7 років тому
Немає коментарів

Природні умови і межі поширення. Тайгово-лісова (лісолучна) зона розташована південніше зони тундри і простягається від західних кордонів країни до Охотського моря. Площа зони становить 1150 млн. га, або близько 52% території СРСР. Гірські райони займають до 35% площі лісолучної зони.

На півдні лісолучна зона поступово переходить у лісостепову і південна межа її проходить орієнтовно через Луцьк, Житомир, Київ, Чернігів, Тулу, Рязань, Казань, а в Сибіру — в районах Тагіла, Тюмені, Новосибірська, Томська, Іркутська і Владивостока.

На території УРСР лісолучна зона охоплює північні райони Волинської, Ровенської, Житомирської, Київської, Чернігівської, Сумської областей та північно-західні райони Львівської області.

Клімат на величезній території лісолучної зони помірно холодний і досить вологий. Клімат європейської частини зони відрізняється від клімату азіатської частини. Континентальність клімату зростає із заходу на схід. Так, середня річна температура коливається від плюс 4° в європейській частині до мінус 16° у Східному Сибіру і до плюс 7,5° на Далекому Сході.

Тривалість безморозного періоду у різних районах зони неоднакова: в республіках Прибалтики він триває вісім місяців, а в Східному Сибіру — п’ять.

Річна сума опадів у Європейській частині СРСР становить 600—650 мм (в Білоруській РСР їх випадає до 700 мм), в Сибіру — 400, в Якутії — 300—350, а на Далекому Сході — від 380 до 1000 мм за рік. Найбільше опадів випадає влітку (40—50%) та восени (20— 25%).

У лісолучній зоні випарна здатність грунтів невелика, а тому кількість атмосферних опадів перевищує кількість вологи, яка випаровується. Грунти зони надмірно зволожуються і промиваються, що зумовлює переміщення розчинних органічних і мінеральних сполук та колоїдів з верхніх у глибші горизонти. Проте в деяких районах Східного Сибіру річна кількість опадів не перевищує ту кількість вологи, яка випаровується, і ґрунти недостатньо зволожуються.

Рельєф лісолучної зони досить різноманітний і складний. Значна нерівність території зумовлюється тим, що гірські гряди і річкові долини перетинають поверхню зони в різних напрямах. Причому для однієї частини зони характерний рівнинний рельєф, для іншої — дуже хвилястий, а деяким територіям властивий передгірний або навіть гірський рельєф. Зокрема, для європейської частини лісолучної зони характерне поширення рівнини, розмежованої ріками і долинами. Найтиповішою є територія Полісся, яка охоплює північну частину Української РСР і частину Білоруської РСР і являє собою велику стародавню низовинну рівнину (депресію), з льодовиковими (здебільшого водно-льодовиковими) старо-давньоалювіальними піщаними і супіщаними, а подекуди і лесовидними відкладами.

Гористий характер рельєфу в лісолучній зоні спостерігається в Карелії, на Кольському півострові, Уралі, в Забайкаллі, на Далекому Сході, Алтаї та в інших місцях. До лісолучної зони відносять також острів Сахалін і Курильські острови, рельєф яких дуже розчленований гірськими хребтами і долинами.

Із складністю рельєфу лісолучної зони тісно пов’язані відклади ґрунтотворних порід, розвиток рослинності та процеси грунтотворення.

Ґрунтотворні породи. У лісолучній зоні поширені найрізноманітніші за походженням, механічним, петрографічним, мінералогічним та хімічним складом ґрунтотворні породи. Проте переважають відклади льодовикового періоду, представлені валунними піщаними і супіщаними глинами, суглинками і супісками, які називають моренами. Крім морен, у зоні поширені безвалунні відклади (флювіогляціальні піски і супіски), що були відкладені льодовиковими потоками, а також покривні глини і суглинки. Серед озерно-льодовикових відкладів найбільше стрічкових глин.

Ґрунтотворні породи мають різний механічний склад, здебільшого бідні на карбонати кальцію і магнію, а також на зольні речовини, що певною мірою зумовлює низьку родючість грунтів, утворених на цих породах.

