Грунти суббореальних степових областей

На схемі грунтово-географічного районування світу виділено дві грунтові області суббореальних степів – Північноамериканську і Євразійську. В межах кожної області виділяють три грунтові зони:

- зону Лісостепу сірих лісових грунтів, чорноземів опідзолених, вилугуваних і типових.

- зону Степу чорноземів звичайних і південних;

- зону Сухого Степу каштанових грунтів.

Грунти зони Лісостепу

Сірі лісові грунти

Ці грунти зональні для суббореальних Лісостепів, як виняток зустрічаються в Поліссі України (на лесових островах), в північних районах степу, у Євразії утворюють вузьку перервану смугу, яка включає північну Молдову, Україну, Росію, Казахстан, Східний Сибір і тягнеться аж до Байкалу; невеликі масиви є в інших країнах східної Європи, в Канаді, США.

Умови грунтоутворення: клімат помірний (суббореальний), континентальний, субгумідний (Кз ~ 1), тип водного режиму – періодично-промивний, рельєф частіше хвилясто-горбистий, рідше – рівнинний; грунтотворні породи переважно карбонатні – лесоподібні суглинки, лес, рідше – покривні суглинки, морена, рослинність – широколистяно-трав'янисті ліси, що чергуються з трав'янистими ділянками, в минулому зайнятим лісом. Зараз більшість території розорана.

Ще в XIX ст. обговорювалось декілька гіпотез щодо походження сірих лісових грунтів. В.В.Докучаєв вперше виділив їх як грунтовий тип, вважав самостійними лісовими грунтами, не виключаючи й іншого шляху їх утворення – опідзолення чорноземів. С.Г.Коржинський писав, що сірі лісові грунти утворюються з чорноземів в результаті поселення лісу як більш стійкої рослинної формації. Подібну гіпотезу також підтримував А.І.Набоких – сірі лісові грунти є поступовим переходом між чорноземами й підзолистими грунтами. Проти виступив В.Р.Вільямс, його підтримали В.І.Талієв, П.М.Крилов: сірі лісові грунти утворились із дерново-підзолистих при вирубці лісів, поселенні лугово-степової чи культурної рослинності. Подальші дослідження підтвердили правильність поглядів В.В.Докучаєва про генетичну самостійність цих грунтів, а решта гіпотез має обмежене значення, пояснюючи їх формування на межі двох рослинних формацій і, можливо, утворення темно-сірих лісових грунтів.

Згідно з сучасними уявленнями, які найбільш повно висловив Б.П.Ахтирцев, сірі лісові грунти утворились під широколистяними лісами в післяльодовиковий період, коли лесові породи почали поступово вкриватись лісом, під впливом таких основних процесів: гумусонакопичення, біологічної акумуляції зольних речовин, вилуговування карбонатів і легкорозчинних солей, міграції гумусових речовин і продуктів розкладу мінералів, лесиважу. Тобто, узагальнюючи, проявляються дерновий, дуже загальмований підзолистий процеси та лесиваж. Таке співвідношення процесів пов'язано з низкою факторів. Перший – характер біологічного кругообігу речовин під широколистяним лісом. Впливають також умови проходження гуміфікації рослинних залишків, ослаблення промивання грунту атмосферними опадами, карбонатний характер материнської породи. На поверхню грунту щорічно надходить від 70 до 90 ц/га рослинного опаду, багатого N та зольними елементами, який швидко розкладається в умовах аеробіозису, сприятливого теплового режиму з утворенням складних гумусових речовин. Вони нейтралізуються Са, який міститься як в рослинному опаді, так і в материнській породі. Тому кислотний гідроліз мінералів слабкий, порівняно незначна й міграція продуктів їх руйнування по профілю. Інтенсивність опідзолення залежить від гідротермічних умов і збільшується з півдня на північ та зі сходу на захід України, тому що в цьому напрямку зростає інтенсивність промивання грунту, тривалість періоду розкладу органічних залишків. У результаті зменшується кількість гумусу, потужність гумусованого горизонту, проте збільшується потужність і морфологічне вираження опідзоленого.

 

Класифікація сірих лісових грунтів наведена в таблиці 22.

