Контрольная работа по дисциплине "Почвоведении". Вариант 4. Курс 2

МИНИСТЕРСТВО НАУКИ И ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ

РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФГБОУ ВО «Санкт-Петербургский государственный лесотехнический университет имени С.М. Кирова»

«Институт леса и природопользования»

Кафедра почвоведения

КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА

по дисциплине «Почвоведение с основами геологии»

Выполнил: Пантелеева Людмила Геннадьевна; ландшафтная архитектура; группа № зЛАб-ЛА-22-2;

зачетная книжка № 422334; вариант № 4;

163002 Архангельск, пр. Ленинградский 21-1-114

Проверил:

Санкт-Петербург

2024

СОДЕРЖАНИЕ

Контрольное задание для работы № 1 3

Вопрос № 1. 3

Вопрос № 2. 11

Контрольное задание для работы № 2 18

Вопрос № 1.. 18

Вопрос № 2.. 23

Контрольное задание для работы № 3 28

Вопрос № 1.. 28

Вопрос № 2.. 34

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ 37

Контрольное задание для работы № 1

Вопрос № 1. Геологическая деятельность ледников. Характеристика отложений и форм рельефа, образовавшихся в результате деятельности ледников и ледниковых вод

Ответ на вопрос изложен по Короновский 2023, Попов 2024, Зеликов 2008

Ледники – это естественные массы кристаллического льда, находящиеся на поверхности Земли в результате накопления и последующего преобразования твердых атмосферных осадков (снега). Необходимое условие образования ледников – сочетание низких температур воздуха с большим количеством твердых атмосферных осадков. Это имеет место в холодных странах высоких широт и в вершинных частях гор.

Выделяют три основных класса ледников, которые рассмотрены в таблице 1.

Таблица 1 – Характеристика типов ледников

Класс ледника	Характеристика	Рисунок
1. Материковый, или покровный	Наземные ледники, форма которых не зависит от рельефа земной поверхности, а обусловлена распределением питания и расхода льда. Движение льда определяется преимущественно силой растекания и происходит, как правило, от центральной части к периферии. Выделяют: ледниковый покров, ледниковый щит, ледниковая шапка (купол), ледоём, шельфовый ледник и др.	Покровный ледник типа антарктического
2. Горные	Наземные ледники, залегающие в горном рельефе. Их форма зависит от подстилающего рельефа, а движение определяется в основном силой стока. Выделяют: ледники вершин, ледники склонов, ледники долин.	Горный ледник типа альпийского
3. Промежуточные, или горнопокровные (т.н. сетчатое оледенение)	Располагаются у подножия гор. Образуются в результате слияния многочисленных горных ледников, выходящих на предгорную равнину, растекающихся в стороны и вперед и образующих крупный ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства.

Ледники, как и все геодинамические агенты, производят три типа работы: разрушительную, транспортную и аккумулятивную.

Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. exaratio – выпахивание). Экзарация заключается в механическом отрыве глыб от ледникового ложа и разрушении ложа вмерзшими в движущийся лед обломками горных пород. Движение ледника сопровождается подледным морозным выветриванием коренных пород ложа. Под воздействием выделяемой из-за трения теплоты нижние слои льда частично плавятся, образовавшаяся вода может проникать в трещины пород и, вновь замерзая, разрушать последние (оказывая расклинивающее воздействие на стенки трещин).

Транспортная деятельность ледников заключается в переносе ими обломочного материала (от тонких глинистых частиц до крупных валунов и глыб). Такой материал любого размера, включенный в лед или переносимый льдом и впоследствии отложенный, называется мореной. Таким образом, выделяют два типа морен: движущиеся и отложенные. Описание этих типов представлено в таблице 2.

