Це твердження не справдилось, оскільки Н⁺-іону з води утворюється мало.

В.Р.Вільямс твердив, що причиною підзолоутворення є деревинна рослинність: у лісовій підстилці йде грибний анаеробний процес розкладу, продуктом якого є "кренова кислота", яка руйнує мінерали грунту. Ця гіпотеза містить ряд протиріч, але сам біохімічний підхід до проблеми розвився в подальшому В.В.Пономарьовою, яка і є основоположником сучасної точки зору. Головні тези цієї теорії наступні. Деревинні й мохово-лишайникові залишки накопичуються переважно на поверхні грунту у вигляді лісової підстилки. Вона малозольна, містить багато лігніну, восків, смол, дубильних речовин. Лісова підстилка розкладається в цих умовах переважно грибною мікрофлорою, оскільки вона найменш вимоглива. У результаті дефіциту основ під її дією утворюються органічні кислоти – фульвокислоти й низькомолекулярні. Вони дуже агресивні, в умовах промивного водного режиму попадають у грунт, взаємодіючи з його мінеральними сполуками, руйнують їх на оксиди Si, Fe, A1, лужних і лужноземельних металів. Спочатку з грунту вимиваються розчинні сполуки, а потім і більш стійкі продукти руйнування мінералів, найперше – мулистих. Тому верхній горизонт збіднюється на мул. Крім цього, органічні кислоти з'єднуються з R₂О₃, утворюючи рухомі органо-мінеральні сполуки, які мігрують униз, цим самим верхній горизонт збіднюється на R₂O₃.

У результаті підзолистого процесу під лісовою підстилкою утворюється підзолистий (елювіальний) горизонт з наступними основними ознаками: колір світло – сірий або білястий, збіднений на поживні речовини, мулисті частинки, R₂О₃, має кислу реакцію, сильну ненасиченість основами, безструктурний або пластинчасто-листуватий.

Частина речовин закріплюється нижче елювіального горизонту, утворюючи ілювіальний (І) горизонт. Ілювіальний горизонт збагачений мулистими частинками, R₂О₃ й іншими сполуками, Fe-Mn-конкреціями, органо-мінеральними сполуками у вигляді лакування на гранях структурних відмін, на пісках утворюються ортзанди. В I-горизонті синтезуються вторинні мінерали, він ущільнюється. Багато речовин вимиваються за межі профілю.

 

У цих же умовах може йти й гумусоакумулювання (дерновий процес). Тому ступінь вираження опідзолення залежить від:

- інтенсивності промочування зверху;

- наявності перезволоження й оглеєння;

- характеру материнської породи;

- складу деревних порід.

 

Поряд із опідзоленням в утворенні підзолистих грунтів бере участь лесиваж (ілімеризація). К.Д.Глінка, Ф.Дюшафур, І.П.Герасимов, С.В.Зонн стверджували, що лесиваж протікає з участю менш кислого гумусу і супроводжується переміщенням з верхніх у нижні горизонти мулистих фракцій без їхнього хімічного розкладу. Лесиваж найчастіше є попередником опідзолення, інколи ці два процеси йдуть одночасно. Лесиваж складається з механічного переміщення мулу; диспергації глинистої частини й руху її вниз, утворення органо-мінеральних сполук із залізом і переміщення їх у нижні горизонти. Основними критеріями для діагностики лесиважу є стабільність хімічного складу мулу за профілем (SiО₂:R₂О₃) і наявність "оптично орієнтованої глини": при мікроморфологічному аналізі в ілювіальному горизонті виявляється багато пластинок глини певної орієнтації. Грунти, в яких елювіальний горизонт формується завдяки лесиважу, називаються псевдопідзолами.

Аналізуючи численні праці про формування грунтів з диференційованим профілем на сіалітній корі вивітрювання (підзолистих, дерново-підзолистих, сірих лісових, бурувато-підзолистих тощо), можна зробити висновок, що процес опідзолення й лесиваж одночасно беруть участь в утворенні цих грунтів.

 

Підзолисті грунти належать до групи кислих сіалітних елювіально-ілювіально-диференційованих грунтів з характерним типом профілю: Но+Е+І+Р. Це зональний тип грунтів тайгово-лісової зони, розташовуються вони великими масивами на Західносибірській низовині, в Скандинавії, північній і середній частинах Європи, Великобританії, півдні Південної Америки (Вогняній Землі), Північній Америці (центрі і сході Канади, північному заході США), Австралії (південному сході), Новій Зеландії. На Україні підзоли не виділені. Займають площу на території світу 310 млн. га, на території СНД – 132 млн. га.