Крім порід льодовикового походження в лісолучній зоні знаходимо породи іншого генезису, наприклад, без-карбонатні або дуже вилужені лесовидні суглинки та відклади морського походження (утворилися внаслідок трансгресії Балтійського і Північного морів).

У східній частині зони (на схід від Єнісею) в умовах складного рельєфу високогірних систем ґрунтотворними породами є переважно елювій і делювій вивітрених різних кристалічних первинних та осадових вторинних порід, в Якутії — вивітрені юрські глини з вмістом карбонатів і деяких інших солей.

У багатьох районах Східного Сибіру на поверхню виступають кристалічні первинні і метаморфічні породи та продукти вивітрювання їх.

По долинах рік лісолучної зони поширені сучасні алювіальні, стародавньоалювіальні та інші відклади, серед яких трапляються і карбонатні породи. Проте найбільше в зоні безкарбонатних вилужених порід.

Рослинність. Рослинність тайгово-лісової зони поділяють на лісову, болотну та лучну. Найбільші площі займають ліси. У північних областях переважають хвойні породи (сосна, сибірська ялиця, модрина, кедр та ін.), а в південних лісові породи представлені липою, березою, осикою, ясеном, дубом, кленом. Крім основних порід у лісах багато підліску з чагарників (горобина, яловець, чорниця тощо).

В умовах гірського рельєфу, наприклад на хребтах Алтаю, Саян крім сосни, сибірської смереки і модрини поширений також сибірський кедр.

Характерним є те, що окремі групи деревних порід створюють у зоні великі однорідні масиви.

Серед лісових масивів великі площі займають луки і болота. Трав’яниста рослинність у лісолучній зоні представлена (залежно від рельєфу і ґрунтотворних порід) лучною і болотною флорою. На суходольних луках в європейській частині зони рослинний покрив складається переважно з таких злакових трав: мітлиця, звичайний і червоний типчак, біловус тонконогий, щучка. У сибірській частині зони поширені тимофіївка, стоколос безостий, грястиця та інші трави.

В європейській частині зони виділяють підзону мішаних лісів. Серед широколистяних лісових порід тут переважають дуб, липа, клен, граб та ін.

Вважають, що в тайгово-лісовій зоні деревна рослинність вкриває до 80% території, а лучна і болотна — 16—20%.

Ґрунтотворні процеси. В лісолучній зоні поширені такі типи грунтів: 1) підзолисті, 2) дерново-підзолисті, 3) дернові, 4) підзолисто-болотні, 5) болотні. Перші чотири типи займають близько 90, а болотні — до 10% території зони (І. Ф. Гаркуша).

Залежно від рослинності і кліматичних умов у лісолучній зоні відбуваються такі основні процеси грунтотворення: підзолистий, дерновий і болотний.

Підзолистий процес відбувається під покривом хвойних деревних порід, а дерновий — за участю трав’яних рослин. Часто підзолистий та дерновий процеси відбуваються одночасно з болотним, внаслідок чого утворюються заболочені або болотні ґрунти.

Підзолистий процес розвивається під покривом зімкнутого хвойного лісу в умовах перезволоження. Трав’янистої рослинності в таких лісах майже немає, а поверхня грунту вкрита лісовою підстилкою з хвої, листя та інших залишків деревної рослинності.

Внаслідок розкладання лісової підстилки грибною мікрофлорою утворюються специфічні органічні кислоти, які сприяють руйнуванню мінералів. Основна роль у підзолоутворенні належить фульвокислотам, які з катіонами амонію, лужних і лужноземельних металів утворюють розчинні солі (фульвати).

Фульвокислоти мають дуже кислу реакцію і енергійно руйнують мінеральну частину грунту. При цьому утворюються сполуки, які внаслідок промивного режиму легко вимиваються в більш глибокі горизонти.