 

Таблиця 22. Класифікація сірих лісових грунтів

 

Типи	Підтипи	Роди	Види
Сірі лісові   Сірі лісові глейові	Світло (ясно)-сірі   Сірі   Темно-сірі	Звичайні Залишково-карбонатні Буруваті Реградовані Мочаристі Контактно-лугуваті З другим Н-горизонтом	а) за глибиною закипання, см: високо закипаючі (вище 100) глибоко закипаючі (нижче 100) б) за потужністю гумусованого профілю, см: потужні (>40) середньопотужні (20-40) малопотужні (<20) в) за ступенем оглеєння

 

Профіль цілинного сірого лісового грунту має в загальному вигляді таку будову (рис. 42):

Нл – лісова підстилка потужністю 2-3 см;

НЕ (Не) – гумусово-елювіальний, бурувато-сірий, пухкий, горіхувато-грудкуватий, присипка SiО₂;

[Eh] – підзолистий, слабкогумусований, білястий, плитчастий, пухкий, присутній тільки у світло-сірих лісових грунтах;

Іе (ІН в темно-сірих) – ілювійований, перехідний, багато присипки SiО₂, горіхуватий;

І (Ih в темно-сірих) – ілювіальний, темно-бурий, дуже щільний, призмоподібний, органо-мінеральне лакування, вмита присипка SiО₂;

Рк – материнська порода, найчастіше – лесоподібний суглинок, бурно кипить, безформенно-грудкувата, пухка, трубочки СаСО₃.

 

Рис. 42. Сірий і темно-сірий лісовий грунт

 

За зовнішнім виглядом дуже подібні до дерново-підзолистих грунтів, але відрізняються карбонатністю материнської породи, меншою потужністю Е-горизонту (до 10-20 см). Сірі лісові глейові утворюються на ділянках з підвищеним зволоженням (у западинах, на слабко дренованих плоских вододілах). Відрізняються наявністю ознак перезволоження в профілі. Підтипи сірих лісових грунтів відрізняються як за будовою профілю, так і за властивостями (табл. 23). Світло-сірі лісові мають найсильнішу опідзоленість: Нл+НЕ+Е(h)+І+Рк; сірі лісові: Нл+НЕ+І+Рк; темно-сірі: Нл+Не+НІ+РІ+Рк.

 

Таблиця 23. Порівняльна характеристика підтипів сірих лісових грунтів

 

 

Показники	Підтипи
світло-сірі	сірі	темно-сірі
рНсол.	4,3-4,5	4,6-5,2	5,2-6,4
СНО,%	59-63	64-75	76-96
Гумус,%	1,5-3,0	3,0-4,0	4,0-6,0
Глибина закипання, см	150-180	140-160	120-140

 

За гранскладом спостерігається чітка диференціація за Е-І типом, максимальна у світло-сірих лісових. Добре виражена диференціація за хімічним складом. Важливою діагностичною ознакою є вміст гумусу, кількість якого різко зменшується з глибиною, особливо у світло-сірих. Тип гумусу у світло-сірих – гуматно-фульватний, а в темно-сірих – гуматний. Грунти загалом кислі, але темно-сірі мають слабокислу реакцію середовища. У складі обмінних катіонів переважають Са та Mg, водню та алюмінію досить мало. Фізичні властивості сірих лісових грунтів несприятливі, оскільки в складі гранулометричних фракцій багато пилу, тому грунти запливають, утворюється кірка.

 

Роди: залишково-карбонатні – утворились на продуктах вивітрювання щільних карбонатних порід; буруваті – розвиваються в Передкарпатті, на Прут-Дністровському межиріччі під буково-грабовими трав'янистими лісами, на лесоподібних, проте сильно вплутуваних породах. Переважно безкарбонатні, мають буруватий відтінок, ознаки переміщення колоїдів виражені слабкіше, відсутня горіхувата структура; реградовані – спостерігаються ознаки підняття карбонатів при збереженні первинної будови профілю; мочаристі -розташовані на перезволожених ділянках; контактно-лугуваті – розвиваються на двочленних материнських породах, на контакті яких спостерігаються ознаки оглеєння; з 2-м гумусовим горизонтом – нижче Не знаходиться реліктовий Н-горизонт, що переходить в І.

Зона лісостепу характеризується інтенсивним землеробством, її розораність складає 75-80%, вирощують всі районовані сільськогосподарські культури. Сірі й світло-сірі лісові грунти мають понижену родючість через малий вміст гумусу, азоту, погану структуру. Треба вносити органічні та мінеральні добрива, вапнувати, використовувати травосіяння, накопичувати та зберігати вологу, боротися з водною ерозією.

Чорноземи Лісостепу

Чорноземи – багаті темнозабарвлені гуматним гумусом грунти, насичені основами, із зернистою або грудкуватою структурою, що не мають ознак сучасного перезволоження і сформувались під багаторічною трав'янистою рослинністю в континентальному суббореальному поясі.