 

Клімат: гумідний бореальний, Кз>1, сума опадів 200-600 мм на рік, середньорічна температура складає від +4 до -10°С. Рельєф: рівнинний або плоскогірний, горбисто-хвилястий, тобто різноманітний. Грунтотворні породи: моренні, покривні суглинки та глини, водно-льодовикові, стрічкові глини, елювій і делювій корінних порід, озерно-стародавньоалювіальні – різного гранулометричного складу, добре дреновані, безкарбонатні. Рослинність тайгово-лісова, яка з півночі на південь утворює такі підзони: північну тайгу (мохово-лишайникові розріджені ялинові ліси з домішками берези чи модрини); середню тайгу (високі й густі ялинові та ялицеві ліси з зеленими мохами, домішками сосни, кедру, модрини, дуже заболочені); південну тайгу (хвойні, широколистяні та змішані ліси з добре розвиненим трав'янистим покривом).

Типові підзолисті грунти приурочені, найчастіше, до середньої тайги. Генезис підзолистих грунтів включає Е-І диференціацію профілю – опідзолення, лесиваж, відбілювання.

 

Профіль підзолистого грунту має таку будову (рис. 35):

Нл – слаборозкладена лісова підстилка, 5-10 см;

НлН – перехідний, потужністю 2-3 см, сильно збагачений органічними залишками;

Е – підзолистий, потужністю 2-15 см, білястий чи білясто-сірий, плитчастий, шарувато-плитчастий, лускуватий або безструктурний, пухкий;

І – ілювіальний, яскраво забарвлений у вохристо-бурі, бурі тони, дуже щільний, горіхуватий або призматичний, коричневі глянцеві натічні плівки, потужний. Якщо грунт піщаний, то Е – білий, мучнистий, безструктурний; І – менш розтягнутий, часто щільно зцементований Fe(OH)₃;

Р – материнська порода.

 

Рис. 35. Типовий підзолистий грунт

 

За гранулометричним складом підзолисті грунти, особливо супіщані і суглинкові, різко диференційовані: мінімум мулу – в Е, максимум – в І. На піщаних породах диференціація непомітна або відсутня. Хімічний склад характеризується збідненням Е-горизонту R₂0₃ і збагаченням його SiО₂ (це важлива діагностична ознака підзолистого процесу), горизонт І має зворотні характеристики. Грунти бідні на азот і фосфор. Вміст гумусу малий (1-4%), він зосереджений в НлН-горизонті, різко падає з глибиною, Сгк:Сфк=0,4-0,5. Фізико-хімічні властивості грунтів наступні: ЄП – від 2 до 15 мг-екв, реакція середовища кисла (рН = 3-4), СНО менший 50%, мінімальна ЄП -в елювіальному горизонті, максимальна – в І. Висока величина обмінної кислотності. Фізичні й водно-фізичні властивості залежать від гранулометричного складу материнської породи і вираження підзолистого процесу: грунти безструктурні, максимальна щільність в I-горизонті, в Е може бути верховодка.

 

Серед підзолів підтипи виділяють за наявністю оглеєння(табл. 14).

 

Таблиця 14. Класифікація підзолистих грунтів

 

Підтипи	Роди	Види
Підзолисті Глеєпідзолисті	Звичайні Залишково-карбонатні Ілювіально-залізисті Ілювіально-гумусові	Слабопідзолисті Середньопідзолисті Сильнопідзолисті Підзоли

 

Глеєпідзолисті мають чітко виражене оглеєння переважно верхньої частини профілю: Нл+Egl+I+P, зустрічаються на територіях з сильною заболоченістю.

Роди: залишково-карбонатні бувають як виняток, сформувались на карбонатних материнських породах, закипають в Р або І; ілювіально-залізисті утворились на піщаних породах, характеризуються I_Fe горизонтом яскраво-вохристого забарвлення; ілювіально-гумусові також легкі за гранскладом, мають I_h-горизонт чорного або коричневого кольору, що містить вмиті органо-мінеральні сполуки.

Види виділяються за ступенем опідзолення, тобто за морфологією Е-горизонту: слабопідзолисті – Е плямами; середньопідзолисті – Е суцільний, плитчастий або плитчасто-грудкуватий; сильнопідзолисті – Е плитчастий, розсипчасто-листуватий або лускуватий; підзоли – Е суцільний, мучнистий, білий.

Для підзолистих грунтів характерна низька природна родючість, в основному вони знаходяться під лісами. При розорюванні потребують інтенсивного окультурення, яке включає вапнування, регулярне внесення органічних і мінеральних добрив, правильний обробіток, посів багаторічних трав, звільнення від каменів. Проте цей процес довготривалий.