Таблица 2 – Описание типов и генетических подтипов морен

Тип морены				Описание
I. Движущиеся				Размещается на поверхности ледника. Представлена рыхлой смесью хаотично залегающих крупных обломков, скатившихся с горных склонов – ее состав совпадает с петрографическим составом коренных пород зон ледникового питания и стока.
	1. Поверхностная	а. Боковая		Формируется в горных ледниках, представлена насыпями, обрамляющими края ледникового языка. Образуется за счет поступления обломков с надледных частей горных склонов (скатывание продуктов выветривания, осыпи, обвалы).
		б. Срединная		Имеет вид продольно вытянутых насыпей, валов, но располагается в осевой части ледникового потока. Возникает при слиянии ледниковых языков и объединении их боковых морен.
		в. Сплошная		Полностью перекрывает ледник. Ее формирование может быть вызвано как перемешиванием материала при движении ледника по внутренним сколам, так и другими причинами.
	2. Внутренняя			Представлена внутри ледникового тела. Механизм ее формирования различен. Чаще всего образуется за счет выдавливания вверх донной морены. Может накопиться в зоне питания ледника за счет засыпания снегом обломков, скатившихся в ледниковый цирк с горных склонов. Может сформироваться в результате проникновения поверхностной морены по трещинам внутрь ледника.
	3. Донная			Выстилает подошву ледника. Возникает путем экзарации и вмораживания обломков подстилающих пород в лед. В составе гораздо выше участие алевритовых и глинистых фракций. Отличается повышенной плотностью и выраженной слоистостью, отражающей особенности ледовой динамики.
II. Отложенные				Представляют собой скопления обломочного материала, оставленного ледником после его отступления или стаивания, и образуются за счет всех видов движущихся морен.
	1. Гляциальные	а. Краевая (конечная)		Представляет собой валообразные возвышенности, распространенные по периферии ледника, и образующиеся за счет «сгружения» обломочного материала при таянии его краевых частей. Положение конечной морены показывает длительное стационарное положение края ледника.
			- насыпная	Образуется за счет описанного выше механизма «сгружения» обломочного материала.
			- напорная	Образуется при напоре края движущегося ледника на уже отложенные насыпные морены и коренные породы.
		б. Донная (основная)		Формируется под днищем ледника только во время его наступания. Поэтому количество горизонтов донной морены на какой-либо территории свидетельствует о количестве ледниковых покровов. Отложениям донных морен свойственны высокое содержание глинистой фракции и повышенная плотность. Содержащиеся в них грубые обломки вытянуты по направлению движения ледника.
		в. Абляционная		Возникает при стаивании остановившегося ледника (мертвого льда) и «сгружении» рыхлого материала всех морен на поверхность основной морены. Абляционные морены представлены преимущественно рыхлыми грубообломочными и песчаными частицами, что связано с выносом более мелкозернистого материала образующимися при таянии ледника водами.
	2. Флювиогляциальные			Накапливается потоками талых ледниковых вод. Степень сортированности слагающего материала высокая, ярко выраженна их слоистость, окатанность крупных обломков хорошая. Петрографический состав грубых обломков совпадает с составом одновозрастной морены. Формирование таких отложений происходит как при наступлении и остановках ледника, так и, особенно активно, при его таянии.
		а. Внутриледниковые накопления		Образуются в результате отложения материала внутри тающего ледника (в над- и внутриледниковых ледяных руслах).
			- озовые	Образовались вследствие переноса водными потоками на поверхности или внутри ледника песчано-гравийного материала.
			-камовые	Сформировались в озерных котловинах, расположенных на поверхности ледника.
		б. Приледниковые отложения		Накапливаются за пределами тающего ледника в результате отложения талыми водами материала, вымытого из внутриледниковой области и краевых морен.
	3. Лимногляциальные			Преимущественно накапливались в приледниковых озерах. Такие бассейны возникали, если рельеф создавал препятствия для стока талых вод. В этом случае на дне озера у края ледника осаждались более крупные обломки (гравийные, песчаные), а в центральной части озера – горизонтальные слои самых мелких частиц (алевритовых и глинистых). Наиболее характерные отложения приледниковых озер – ленточные глины, представленные ритмичным чередованием слоев глин и алевритов.

Разрушительная, транспортная и аккумулятивная работа ледников способствовали складыванию различных форм рельефа. Их объединяют в три группы:

1. Формы рельефа коренных пород, подвергшихся воздействию ледников.

2. Формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений.

3. Формы снежно-ледового рельефа. Последние не связаны с геологической деятельностью ледников и являются одним из объектов изучения гляциологии.

В областях развития ледников сочетание морозного выветривания и экзарации приводит к образованию специфичного рельефа. Наиболее ярко он выражен в горах с современным оледенением. Это так называемый альпийский рельеф – резко расчлененный рельеф, характеризующийся широким развитием ледниковых форм, придающих ему крутизну и скалистость склонов, остроту и зазубренность вершин и водоразделов (рисунок 1).