 

Чорноземи розповсюджені на материках північної півкулі. В Україні вони утворюють широку чорноземну смугу в межах лісостепової та степової зон, яка тягнеться з заходу на схід через усю територію країни, займаючи площу 27,8 млн. га (лісостеп – 11,3 млн. га, степ – 16,5). На території СНД чорноземи також утворюють смугу, що починається в Молдові, а потім прямує через Україну, південну Росію (Воронезька, Курська області, Ставропольський та Краснодарський краї), північний Казахстан до Алтаю, площею ~180 млн. га. У світі площа чорноземів складає ~314 млн. га, це 2% суші: центральна Європа (Німеччина, Польща, Румунія, Угорщина, Чехія, Словаччина, схід Австрії), центральна частина Північної Америки (південь Канади – провінція Манітоба, північні регіони центральних штатів США – Міннесоти, Міссурі, Дакоти, Арканзасу, в межах Великих рівнин).

 

Умови грунтоутворення в зоні розповсюдження чорноземів характеризуються наступною сукупністю факторів. Клімат суббореальний, континентальний, слабоаридний, сезонно контрастний. Сума опадів складає від 350 до 500 мм на рік, Кз = 0,6-1,1, тип водного режиму непромивний. Рельєф різноманітний – у степу рівнинний з добре вираженим мікрорельєфом, у лісостепу – горбисто-хвилястий. Грунтотворні породи переважно леси та лесоподібні суглинки, рідко – елювій вапнякових порід та щільні глини. Щодо останніх питання залишається спірним. Майже всі породи карбонатні, інколи засолені. Чорноземи утворюються під густою трав'янистою степовою рослинністю з потужною кореневою системою. У чорноземній зоні спостерігається явно виражена зональність рослинного покриву. Так, для лісостепу характерне чергування широколистяних лісів з ділянками лучної рослинності, які раніше були зайняті ковилою, типчаком, костром тощо.

 

Чорноземи стали об'єктом досліджень ще до початку зародження грунтознавства. М.В.Ломоносов у 1763 р. у трактаті "Про шари земні писав": "Чорноземи утворились від зігниття тваринних і рослинних тіл^:з часом..." У додокучаєвський період існувало цілий ряд гіпотез щодо утворення чорноземів:

 

Гіпотеза морського походження. Ак. П.С.Паллас (1779) та ак. А.Петцгольд стверджували, що чорноземи утворились з морського мулу та перегнилих мас очерету й іншої рослинності при відступі Чорного та Каспійського морів. Англійський вчений Р.Мурчісон (1840) вважав, що чорнозем – продукт перевідкладення льодовиковими водами чорної морської глини.

 

Гіпотеза болотного походження. Геолог фон Кваллен вважав, що чорноземи утворились із подрібненого матеріалу торфових боліт та рослинних залишків, принесених льодовиковими потоками з півночі, які змішались з мінеральним мулом. Академіки Е.І.Ейхвальд та М.Д Борисяк висунули гіпотезу про виникнення чорноземів при поступовому обсиханні боліт.

 

Гіпотеза рослинно-наземного походження чорноземів. Адептом цієї гіпотези, що переросла в теорію, був Ф.І.Рупрехт (1866), який, розвиваючи ідеї М.В.Ломоносова, стверджував, що чорноземи – результат поселення трав'янистої рослинності й накопичення перегною в верхніх шарах породи.

Але тільки в праці В.В.Докучаєва "Російський чорнозем" (1883) уперше були сформульовані основні наукові ідеї про генезис чорноземних грунтів. Автор виділив чорнозем як окремий грунтовий тип, що утворився в результаті зміни материнських порід під впливом степової рослинності та клімату.

 

Теорію рослинно-наземного походження чорноземів розвивали П.А.Костичев, який розкрив роль кореневої системи трав'янистої рослинності в чорноземоутворенні; В.Р.Вільямс, що вивчав роль лугової степової рослинності в утворенні перегною та цілий ряд інших вчених. Сучасна точка зору в найбільш узагальненому вигляді фіксує проходження при чорноземоутворенні таких найголовніших процесів:

1. Дернового, що йде з максимальною інтенсивністю. Суть його, як відомо, полягає в акумуляції гумусу, поживних речовин та утворенні агрономічно цінної водостійкої структури. Максимальний прояв цього процесу в даному типі грунту пояснюється рядом причин. Перша – особливості біологічного кругообігу речовин під трав'янистою рослинністю в лісостепу та степу – він дуже потужний та інтенсивний. Щорічно з відмерлими частинами рослин у грунт попадає практично та ж кількість поживних речовин, що була використана на приріст біомаси, опад складає 100-200 ц/га, він високозольний (7-8%), містить багато N (1-1,4%). Причому більша частина рослинних решток, а разом з ними і поживних елементів, повертається не на поверхню грунту, а безпосередньо в нього, тому що 40-60% степової рослинності складає їх коренева маса. Другою причиною є особливості гідротермічного режиму в суббореальному лісостепу та степу. Він характеризується чергуванням коротких періодів оптимального зволоження грунту з досить тривалими засушливими або холодними. У перші періоди (весною та восени) активно йдуть процеси розкладу, гуміфікації та мінералізації органічних решток, а в другі (літо та зима) – закріплення утворених гумусових речовин у грунті, ускладнення їх будови. Третя причина інтенсивного дернового процесу – насиченість грунту Са, джерелами якого є високозольна рослинність, карбонатна материнська порода. Це призводить до нейтралізації гумусових кислот, утворення стійких органо-мінеральних сполук та водостійкої структури. Четвертою причиною є надзвичайно велика в недалекому минулому роль гризунів, які активно перемішували грунт, збагачуючи верхні горизонти карбонатами, що підсилювало дерновий процес грунтоутворення.

2. Міграції гідрокарбонату кальцію в профілі. Цей процес забезпечує високу ступінь насиченості колоїдів кальцієм, формування гуматно-кальцієвого гумусу, нейтральну та слабо лужну реакцію середовища – а це, як відомо, головні умови оптимального проходження дернового процесу грунтоутворення. Міграція карбонатів визначається характером водного, теплового та газового режимів чорноземів. Вона найяскравіше йде в лісостепу, який вирізняється періодично промивним типом водного режиму. З водою виносяться вниз розчинні речовини та Са(НСО₃)₂ Але вміст останнього весною в грунті невеликий, адже в цей період низькі температури – біологічна активність пригнічена, в грунтовому повітрі мало СО₂, тому розчинність СаСО₃ низька, винос Са(НСО₃)₂ з карбонатного горизонту невеликий. Влітку в чорноземах переважають висхідні потоки води. Вони менш інтенсивні, ніж низхідні весною, зате вміст Са(НСО₃)₂ в грунтовому розчині значний. Він повертається назад у карбонатний горизонт. Цими процесами підтримується існування вказаного горизонту, високий вміст Са в грунтовому розчині та у твердій фазі. Степові чорноземи характеризуються менш інтенсивною міграцією карбонатів, винос їх слабкий. Загалом максимальна амплітуда коливань лінії карбонатів становить 10-20 см.

 

Найбільш сприятливі умови для чорноземоутворення складаються в південній частині лісостепової зони, де утворюються типові чорноземи та на півночі степу, де розповсюджені чорноземи звичайні. На південь від указаних підзон збільшується дефіцит вологи, зменшуються кількість рослинного опаду та глибина кореневої системи, внаслідок чого зменшується потужність гумусового профілю й кількість гумусу. На північ, навпаки, кількість вологи збільшується, зростає вилуговування лужноземельних катіонів, Са, тому починає розвиватись опідзолення – кількість гумусу також зменшується. Із заходу на схід збільшується континентальність клімату, збільшуючи в чорноземах кількість гумусу та зменшуючи потужність гумусованого горизонту при стабільних загальних запасах гумусу в профілі. Будова профілю чорнозему в найтиповішому вигляді така (рис. 43):

Не – степова повсть;

Н – гумусовий, темно-сірий горизонт, зернистий, пухкий, перехід поступовий;

Нр – верхній перехідний, темно-сірий, дещо світліший за попередній, з плямами, кротовинами, грудкувато-зернистий, перехід поступовий;

Рhк – нижній перехідний, сірувато-бурий до палевого, язики і затікання гумусу, кротовини, грудкуватий, переважно карбонатний, перехід поступовий;

Рк – материнська порода, переважно палевий пухкий карбонатний лес.

 

Рис. 43. Чорнозем типовий

 

Незважаючи на те, що чорноземи добре вивчені, деякі питання їх систематики залишаються дискусійними. У наш час найпоширеніша класифікація грунтового інституту ім. В.В.Докучаєва (1977), хоча в ній є деякі протиріччя (табл. 24). Поділ на підтипи проводиться відповідно з природною зональністю чорноземів на Руській рівнині, де з півночі на південь більш-менш закономірно простежується їх зміна: опідзолені, вилугувані, типові.