Дерново-підзолисті грунти

Це Е-І-диференційовані кислі грунти з профілем типу Нл+Н+Е+І+Р. Зональні для південної частини тайгово-лісової зони. У світі вони займають близько 350 млн. га, в СНД – 185 млн. га, в Україні – 2,5 млн. га. В Україні дерново-підзолисті грунти є зональними для Полісся, інколи зустрічаються на борових терасах і стародавніх прируслових валах рік лісостепу й Карпатської гірської області. Великі масиви даних грунтів є в Канаді (центральній і східній частині), США (північному сході), середній та східній Європі, Японії, Далекому Сході Євразії.

 

Клімат зони розповсюдження цих грунтів гумідний бореальний, Кз>1, континентальний або різкоконтинентальний. Рельєф різноманітний – як рівнинний, так і розчленований. Грунтотворні породи – водно-льодовикові, моренні, стародавньоалювіальні, в основному безкарбонатні різного гранулометричного складу. В Україні переважають супіщані. Рослинність – змішані ліси (південна тайга) з трав'янистим покривом.

 

Щодо генезису дерново-підзолистих грунтів, то найбільш розповсюджена теорія полягає в твердженні, що дерново-підзолисті грунти утворились під дією підзолистого та дернового процесів. Ця дія може бути як сумісною, так і почерговою при зміні типу рослинності; Будова цілинного дерново-підзолистого грунту така:

Нл – лісова підстилка потужністю 3-5 см;

Не – гумусово-елювійований, світло-сірий або білястий, потужністю 5-30см, дрібногрудкуватий з горизонтальною подільністю;

Е – підзолистий, у вигляді плям або суцільний, потужністю до 30 см, білястий або зовсім білий, плитчастий, пластинчастий або лускуватий, часто зустрічаються конкреції R(OH)₃ із домішками гумусу й глинистих часток;

І – ілювіальний, темно-бурий (у легких – червонувато-бурий), щільний, грудкувато-призматичний або горіхуватий, потужністю 20-120см, затікання органо-мінеральних колоїдів;

Р – материнська порода.

 

Рис. 36. Дерново-підзолистий грунт

 

Багато грунтів розорано, при цьому їх профіль набуває такого вигляду: Н(е)орн.+Е (Еі)+І+Р. Морфологічно диференціація профілю різкіше проявляється при більш тяжкому гранулометричному складі грунту.

 

Склад і властивості дерново-підзолистих грунтів пов'язані зі ступенем розвитку підзолистого процесу грунтоутворення. Гранулометричний та хімічний склад змінюються по профілю аналогічно вище описаним підзолистим грунтам. Гумусу мало (2-3% в Не), гумусовий профіль регресивно-акумулятивний, тип гумусу гуматно-фульватний (Сгк:Сфк = 0,7-0,9). Фізико-хімічні властивості залежать від гранулометричного складу, породи, ступеня розвитку підзолистого процесу.

Ємність поглинання низька (5-15 мг-екв/100 г грунту), грунти кислі (рН=3,5-5,5), СНО < 75%, типовий склад обмінних катіонів: Са, Mg, H. Бідні на азот і фосфор. Фізичні й водно-фізичні властивості різко змінюються за профілем: щільність, максимальна гігроскопічність найбільші в І- горизонті, а пористість та аерація тут мінімальні, структура грунту нестійка.

 

Дерново-підзолисті глейові зберігають ознаки дерново-підзолистих грунтів та мають чітко виражене оглеєння і оторфовану дернину: H(t)+HEgl+Egl+Igl+PGl.

Види: слабопідзолисті – Е-горизонт являє собою окремі білясті плями або суцільний потужністю до 3 см; середньопідзолисті – Е менший за потужністю від Не; сильнопідзолисті – Е більший від Не.

Серед дерново-підзолистих грунтів, як і серед підзолів, підтипи виділяють за наявністю оглеєння(табл. 15).

 

Таблиця 15. Класифікація дерново-підзолистих грунтів

 

Підтипи	Роди	Види
Дерново-підзолисті Дерново-підзолисті глейові	Звичайні Залишково-карбонатні Ілювіально-залізисті Ілювіально-гумусові	а) за ступенем опідзолення: слабо, середньо- і сильнопідзолисті б) за ступенем гумусованості: малогумусні (< 3%), середньо гумусні (3-5%), високогумусні (>5%) в) за ступенем оглеєння

 

Дерново-підзолисті грунти – найбільш розорані в тайгово-лісовій зоні. Але вони мають низьку родючість і тому потребують окультурення. Воно включає вапнування та удобрення. Особливо проблематичне внесення фосфорних добрив, бо фосфор активно рет-роградується (зв'язується в нерухомі форми). Рекомендується використовувати фосфоритну муку, практикувати місцеве внесення фосфорних добрив. У легких грунтах необхідно застосовувати також калійні й органічні добрива, дуже ефективні сидерати, посів багаторічних трав.