К формам альпийского рельефа относятся кары – нишеобразные углубления на склонах гор с крутыми, часто отвесными стенками. Более крупной формой рельефа, обязанной своему происхождению морозному выветриванию, является ледниковый цирк – котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец ледниковой долины и вмещающая фирн и лед, за счет которых питаются долинные ледники. Разрастание каров и ледниковых цирков приводит к образованию карлингов – пирамидальных вершин с крутыми склонами, образующихся между сливающимися карами или цирками. Спускаясь по долинам, ледники в процессе экзарации превращают их в троги («ледниковые долины»), корытообразные, преобразованные ледником эрозионные долины, на дне которых обычно присутствуют поперечные скалистые пороги, называемые ригель. На дне широких ледниковых долин и особенно в области развития покровных оледенений образуются бараньи лбы – асимметричные скальные выступы, сложенные прочными породами, сглаженными и отполированными ледником. Группы бараньих лбов образуют курчавые скалы.

Рисунок 1 – Схема строения горного ледника: 1 – кары; 2 – цирки; 4 – трог.

С отложенными моренами связан холмисто-западинный и холмисто-увалистый рельеф. В первую очередь он представлен грядами конечных морен, состоящих из крупных холмов и гряд и сложенных грубым обломочным материалом. Их высота различна, но в среднем равна 35-70 м. Примерами таких отложений являются Валдайская холмисто-моренная возвышенность, Клинско-Дмитровская гряда (высота 100-150 м), моренный пояс, который прослеживается в широтном направлении в Западной Сибири и др.

При равномерном таянии ледника остается слабохолмистый слой основной морены, покрывающий сплошным слоем толщиной 5-8 м всю территорию, с остатками захороненных льдов. На фоне этого рельефа значительно выделяются холмы эллиптической формы от нескольких сотен метров до 2,5 км в длину, 100-600 м в ширину, и 10-45 м в высоту. Они называются друмлинами и образуются за каким-либо выступом коренных горных пород, когда ледник переваливает через него, за ним образуется недостаток массы льда или даже полость, и там скапливаются донные моренные отложения, часто слоистые (рисунок 2). Из-за механизма происхождения друмлины имеют характерные очертания: их продольная ось вытянута параллельно направлению былого движения льда, один из склонов пологий и длинный (обращен в сторону отступавшего ледника), противоположный – обычно более резко выражен, крут и высок. Друмлины нередко образуют целые поля, например в Финляндии и Ирландии.

Рисунок 2 – Схема строения друмлина (по Флинту).

Существенную роль в формировании ледникового рельефа играют флювиогляциальные процессы. С их деятельностью связано формирование оз, кам и зандр. Озы – это гряды в форме узких извилистых гребнеобразных валов, внешне напоминающих железнодорожные насыпи. Ширина у основания 50-150 м, у гребня до 5 м, протяженность до 30 км и более, высота обычно 15-50 м. Они сложены горизонтальными или, чаще, косослоистыми хорошо перемытыми песками, гравием, галькой, содержащими примесь валунов. Представляют собой отложение потоков талых вод, протекавших по промытым в теле ледника долинам и туннелям. Основная масса озов образована путем заполнения внутриледниковых туннелей или русел-трещин, ограниченных высокими стенками мертвого льда (рисунок 3, а).

Камы – крутосклонные холмы с пологими вершинами, образованные ледниковыми отложениями. Сложены преимущественно перемытыми и отсортированными песками и гравием, иногда перекрыты абляционной мореной. В центральной части холмов обычно выражена слоистость озерного типа, в краевых частях нарушенная обвально-оползневыми структурами. Образуются за счет моренного материала, принесенного флювиогляциальными потоками в ледяные озера и пещеры при таянии ледника (рисунок 3, б).

Рисунок 3 – Схема образования озов (а) и камов (б).

Зандры представляют собой пологоволнистые равнины, расположенные за грядами конечных морен, сложенные вынесенными флювиогляциальными потоками продуктами перемывания морен. В отложениях зандр иногда наблюдается дифференциация материала: слабосоритованные пески с гравием и галькой откладываются вблизи конечных морен, далее на больших площадях отлагаются пески и на периферии местами отмечаются тонкозернистые пески и супеси.