Типова будова профілю чорноземів описана вище, але кожен з підтипів має певні морфологічні особливості. Опідзолені чорноземи особливо часто зустрічаються в західному лісостепу на високих добре дренованих вододілах. Головна морфологічна ознака – наявність білястої присипки в нижній частині Н, де виділяється самостійний опідзо-лений горизонт Н(е), під яким залягає буруватий Нр(і) із зачатками горіхуватої структури, незначним лакуванням граней структурних відмін, гумусовими примазками, присипкою SiO₂ Карбонати вимиті аж у материнську породу, де знаходяться у вигляді журавчиків, часто грунт взагалі не закипає у зв'язку з сильною вилугуваністю.

 

Таблиця 24. Класифікація чорноземів Лісостепу

 

Підтипи	Роди	Види
Опідзолені Вилугувані Типові	Звичайні Слабодиференційовані Глибокозакипаючі Безкарбонатні Карбонатні Залишково-карбонатні Міцелярно-карбонатні Солонцюваті Осолоділі Глибинно-глеюваті Злиті Неповнорозвинені	а) надпотужні (>120 см) потужні (80-120) середньо потужні (40-80) малопотужні (25-40) дуже малопотужні (<25 см)   б) тучні (>9%) середньогумусні (6-9) малогумусні (4-6) слабогумусні (<4%)

 

Вилугувані чорноземи також лісостепові грунти. За морфологічними ознаками займають проміжне положення між опідзоленими й типовими. Відсутня елювіально-ілювіальна (Е-І) диференціація профілю, тобто не спостерігається присипки та ознаки ілювійованості, але карбонати вимиті глибоко (глибше 60 см), найчастіше – в нижній перехідний горизонт.

Типові чорноземи. Зустрічаються в південній частині лісостепу. Мають найхарактерніші морфологічні ознаки чорноземів: потужний гумусований профіль (>80 см), неглибоке залягання карбонатів (у верхньому перехідному горизонті або в його нижній частині), Е-І перерозподіл відсутній, СаСО₃ у вигляді псевдоміцелію або трубочок.

 

За гранулометричним складом чорноземи переважно суглинкові, у більшості підтипів відсутні помітні зміни мулистої фракції за профілем, лише в опідзолених існує невеликий її перерозподіл. Хімічний склад чорноземів характеризується рівномірним розподілом SiО₂ та R₂О₃ за профілем, за винятком опідзолених. У Н-горизонті акумулюються N, P, S та інші біофільні елементи, більшістю грунти вилугувані від водорозчинних сполук. Гумусу в чорноземах багато, до 12%, гумусовий профіль прогресивно-акумулятивний, склад гумусу гуматний, гумусові кислоти високо конденсовані, переважають їх фракції, пов'язані з Са, майже цілком відсутні вільні фульвокислоти. Максимальний вміст гумусу в чорноземах типових, на північ та на південь від зони їх розповсюдження кількість гумусу зменшується (табл. 25).

 

Таблиця 25. Порівняльна характеристика підтипів чорноземів Лісостепу

 

Підтипи чорноземів	Гумус, %	Сгк/Сфк	рН	Склад ввібраних катіонів	ЄП, мг-екв/100 г грунту	СНО, %	Потужність Н+НР, см
Опідзолені Вилугувані Типові	5-12 5-10 7-12	1,5-2,0 1,5-2,0 1,5-3,0	5,5-6,5 6,5-6,8 ~7	Са, Mg, H Са, Mg, (H) Са, Mg	30-45 40-50 45-60	~90 93-98	30-70 40-80 60-130

 

Фізико-хімічні властивості чорноземів відмінні. Ці грунти мають потужний грунтово-поглинальний комплекс з великою ЄП (30-70 мг-екв), СНО коливається від 93 до 100%, ГПК майже повністю насичений Са та Mg, реакція середовища близька до нейтральної, нейтральна або слаболужна, висока буферність. Фізичні та водно-фізичні властивості чорноземів добрі, консистенція нещільна, висока вологоємність, добра водопроникність. Щільність твердої фази складає 2,4 г/см куб у Н-горизонті й збільшується до 2,7 г/см куб у материнській породі. Щільність грунту 1,0-1,6 г/см куб, пористість 55-60%.

Чорноземи мають оптимальний тепловий режим: добре поглинають енергію сонця, довго зберігають тепло. У західних провінціях вони практично не промерзають, дуже теплі, на північ і на схід тривалість промерзання збільшується, зате зменшується довжина теплого періоду. Водний режим чорноземів сприятливий для процесу гумусоакумуляції, але з точки зору їх сільськогосподарського використання є основним лімітуючим фактором родючості. Чорноземна зона характеризується нестабільним або недостатнім зволоженням. У формуванні водного режиму можна виділити два періоди:

1 – висушування грунту, яке спостерігається влітку та на початку осені;

2 – промочування грунту з перервою на промерзання з осені до весни.