Комплекс заходів щодо окультурювання веде до переважання гумусово-акумулятивного процесу, поліпшення якості гумусу, збільшення вмісту NPK, зменшення кислотності.

Мерзлотно-тайгові грунти

Мерзлотні явища та оглеєння й заболочення відіграють значну роль у північній частині тайгово-лісової зони, сибірській її частині, на півночі Далекого Сходу Росії, північних островах Японії, північно-західній частині Канади. Це зона розповсюдження мерзлотно-тайгових грунтів, що займають 47,7 млн. га.

 

Клімат – бореальний, холодний, середньорічна температура -2 – +10°С, різкоконтинентальний, гумідний, Кз>1. Рослинність світлохвойна тайгова: модрина, чагарникова береза, з ділянками лугової рослинності, мохами, лишайниками. Рельєф різноманітний -як рівнинний, так і розчленований: плоскогір'я, плато, пагорби. Мікрорельєф кріогенний – пагорбково-полігонально-тріщинуватий. Грунтотворні породи різного генезису, переважно суглинкові. Вічна мерзлота на півночі суцільна, на глибині 75-120 см, на півдні – острівна.

 

Грунтотворні процеси мають такий характер: поверхневе накопичення кислого грубого гумусу або навіть торфу, заболочення, оглеєння, кріогенез, слабке опідзолення.

Типова будова профілю мерзлотно-тайгового грунту: Ho+HP(HPGl)+P(PGl), профіль слабо розчленований, часто деформований, буруватого забарвлення. Реакція грунту кисла або слабокисла, СНО < 75%, перерозподілу за валовим складом немає, багато рухомого Fe через його кріогенне підтягування, гумусу 4-7%, він фульватний (Сгк:Сфк = 0,3-0,5), зв'язаний з R₂О₃, має потічний характер, поступово падає з глибиною, ЄП = 1-3 мг-екв/100 г грунту. Грунти недостатньо вивчені.

 

Класифікація цього грунтового типу наведена в таблиці 16.

 

Таблиця 16. Класифікація мерзлотно-тайгових грунтів

 

Підтипи	Роди	Види
Глейомерзлотні Власне мерзлотно-тайгові Мерзлотно-тайгові палеві	Кислі Нейтральні Опідзолені Карбонатні Осолоділі	За ступенем опідзолення За ступенем оглеєння

 

Глейомерзлотні грунти зустрічаються на озерних рівнинах, в депресіях рельєфу під мохово-лишайниковим рідколіссям: To+HPGl+PGl. У профілі включення щебеню, грунти тиксотропні, не опідзолені, кислі, тріщинуваті, деформовані, потужністю не більше 60см. Власне мерзлотно-тайгові грунти утворюються на більш дренованих елементах рельєфу, де відсутній застій вологи, під лісом: H(t)+HP(t)+P, кріогенно деформовані. Палеві грунти зустрічаються на дренованих позитивних елементах рельєфу в умовах холодного ультраконтинентального напіваридного клімату (Центральна Якутія) на пухких, часто карбонатних породах, під лісами: Н+НР+Р, зерниста, порохувата структура, повна насиченість основами, ЄП – до 40 мг-екв.

Тут розвивається оленярство, мисливство, звіроловство, грунти зайняті лісами. Можна використовувати їх для вирощування трав, овочів, кормових культур при внесенні N- і Р- добрив, протиерозійних заходах, теплових меліораціях.

Болотні грунти

Болотні грунти широко розповсюджені на земній кулі в різних природно-кліматичних зонах, але головні їх площі знаходяться в тундрі, бореальних і тропічних лісах на великих водно-акумулятивних рівнинах (площа складає майже 392 млн. га). На Україні площа боліт і заболочених земель становить приблизно 5,5 млн. га,а власне боліт – 1,17 млн. га. Найбільші площі боліт знаходяться в Поліссі, Лісостепу, Карпатському регіоні. Заболоченість території України зменшується, загалом, з північного заходу на південний схід.

Причиною максимального утворення боліт у Поліссі є знижена рівнинна поверхня території, високий рівень залягання грунтових вод (0,2-5м), повільний річковий стік, розтягнуті весняні повені, велика кількість опадів, зменшена сонячна радіація тощо. Великою заболоченістю характеризуються: Нечорноземна зона Росії, Західносибірська низовина, Далекий Схід, Білорусь, країни Прибалтики.