Общая картина сочетания различных форм рельефа приледниковой зоны равнинного покровного ледника представлена на рисунке 4.

Рисунок 4 – Строение приледниковой зоны равнинного покровного ледника.

Вопрос № 2. Кристаллографические свойства минералов

Ответ на вопрос изложен по Юбельт 1977, Булах 2008

Естественная форма минерала – это кристалл. Лишь некоторые минералы не являются кристаллическими веществами. В физическом смысле они относятся к бесформенным, или аморфным, телам (например, опал). Наряду с аморфными минералами существуют также весьма мелкие кристаллические образования, распознаваемые лишь под микроскопом. Они называются скрытокристаллическими (криптокристаллическими) (например, халцедон).

Кристалл или кристаллическое состояние вообще характеризуется рядом свойств. Во-первых, гомогенностью, т.е. однородным химическим составом. Во-вторых, анизотропией, т.е. различием физических свойств вдоль разных направлений в кристалле. Все доступные для измерения свойства кристаллов, такие, как характер прохождения света, теплопроводность, электропроводность и др., определяются анизотропией.

При этом кристаллы обладают свойствами, ограничивающими их анизотропию. В них существуют направления, вдоль которых проявляются одинаковые свойства. Такие кристаллы называются симметричными. Под симметрией в общем смысле понимается закономерное повторение какого-либо одного мотива. Под термином «мотив», в свою очередь, следует понимать положение граней, углов и ребер кристаллического многогранника, а также физические и химические свойства кристалла. Сочетание элементов симметрии лежит в основе принципа классификации кристаллов, выделения кристаллографических классов (видов) и кристаллографических сингоний.

Различают элементы симметрии нульмерные, одномерные и двумерные.

Нульмерным элементом симметрии является центр симметрии. Он обусловливает наличие у каждой грани кристалла параллельной ей противоположной грани, получаемой при помощи зеркального отражения этой грани в точке (рисунок 5).

Рисунок 5 – Центр симметрии кристалла.

Одномерные элементы симметрии – это повторные оси (оси симметрии), которые приводят кристалл к совмещениям с самим собой путем вращения на определенный угол (обозначается буквой L). Углы вращения вычисляются путем деления 360° на 1, 2 и т. д. (обозначается n) Так получаются углы 360, 180, 120, 90 и 60°. Соответственно этому оси будут называться осями симметрии второго, третьего, четвертого и шестого порядков, и обозначаться L₂, L₃, L₄ и L₆ (рисунок 6).

Рисунок 6 – Многогранники с осями симметрии второго (а), третьего (б), четвертого (в) и шестого (г) порядков.

Двумерным элементом симметрии является плоскость зеркального отражения, или плоскость симметрии, разделяющая кристалл на зеркально-равные части (обозначается буквой P, рисунок 7). Разные кристаллы имеют различное количество плоскостей симметрии, которое ставится перед буквой Р. В некоторых кристаллах может быть несколько плоскостей симметрии, а других вообще отсутствовать.

Относительно элементов ограничения плоскость симметрии может занимать следующее положение:

- проходить через ребра;

- лежать перпендикулярно к ребрам в их серединах;

- проходить через грань перпендикулярно к ней;

- пересекать углы в их вершинах.

Рисунок 7 – Плоскости симметрии.

Существует ряд закономерностей, сочетания элементов симметрии:

1. Линия пересечения двух или нескольких плоскостей является осью симметрии. Порядок такой оси равен числу пересекающихся в ней плоскостей.

2. L₆ может присутствовать в кристалле только в единственном числе.

3. L₆ не может комбинироваться ни с L₄, ни с L₃, но может сочетаться с L₂ причем L₆ и L₂ должны быть перпендикулярны; в таком случае присутствует 6L₂.

4. L₄ может встречаться в единственном числе или в виде трех взаимно перпендикулярных осей.

5. L₃ может встречаться в единственном числе или 4L₃.

Совокупность всех элементов симметрии, которыми обладает данный кристалл, называется степенью симметрии.

Всего существует 32 класса симметрии, отличающихся либо отдельными элементами симметрии, либо их допустимыми закономерными сочетаниями. Каждый минерал и каждый кристалл относятся лишь к одному из 32 классов¹. 32 класса симметрии распределяются по шести кристаллографическим сингониям.