 

У чорноземах лісостепу тип водного режиму періодично промивний. Поживний режим чорноземів оптимальний: дуже високий вміст валових їх форм, основна частина N знаходиться в органічній формі, але легко вивільняється при мінералізації, багато рухомого фосфору.

Чорноземна зона найбільш освоєна, у ній вирощуються всі районовані сільськогосподарські культури, особливо ефективно ці грунти використовуються під зернові високої якості, соняшник, цукровий буряк.

Чорноземи – потенційно найродючіші грунти. Головною проблемою їх використання є несприятливий водний режим, тому велике значення має система накопичення та зберігання вологи в грунті, створення лісосмуг, снігозатримання і т.п. Важливим заходом є боротьба з водною (в лісостепу) та вітровою (в степу) ерозією, дотримання правильних сівозмін, насичених грунто-зберігаючими культурами; введення чистих парів, безполицевого обробітку грунту. Хоча грунти добре забезпечені поживними речовинами, внесення мінеральних добрив – умова одержання високих урожаїв. Важливо вносити органічні добрива, щоб зберегти стабільну кількість гумусу, водно-фізичні властивості.

При сільськогосподарському використанні дещо змінюється грунтотворний процес: розмикається біологічний кругообіг, значно зменшується кількість рослинного опаду, особливо підземного, тому грунти одержують значно менше органічної речовини, N, Ca, P, К та інших елементів. Зменшується кількість мікрофлори, слабкіше йде оструктурювання, зменшується (і значно) кількість гумусу.

Чорноземи степу

Степ у недавньому минулому чітко розділявся на три підзони: північна частина з різнотравно-ковильно-типчаковою рослинністю, середня – з ковильно-типчаковою та південна – злаково-полинна. Ліс зберігся лише на окремих ділянках у долинах рік, заплавах, байраках тощо. Велику роль у формуванні чорноземів степу відігравали дощові черви та землериї – перемішували та оструктурювали грунт. Клімат степу континентальний, континентальність наростає із заходу на схід. Тип водного режиму – непромивний, тоді як у чорноземів лісостепу – періодично промивний. Тому карбонати у степових чорноземів вимиті неглибоко, підзолистий процес не відбувається, інколи на деякій глибині зустрічаються солі й гіпс. Рельєф у степу рівнинний з добре розвиненим мікрорельєфом. Грунтотворною породою найчастіше виступає лес.

Порівняльна характеристика чорноземів степу наведена у таблиці 26.

 

Таблиця 26. Порівняльна характеристика підтипів чорноземів степу

 

Підтипи чорноземів	Гумус, %	Сгк/Сфк	рН	Склад ввібраних катіонів	ЄП, мг-екв/100 г грунту	СНО, %	Потужність Н+НР, см
Звичайні Південні	6-8 3-6	1,5-3,0 1,5-3,0	7,0-7,3 7,5-8,0	Са, Mg, (Na) Са, Mg, Na	40-55 30-40		50-120 25-70

 

Звичайні чорноземи зустрічаються в північному степу. За ознаками близькі до типових, але у зв'язку з дещо ослабленим процесом гумусоакумуляції потужність гумусованого горизонту менша. Карбонати залягають, починаючи з нижньої частини Н у вигляді білоочок, псевдоміцелію. Іноді в материнській породі зустрічається гіпс.

Південні чорноземи сформувались у південній частині степу, межують з каштановими грунтами. Карбонати починаються з Н-горизонту, неглибоко залягає гіпс, профіль малопотужний, часто – слабо диференційований через незначну солонцюватість, яка проявляється в ущільненні перехідного горизонту. Характеристика родів та видів аналогічна чорноземам лісостепу.

За останніми дослідженнями Н.А.Белової, А.П.Травлєєва, 1999 під лісовими насадженнями на території справжніх степів формуються чорноземи, які рекомендовано виділити на рівні роду як лісові. Характерними особливостями цих грунтів є наявність лесиважу і, на відміну від чорноземів лісостепу, відсутнє опідзолення.

Перспективний прийом кардинального регулювання водного режиму в степовій зоні – зрошення. Але воно повинно бути строго регульованим і обгрунтованим, тому що властивості чорноземів при неправильному зрошенні різко погіршуються. Інші заходи окультурення аналогічні лісостеповим чорноземам.