 

Утворення боліт, за В.Н.Сукачовим, може йти двома шляхами: заболоченням суші й заростанням (наростанням) водоймищ.

Заболочення суші відбувається за рахунок, в основному, особливих геоморфологічних умов, поселення специфічної рослинності та дії людини. Серед гідроморфічних умов слід відзначити такий їх комплекс: велика кількість опадів при малій випаровуваності (Кз>1), знижені ділянки місцевості з утрудненим стоком води, рівнини з відсутнім стоком, місця виклинення грунтових вод.

Рослинний фактор відіграє суттєву роль у формуванні боліт. Часто заболочуються лісові хвойні масиви. Це пов'язано з утворенням під хвойною рослинністю щільного І- горизонту як передумови застою вологи. У таких місцях поселяється вологолюбна рослинність, а в кінцевому результаті і сфагнові мохи, які, маючи вологоємність 1500-3000%, сприяють подальшому перезволоженню поверхні грунту й утворенню болота, в надрах якого знаходяться залишки лісової рослинності.

Негативна діяльність людини з вирубки лісу, а також лісові пожежі різко змінюють гідрологічний режим території, сприяючи її заболоченню.

На території України формування болотних грунтів відбувалось переважно завдяки процесам поступового замулення, обміління та заростання (наростання) водоймищ рослинністю.

Заростання властиве водоймам з похилими берегами. Рослини-торфоутворювачі формують концентричні пояси: найглибші ділянки займають водорості, потім – занурені у воду рослини (ряска, тілоріз, рдест), ближче до берега – водяні лілії, очерет, комиш, великі осоки, біля берега – дрібні осоки. Кожен пояс рослинності відкладає на дні водоймища органічні залишки специфічного ботанічного складу. Заповнюючи водойму, ці кільця зсовуються до центру, а шари торфу однакового ботанічного складу утворюють у тілі болота похилені до центру пласти.

На дні водойми осідає велика кількість відмерлих тварин і рослин, планктону. Вони змішуються з мінеральними частками й формують щільну драглеподібну масу – сапропель, потужністю 10-15 см. Він жовтий, сірий, бурий і навіть чорний із зеленкуватим відтінком; поступово ущільнюється, утворюючи сапропеліт і сапропелеве вугілля.

Отже, за 5-100 років водоймище, залежно від його розмірів, може повністю заповнитись органічними залишками й утворитись болото.

Якщо береги водоймища круті й достатньо захищені від вітру, йде наростання на відкриту водну поверхню мохового покриву, поселення на ньому осоки, шейхцерії тощо. Потім розвиваються болотні чагарники. Утворюється так звана сплавина, яка поступово ущільнюється, розростається й вкриває водну поверхню. При цьому таким болотам властиві "вікна" – невеликі ділянки водної поверхні.

 

Утворення боліт, крім оглеєння мінеральної маси, характеризується ще й торфоутворенням – накопиченням на поверхні ділянки напіврозкладених рослинних решток. Причина цього явища – сповільнена їх мінералізація й гуміфікація в умовах надлишкового зволоження й нестачі кисню. В анаеробних умовах утворюються проміжні продукти розкладу у вигляді низькомолекулярних органічних кислот, які ще більше пригнічують життєдіяльність мікроорганізмів, що мінералізують і гуміфікують рослинну масу.

На відміну від гумусоутворення, при торфоутворенні біологічний кругообіг речовин загальмований, зольні елементи й азот слабо залучаються в нові цикли, тому в торфі спостерігається нестача елементів живлення рослин. У більшості випадків постійний анаеробіозис характерний тільки для нижніх шарів торф'яного болота, у верхніх його горизонтах періодично виникають аеробні умови, тому там можуть формуватись горизонти сильно розкладеного торфу (ТН) або навіть мінералізованого (ТС).

Торфоутворювачами можуть бути різні рослини: трави (осока, пушиця, очерет, війник, шейхцерія, рогоза, хвощі, папороті), чагарники (багно, голубиця, підбіл, журавлина, верба), дерева (вільха, береза, сосна, ялина), мохи (білі сфагнові, зелені гіпнові, зозулин льон). Видовий склад рослин-торфоутворювачів характеризується поняттям ботанічний склад торфу. Виділяють за ним такі види торфу й роди торф'яних грунтів: деревинний, деревинно-осоковий, деревинно-моховий, сфагновий тощо. Від ботанічного складу значною мірою залежить здатність торфу мінералізуватись, а значить – і властивості торф'яних грунтів. Найшвидше мінералізуються мохові торфи, най-повільніше – деревинні.