Сприяє виникненню підзолистого процесу також недостатній вміст у ґрунтотворних породах кальцію і магнію, органічних решток, незначна зольність їх тощо. Фульвокислотам, за даними В. В. Пономарьової, належить основна роль у підзолоутворювальних процесах.

Продукти розкладу мінералів (розчинні і нерозчинні) разом з органічними речовинами вимиваються з верхніх горизонтів у глибші. Спочатку вимиваються лужні солі, а потім за відповідної реакції середовища і сполуки фульвокислот із залізом, марганцем і алюмінієм. Пояснюється це тим, що за таких умов нестача кальцію (для нейтралізації фульвокислот) призводить до того, що ці кислоти взаємодіють з вільними гідратами півтораокислів заліза та алюмінію, а потім діють і на мінерали, які є в грунті.

Внаслідок підзолоутворювального процесу профіль грунту різко диференціюється на окремі характерні генетичні горизонти — елювіальний (Е) та ілювіальний (1). В процесі опідзолення елювіальний горизонт дуже збіднюється на органічні речовини і елементи живлення, збагачується на кремнезем, а різко виражений ілювіальний збагачується на органічні та мінеральні сполуки, вимиті з верхнього горизонту у вигляді колоїдів.

Кремнезем надає верхньому горизонту грунту світло-сірого кольору. Звідси і назва процесу — підзолистий.

Утворення підзолистих грунтів — явище біологічного характеру, в якому значну роль відіграє грибна флора. Але вчені Л. В. Новоросов, Н. П. Ремезов і Н. Н. Сушкіна встановили, що в грунтах є також бактерії, які здатні руйнувати мінерали типу польових шпатів тощо.

Акад. К. К. Гедройц, не заперечуючи біохімічної теорії підзолистого процесу, запропонував фізико-хімічну теорію, яка певною мірою пояснює механізм руйнування мінералів. Зокрема, він підкреслював, що іони водню у кислому середовищі входять до вбирного комплексу й обмінюються на інші катіони, внаслідок чого вбирний комплекс руйнується, а колоїди вимиваються в глибші горизонти, що є характерним для підзолистих грунтів.

Швидкість процесів опідзолення значною мірою залежить від умов. Так, якщо грунти утворилися на карбонатних породах, то процес опідзолення відбувається повільніше. У понижених місцях рельєфу, де атмосферні води дуже промивають грунт, процес опідзолення завжди відбувається енергійніше порівняно з менш зволоженими місцями.

Однак процес опідзолення не обмежується тим, що в грунті нагромаджується кремнезем, який раніше входив до складу силікатів і алюмосилікатів. При цьому дуже змінюється мінеральна і органічна частини грунту. Він сприяє також перерозподілу по профілю грунту продуктів руйнування грунту. Внаслідок всіх цих процесів і утворюється різко виражений елювіальний горизонт світло-сірого кольору, тонкопластинчастий, майже пухкий і безструктурний та ілювіальний — ущільнений, де нагромадились півтораокисли заліза та алюмінію, які часто цементують увесь горизонт. Ілювіальні горизонти такого грунту називають ще ортштейновими, або рудяковими, в них часто утворюються конкреції.

Ортштейнові конкреції мають майже чорний колір, круглу форму діаметром 1—10 мм або й більше. За даними В. І. Гемерлінга, вони містять 5—10% Fе2О3, 65— 75% SiO2, 10—11% А12О3, 2—5% МnО2.

Ортштейнові конкреції утворюються внаслідок взаємного осадження органічних сполук з півтораокислами заліза і марганцю.

Глибина окремих горизонтів підзолистих грунтів буває різна і залежить від стадії їх розвитку. За глибиною елювіального горизонту грунти поділяють (за С. П. Ярковим) на підзолисті неглибокі, в яких підзолистий горизонт менший за 15 см, середні — від 15 до 25 смта глибокі — більший за 25 см.

Якщо під ілювіальним горизонтом порода оглеєна, тоді його виділяють окремо.

Підзолисті грунти малогумусні, з низьким вмістом елементів живлення, безструктурні, кислі, з незначною ємкістю вбирання і невисокою мікробіологічною активністю.