При розорюванні цілинних чорноземів руйнується верхній високо біогенний шар грунту: за 54 роки запаси гумусу в ньому знизились на 52,3 т/га, щільність складення підвищилась на 0,10 г/см куб (табл. 27) Сільськогосподарське освоєння чорноземів впливає на якісний склад гумусу: звужується співвідношення Сгк:Сфк (А.Д.Балаєв, 1997).

 

Таблиця 27. Зміни вмісту гумусу та його втрати в орному шарі (0-30 см) чорноземів Європейської частини колишнього СРСР за 100 років (Чесняк Г.Я., 1983)

 

Вміст і запаси гумусу	Втрати гумусу за 100 років, т/га	Середньорічні втрати гумусу, т/га	Втрати гумусу від вихідних запасів, %
1881 р.	1981р.
% до ваги грунту	т/га	% до ваги грунту	т/га
Чорнозем типовий (Тамбовська і Воронезька обл.)
10-13	300-390	7-10	210-300		0,9-0,9	23-30
Чорнозем типовий (Курська і Харківська обл.)
7-10	221-315	4-7	142-248	67-79	0,7-0,8	21-36
Чорнозем вилугуваний (Ставропольський край)
7-10	231-330	4-7	150-263	67-81	0,7-0,8	20-34
Чорнозем вилугуваний (Ульяновська обл.)
13-16	390-480	4-7	120-210		2,7	56-69
Чорнозем звичайний (Воронезька обл.)
7-10	221-315	4-7	150-263	52-71	0,5-0,7	17-32
Чорнозем звичайний (Молдова)
4-7	126-221	2-4	75-150	51-71	0,5-0,7	32-40
Чорнозем типовий (Куйбишевська обл.)
13-16	390-480	8-10	240-300	150-180	1,5-1,8	38-39
Чорнозем типовий (Оренбурзька обл..)
9-11	270-330	6-8	180-240		0,9	27-33

 

Грунти сухого степу

В умовах сухого степу формуються каштанові грунти. Каштанові грунти – це зональний тип сухих суббореальних степів. У світі вони займають величезну площу – 269 млн. га, на території СНД ~107 млн. га, в Україні ~2 млн. га. В Україні вони розповсюджені в південній частині Одеської, Херсонської, Миколаївської областей, на півночі Криму. На території СНД каштанові грунти утворюють смугу, що починається на півдні Молдови, тягнеться через Україну, східне Передкавказзя, середнє і нижнє Поволжя, Казахстан, східний Сибір до Забайкалля. Великі масиви цих грунтів є на території Монголії, Китаю, півдня Румунії, у внутрішніх засушливих районах Північної Америки (штат Міссурі, провінція Саскачеван), тощо.

 

Клімат суббореальних сухих степів субаридний з теплим засушливим літом і холодною зимою, Кз = 0,35-0,5, річна сума опадів складає 200-350 мм, випаровуваність – 1000-1200 мм на рік, середньорічна температура біля 5°С, континентальний зі значними добовими та сезонними амплітудами температури. Тип водного режиму непромивний і випітний.

Рослинність трав'яниста сухостепова з бідним видовим складом і розрідженим травостоєм. У північній частині зони – типчаково-ковильна, в середній – полинно-ковильно-типчакова, на півдні – полин, прутняк. Розвивається ефемерна та ксерофітна рослинність, в западинах рельєфу зустрічаються чагарники, в заплавах – ліси. Щорічний приріст фітомаси незначний: 8-10 ц/га надземної та 30-40 ц/га підземної частин, рослинний опад високозольний (~ 600 кг/га зольних елементів).

Рельєф зони рівнинний із сильно розвиненим мікрорельєфом у вигляді западин, блюдець, лиманів, причиною розвитку якого є вихідна нерівномірність засолення порід, активна діяльність землериїв. Мікрорельєф зумовив високу комплексність грунтового покриву на вказаній території.

Грунтотворні породи – лесоподібні суглинки та леси, засолені морські породи, продукти вивітрювання піщаників, вапняків, мергелів.

 

Генезис каштанових грунтів пов'язують з трав'янистою рослинністю в умовах засушливого клімату. Головні процеси при утворенні каштанових грунтів ті ж, що й при чорноземоутворенні, тобто дерновий процес і міграція карбонатів. Але дерновий процес в даному випадку достатньо ослаблений, причиною чого є уповільнений темп гумусоутворення в зв'язку з малим об'ємом фітомаси, яка надходить у грунт через розрідженість рослинного покриву та у зв'язку з несприятливими гідротермічними умовами. Міграція карбонатів також менш інтенсивна, грунт промивається на меншу глибину й карбонати знаходяться вище, ніж у чорноземів. Особливістю генезису каштанових грунтів є майже обов'язковий процес осолонцювання, тому що рослинні залишки висо-козольні, материнські породи переважно засолені, ТВР випітний.