Зольність торфу – процентний вміст в ньому зольних елементів. Порівняно з іншими грунтами, вміст зольних елементів у торфі дуже низький (0,5-20%о), а в мінеральних – 80-99%. Згідно з останньою класифікацією торф'яних грунтів за зольністю вони поділяються на: малозольні (<12% золи); середньозольні (12-30); багатозольні (30-50); мінерально-органічні (50-70); органо-мінеральні (70-85); доцільно також виділити горілий торф (>85%).

Ступінь розкладу торфу – співвідношення між розкладеним органічним матеріалом (темною аморфною масою) і тим, який зберіг свою рослинну клітинну структуру. Визначається морфологічно під мікроскопом: слаборозкладені (5-20%о); середньорозкладені (20-40); гуміфіковані (40-60); перегнійні (60-80); мінералізовані (>80%).

 

Залежно від водного режиму, гідрохімічних умов, характеру рослинності й ботанічного складу торфу, виділяють три типи боліт: низинні, перехідні та верхові. Виникнення цих трьох типів найкраще простежується за еволюцією болота, що утворилось при заростанні водойми. У даному випадку стадії еволюції такого болота збігаються з типами боліт.

Перша стадія еволюції: низинне болото. Потужність торфу не перевищує висоти капілярного підняття грунтових вод і тому в торф надходять води, що містять порівняно високу кількість мінеральних речовин. Розвивається вимоглива до умов мінерального живлення рослинність: злаки, осоки, верба, береза, вільха. При їх розкладі утворюється високозольний торф (7-15%о), часто сильно-розкладений (30-60%), слабокислий або нейтральний, з великим вмістом валового азоту (4%> і більше), фосфору (0,2-0,4%)) – інколи у вигляді вівіаніту.

Друга стадія еволюції: перехідне болото. З наростанням торфовища вверх відбувається відрив його від грунтових вод, головним джерелом поживних речовин стають дощ, пил. Отже, погіршується поживний режим, злакова рослинність замінюється менш вимогливими пушицею, шейхцерією, гіпнумом, болотною сосною. На купинах ростуть багно, підбіл, вереск, голубиця. Проходить підкислення середовища, зменшується зольність, кількість фосфору тощо.

Третя стадія еволюції: верхове болото. Йде подальше нарощування шару торфу, він повністю відривається від грунтового живлення. У торфовищі розвивається промивний водний режим, спостерігається виніс зольних елементів із нього, накопичуються Fe, A1. Серед рослинності панують мохи. Зольність, ступінь розкладу незначні. Верхове мохове (сфагнове) болото – завершальна стадія його розвитку. В центрі нього може виникнути опуклість із моху висотою до 5 м.

Отже, типи боліт значно залежать від умов їх мінерального живлення. При заболоченні суші, залежно від хімічного складу води та ТВЖ, також можуть виникати різні типи боліт. При заболоченні атмосферними водами безкарбонатних легких порід, що підстилаються важкими, поселяються мохи й утворюються болота верхового типу. При заболоченні жорсткими грунтовими водами, які містять велику кількість мінеральних сполук, розвивається різноманітна рослинність і утворюються низинні болота. Аналогічні виникають також при заболоченні алювіальними водами. Далі вони можуть переростати в перехідні й верхові.

 

Болотний грунт – продукт розвитку специфічного ландшафтного утворення – болота.

 

Болотний грунт – це верхній шар болота, в якому спостерігаються змінні окисно-відновні процеси, тобто це його "діяльний" шар, утворений за рахунок торфоутворення і (рідше) оглеення.

 

Класифікація болотних грунтів в Україні досить детально розроблена. Типи болотних грунтів виділяються за типом боліт, на яких вони утворились: верхові, перехідні, низинні (табл. 17). В Україні переважають низинні торф'яні грунти (95%).

 

Таблиця 17. Класифікація болотних грунтів

 

Типи	Підтипи	Роди	Види
Верховий Перехідний Низинний	Мінеральний Мулувато-глейовий Торф'янисто-глейовий Торф'яно-глейовий Торф'яний неглибокий Торф'яний середньоглибокий Торф'яний глибокий Торф'яний надглибокий Перегнійно-глейовий	а)карбонатний залізистий вівіанітовий засолений   б)моховий трав'янистий дерев'янистий їх комбінації	а)слаборозкладений (5-20%) середньорозкладений (20-40%) муміфікований (40-60%) перегнійний (60-80%) мінералізований (>80%)   б)малозольний середньозольний багатозольний мінерально-органічний органо-мінеральний горілий

 

Типи відрізняються багатьма властивостями. Головною причиною цього є характер мінерального живлення: верхові й перехідні – бідні, бо джерелом мінеральних речовин є малозольні рослини, атмосферні опади й пил, а низинні – порівняно багаті, бо живляться переважно грунтовими й намивними водами. Порівняльна характеристика фізико-хімічних та фізичних властивостей цих грунтів буде наведена нижче.