Часто в підзолистих, особливо піщаних, грунтах ілювіальний горизонт 50—60 см завтовшки зцементований півтораокислами заліза. Називають такі горизонти — ортзандами.

Дерновий процес грунтотворення розвивається під покривом трав’янистої рослинності на різних ґрунтотворних породах.

Трав’яниста рослинність має добре розвинену кореневу систему, яка густою сіткою пронизує грунт, і після розкладу рослинних решток грунт збагачується на гумус і зольні речовини.

Дерновий ґрунтотворний процес відбувається у багатьох ґрунтово-кліматичних зонах (лісолучна, степова, лісостепова), але найчастіше в лісолучній. Для дернового процесу характерне:

1) нагромадження органічної речовини та її перетворення аеробними та анаеробними бактеріями;

2) нагромадження гумусу, біологічного азоту та зольних речовин;

3) збагачення верхніх горизонтів на колоїдні (здебільшого органічні) речовини;

4) створення агрономічно цінної структури;

5) поліпшення фізичних властивостей (водний, повітряний, тепловий режими) грунтів.

Якщо дерновий процес відбувається на підзолистому грунті, то підзолистий горизонт стає темнішим, бо в ньому збільшується вміст гумусу.

Елювіальний горизонт поступово збагачується на гумус, кальцій, магній, а в грунтах суглинкового механічного складу утворюється зерниста водостійка структура, яка значно поліпшує водний і повітряний режими грунту.

У дерновому горизонті зменшується кислотність, збільшується вміст колоїдів, а також катіонів кальцію і магнію. У розкладі органічної маси беруть участь не тільки гриби, а й бактерії.

Якщо у процесі підзолоутворення родючість грунту погіршується, то внаслідок дернового процесу вона поліпшується. На підзолистому грунті дерновий процес починається тільки після зрідження деревної рослинності, вирубки дерев, а також на згарищах і галявинах.

Отже, під впливом трав’янистих рослин, особливо нещільнокущових злаків (тимофіївка, лисохвіст та ін.), підзолисті ґрунти перетворюються на дерново-підзолисті. Кореневищні злаки дернини майже не дають.

Залежно від товщини дернового горизонту дерново-підзолисті ґрунти поділяють на слабодерново-підзолисті, середньодерново-підзолисті і глибокодерново-слабопідзолисті (рис. 36).

Схематична будова дерново-підзолистих грунтів

Схематична будова дерново-підзолистих грунтів

Класифікація і характеристика грунтів. У тайгово-лісовій зоні переважають комплекси дерново-підзолистих грунтів з різним ступенем опідзолення та різними стадіями дернового процесу і навіть перехідних до болотного. Загалом їх об’єднують у такі основні підтипи: дернові, дерново-підзолисті, підзолисті, дерново-глейові, дерново-підзолисто-глейові, підзолисто-глейові та комплекс болотних і торфово-болотних грунтів.

Кожний з цих підтипів може мати різний ступінь опідзоленості, неоднаковий механічний склад і ступінь окультурення.

За механічним складом ґрунти зони бувають піщані, супіщані, суглинкові і глинисті.

Фізико-хімічні показники і вміст гумусу в підзолистих та дерново-підзолистих грунтах відносно низькі. Наприклад, в орному горизонті гумусу буває від 0,8 до 3,5—4%, рН 4,0—6,5, гідролітична кислотність,— від 3 до 10 мг-екв (зрідка менше 2 мг-екв), сума увібраних основ — від 2 до 10 мг-екв на 100 г грунту (більша в глинистих грунтах). Ступінь насиченості грунту основами може бути від 20 до 80% і навіть більший.

Поширені в тайгово-лісовій зоні і перегнійно-карбонатні ґрунти, особливо в Латвійській РСР, Естонській РСР, Ленінградській, Владимирській, Брянській та інших областях. Утворилися вони на карбонатних породах (вапняки, крейда, доломіти), мають неглибокий гумусовий горизонт і лужну реакцію (рН 7,5—8,5).