Виділяють три підтипи кантанових грунтів (табл. 28)

 

Таблиця 28. Класифікація каштанових грунтів

 

Підтипи	Роди	Види
Темно-каштанові Каштанові Світло-каштанові	Звичайні Солонцюваті Солонцювато-солончакуваті Залишково-солонцюваті Солонцювато-осолоділі Карбонатні Карбонатно-солонцюваті Глибокозакипаючі Неповнорозвинені	а) за ступенем солонцюватості б) за потужністю гумусованого горизонту: потужні (>50 см) середньопотужні (30-50) малопотужні (20-30) дуже малопотужні (<20 см)

 

Будова профілю каштанових грунтів подібна на чорноземи, особливо південні (рис. 44):

Нд – слаборозвинена дернина;

Н(к) – гумусовий, каштанового забарвлення з бурувато-сірим відтінком, порохувато-дрібнозернистий, нерідко шаруватий, потужністю 15-30 см;

Нрк/s – верхній перехідний, сірувато-бурий, крупногрудкуватий або грудкувато-призматичний чи горіхуватий, карбонатний, потужністю біля 10 см;

Phкs – нижній перехідний, неоднорідно забарвлений бурувато-жовтий, призмоподібний, ущільнений, карбонати в вигляді білоочок, часто засолений, потужністю 50-100 см;

Pks – грунтотворна порода, переважно засолений лес, карбонатна, загіпсована.

 

Рис. 44. Каштановий грунт

 

Підтипи каштанових грунтів виділяють за вмістом гумусу та іншими загальними властивостями. Профіль каштанового грунту не диференційований за SiО₂ та R₂O₃. Вміст гумусу в Н-горизонті складає від 2 до 5% і поступово зменшується вниз по профілю, відношення Сгк:Сфк>1 у верхніх горизонтах і менше 1 у підгумусному горизонті. ГПК повністю насичений катіонами Са та Mg, реакція нейтральна або слаболужна по всьому профілю (табл. 29).

 

Таблиця 29. Порівняльна характеристика каштанових грунтів

 

 

 

 

 

 

 

 

 

рН	Гумус, %	Глибина, см	ЄП, мг-екв 100 г гр.	Обмінні катіони
Н+НР	закипання	залягання
солей	гіпсу
Темно-каштанові
7,0-7,3	4-5	35-50	45-50	-200	-200	30-35	Са, Mg, (Na < 3% ЄП)
Каштанові
7,2-7,4	3-4	30-40	35-40	-180	-160	20-30	Na > 3% ЄП
Світло-каштанові
7,3-7,5	2-3	25-35	25-30	-150	-120	15-25	Na > 6% ЄП

 

Каштанові грунти завжди мають карбонати безпосередньо під Н-горизонтом, на глибині 1-1,5 м багато з них накопичують гіпс та водорозчинні солі. Володіють задовільними водно-фізичними властивостями. Особняком серед каштанових грунтів стоять їх солонцюваті різновиди, що вирізняються диференціацією профілю за Е-І типом, лужною реакцією середовища, наявністю Na в ГПК, ущільненням перехідного горизонту, гіршими водно-фізичними властивостями. Суттєво за властивостями виділяються світло-каштанові грунти, які в переважній більшості солонцюваті (He+Hpsl+PhsK+PKs). Як указувалось вище, між підтипами каштанових грунтів існує чітка відмінність як за морфологічними, так і іншими властивостями.

Зона сухих степів має важливе значення в сільському господарстві країни. Розорані переважно темно-каштанові як найбільш родючі й краще забезпечені вологою грунти. Вирощують пшеницю, просо, соняшник, баштанні та інші культури. Урожайність їх залежить від вологозабезпеченості, часто повторювані засушливі роки, засухи, суховії ведуть до нестабільного землеробства. В деякій мірі розв'язують цю проблему снігозатримання, посадка лісосмуг, спеціальна агротехніка, правильні сівозміни. Радикальним заходом регулювання водного режиму є зрошення, але потрібно при проектуванні його передбачити й попередити всі можливі негативні наслідки: вторинне засолення, осолонцювання, заболочення грунтів. Світло-каштанові грунти без зрошення ефективно використовуватись не можуть. Так як вони часто солонцюваті, в комплекс окультурювання входить гіпсування. Актуальним є боротьба з вітровою ерозією.

Засолені грунти