Підтипи болотних грунтів виділяються за потужністю торфового горизонту. Цей показник головний для польової діагностики болотного грунту.

 

Мінеральний болотний грунт. Для нього характерна сильне оглеєння всього профілю, багато напіврозкладених залишків болотної рослинності, розвинена гумусована частина:

Ho(t) – оторфований горизонт землистої гумусованої маси, потужністю від 0 до 10 см;

HGl – гумусовий, глейовий, темно-глянцевий, безструктурний або крупнобрилистий, в'язкий, іржаво-вохристий, від 10 до 30 см;

HPGl – перехідний, сильно оглеєний, світліший від попереднього, в'язкий, з багатьма бурими плямами, від 30 до 80 см;

PGl – материнська порода, в'язка, з включеннями вівіаніту.

 

Мулувато-глейовий грунт. Утворюється в мілководдях, на сапропелі, мулі, характеризується слабооторфованою підстилкою потужністю до 10 см.

 

Торф'янисто-глейовий грунт має потужність Т до 30 см.

 

Торф'яно-глейовий – потужність Т від 30 до 50 см:

Т₁ (0-18 см) – середньорозкладений торф, мохово-осоковий, переплетений корінням, середньозольний, по ходам коренів – іржаві плями залізистих сполук;

Т₂ (19-49 см) – слаборозкладений торф, мохово-осоково-комишовий, плитчастий, мінеральні прошарки, раковини молюсків;

PGl (49-115 см) – алювіальний суглинок, глейовий, сизувато-білий, з іржавими плямами, в'язкий, зустрічаються не розкладені залишки осоки, рогози, очерету.

 

Торф'яні грунти: неглибокий – Т=50-100 см, середньоглибокий – Т=100-200 см, глибокий -7=200-400 см, надглибокий – Т більше 400 см.

Опис типового торф'яного середньоглибокого грунту (рис. 37):

Т₁ (0-20 см) – верхній темно-бурий, добре розкладений, переплетений дрібними коренями, зернистий, перехід ясний;

Т₂ (21-55 см) – середньорозкладений торф, плитчастий, збагачений раковинами, рідко зустрічається вівіаніт, Fe-Mn-стягнення, перехід поступовий;

Т₃ (55-160 см) – слабко розкладений осоко-во-комишовий торф, раковини, плитчастий, перехід різкий;

PGl (глибше 161 см) – білясто-сизий луговий мергель.

 

Рис. 37. Болотний низинний торф'яний грунт

 

Перегнійно-глейовий грунт. Найчастіше – це давно освоєні торф'яні грунти з добре розкладеним і мінералізованим верхнім горизонтом, під яким може бути Т або перехід до материнської породи: HT+HPgl+PGl або HT+T₁+T₂+PG1.

Роди болотних грунтів виділяють за якісним складом золи: карбонатні (закипають); залізисті (Fe₂O₃>6%); вівіанітові (Р₂O₅>0,7%); засолені (водорозчинних солей >0,6%), а також за ботанічним складом.

Як за будовою профілю, так і за властивостями, болотні органогенні грунти різко відрізняються від мінеральних (і болотних, і автоморфних). Головна відмінність, що визначає всі властивості, – переважання в складі їх твердої фази органічної речовини у вигляді торфу (до 95%). А сам торф, як органічна маса, має специфічні властивості, що і надає оригінальності торф'яним грунтам. Для органічної маси характерний високий ступінь дисперсності, що є причиною великої питомої поверхні твердої фази, а звідси – високої вологоємності (наприклад, гігроскопічність складає 20-30%), великої ЄП (до 120-140 мг-екв).

У зв'язку з переважанням органічної маси в складі твердої фази болотні органогенні грунти характеризуються малим вмістом мінеральних речовин, особливо важливих з агрохімічної точки зору Р і К. Азоту в торф'яних грунтах, на відміну від мінеральних, багато, але він знаходиться в недоступній органічній формі. Хоча органічної речовини багато, гумусу в її складі відносно мало – максимум 20-30%, у його складі переважають фульвокислоти. У зв'язку з високою вологоємністю і порівняно низькою вологопроникністю, природна вологість цих грунтів складає 85-95% від об'єму. Невелика теплопровідність і значна теплоємність органічної речовини роблять ці грунти "холодними", вони швидко замерзають і повільно розмерзаються.

Властивості торф'яних грунтів значною мірою залежать від зольності й ступеня розкладу торфу. Тому типи торф'яних грунтів мають досить суттєві відмінності (табл. 18). Зольність торфу низинних боліт – до 25%, верхових – ледве досягає 5%. Кислотність пов'язана з вмістом зольних елементів: верховий торф має високу кислотність, а реакція низинного торфу слабокисла або нейтральна й навіть слаболужна при зволоженні жорсткими водами. Торф відрізняється високою ЄП, але СВО варіює в широкому діапазоні: від 15-20% у верховому до 70-80% і більше у низинному. Вологоємність низинних торф'яників значно нижча у зв'язку з більшим ступенем розкладу та зольністю, за цією ж причиною виникає різниця у показниках щільності та щільності твердої фази (верхові – значно менше одиниці, низинні – дещо більше одиниці).

 

Таблиця 18. Хімічний склад і фізичні властивості торф'яних грунтів

 

 

Показники	Типи торф'яних грунтів
верхові	перехідні	низинні	низинні староорні
Ступінь розкладу (%) Зольність(%) рН водний Щільність (г/см) ПВ (%) N заг.(%) Р2О5 (%) К2О (%)	5-30 1,3-5,8 2,6-4,2 0,04-0,08 600-1200 0,5-2,0 0,03-0,25 0,01-0,10	10-50 5,0-10,0 3,0-5,3 0,11-0,16 500-950 1,4-2,5 0,03-0,35 0,02-0,20	15-60 7,5-17,0 4,8-7,0 0,10-0,25 400-870 1,6-4,0 0,10-0,40 0,05-0,25	30-75 11,0-23,0 6,0-7,0 0,20-0,30 260-450 3,0-4,4 0,15-0,45 0,10-0,25

 

У процесі розкладу змінюються й морфологічні властивості торфу. Розклад торфу відбувається в результаті фізичного розпаду відмерлих частин рослинності, перегнивання та окиснення. Утворюються різноманітні сполуки розкладу, і торф із відносно світлого волокнистого перетворюється в землисту одноманітну масу. Вологість низинного торфу в природних умовах складає 86-90% об'єму, верхового – 90-94%, що пояснюється дуже пухкою будовою й великою пористістю його. Зі збільшенням ступеня розкладу торфу підвищується його щільність, зменшуються пористість і водоутримувальна здатність, запас недоступної вологи й водопроникність.

Дуже сильно змінює властивості болотного органогенного грунту його осушення й сільськогосподарське використання: посилюються аеробні процеси, прискорюється мікробіологічний розклад. Загалом, зміни торф'яного покладу в цьому випадку відбуваються у два етапи: 1) просадка поверхні – суто фізичний процес за рахунок відводу надлишку води; 2) осідання – це втрати від розкладу й мінералізації. Далі ці два процеси з'єднуються, відбувається "спрацювання" торфу, що призводить до інтенсивного зменшення потужності його, збільшення щільності, ступеня розкладу, зольності, рН, вмісту Р та К, зменшення вологоємності (див. табл. 18). Різко змінюється водний режим – від водонасиченого до промивного й навіть періодично випітного, загалом погіршується температурний режим. Профіль осушеного грунту в результаті зміни грунтотворного процесу ділиться на дві частини: верхню, діяльну, та нижню – із вихідними режимами та властивостями.

 

Торф'яні грунти в природних умовах малопродуктивні. Завдяки меліорації й правильному використанню вони перетворюються в родючі Грунти. Загалом, існує два шляхи використання торф'яних грунтів:

1) Торф використовують як добриво. Тут можливі такі варіанти: а) безпосереднє внесення торфу в грунт, що, з точки зору грунтознавства, нераціонально, оскільки торф швидко мінералізується, служить в основному тільки джерелом азоту й суттєво не покращує властивості грунту; б) торф використовують як підстилку для великої рогатої худоби. Краще з такою метою використовувати верховий торф, що має високу поглинальну здатність. Отриманий торф'яний гній є цінним добривом; в) використовувати торф для виготовлення компостів. Для цього до торфу додають вапно, золу, фосфорні добрива.

2) Болотний торф'яний грунт використовують як земельний фонд. У даному випадку треба мати на увазі ряд серйозних проблем, які при цьому виникають. Торф'яні грунти потребують забезпечення двостороннього регулювання водного режиму при їх меліорації для того, щоб попередити надмірний