Сингония выводится из мысленно помещенной внутри кристалла системы координатных кристаллографических осей, причем соотношение длин отрезков по осям и величина углов между ними строго определенные для каждой сингонии. Установка системы кристаллографических осей всегда производится таким образом, что к наблюдателю обращена ось а, направо располагается ось b, а вверх направлена ось с. Между осями а и b заключен угол γ, между осями а и с — угол β, а между осями b и с — угол α (рисунок 8).

Рисунок 8 – Система кристаллографических осей.

Сингонии в порядке возрастания степени симметричности располагаются в следующем порядке: триклинная, моноклинная, ромбическая, тригональная, тетрагональная, гексагональная, кубическая. Сингонии в свою очередь группируются в три категории; низшую, среднюю, высшую.

Триклинная, моноклинная и ромбическая сингонии называются низшими, потому что они не имеют осей симметрии выше второго порядка (L₂).

Тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии называются средними; они имеют одну ось симметрии высшего порядка (L₃, L₄ или Li₄), L₆ (или Li₆).

Кубическая сингония имеет несколько осей симметрии высшего порядка (L₃, L₄ или Li₄); она называется высшей сингонией.

В основе учения о кристаллографических формах лежит понятие «простая форма». Простой формой называют совокупность граней, выводящихся друг из друга при помощи элементов симметрии кристалла. Всего в кристаллах возможны 47 простых форм. В кристалле могут присутствовать одна, две или несколько простых форм. Сочетание двух или нескольких простых форм называется комбинацией. Простые формы могут замыкать и не замыкать пространства; они соответственно называются закрытыми и открытыми.

Первые образуют привычные геометрические фигуры, целиком ограничивающие какой-либо конечный объем. Например, куб, октаэдр, ромбоэдр, дипирамиды. Открытые формы: пирамиды с бесконечно расходящимися от вершины гранями, пинакоид (две беспредельно протяженные в пространстве параллельные друг другу плоскости) и призмы, напоминающие беспредельно идущие трубы многоугольного сечения, ничем не ограниченные по их длине. Реальное сочетание в природе граней открытых и закрытых простых кристаллографических форм дает кристаллу его конечный телесный объем.

Описание простых форм, отнесенных к одной из трех категорий сингонии, представлено в виде таблицы 3.

Таблица 3 – Описание простых форм

Категория сингонии	Простые формы	Рисунок	Пример минерала
Низшая	7 простых форм – из них 5 открытых и 2 замкнутые – тетраэдр и дипирамида ромбическая. Наименее симметричны кристаллы триклинной сингонии. У них из всех возможных элементов симметрии обычно наблюдается только центр симметрии, но иногда и он отсутствует. К моноклинной сингонии относятся кристаллы, которые имеют либо одну плоскость симметрии, либо одну ось второго порядка, либо и ту и другую вместе в сочетании с центром симметрии. Ромбической сингонией обладают кристаллы с одной или тремя осями второго порядка и двумя или тремя плоскостями симметрии (L22P или 3L23PC), а также кристаллы с тремя осями второго порядка без плоскости симметрии (3L2). В поперечном сечении они имеют форму ромба.	Простые формы кристаллов низшей категории: 1 – моноэдр; 2 – пинакоид; 3 – диэдр; 4 – ромбическая призма; 5 – ромбический тетраэдр; 6 – ромбическая пирамида; 7 – ромбическая дипирамида	а б Кристаллы триклинной сингонии: а – альбит; б – микроклин. а б в Кристаллы моноклинной сингонии: а – ортоклаз; б – гипс; в – мусковит а б в Кристаллы ромбической сингонии: а – оливин; б – сера; в – александрит
Средняя	Сюда относятся тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии. Эта группа объединяет кристаллы, обладающие только одной осью симметрии порядка выше второго. В сингониях средней категории вероятны моноэдры, пинакоиды, призмы разного рода, различные пирамиды и дипирамиды, трапецоэдры, ромбоэдры, скаленоэдры, тетрагональные тетраэдры. В тригональной сингонии высшее сочетание элементов симметрии – L33L23PC. Типичная форма кристаллов – ромбоэдры. В элементарной ячейке кристаллов тетрагональной сингонии два из трех базовых векторов имеют одинаковую длину, а третий отличается от них. Все три вектора перпендикулярны друг к другу. Тетрагональная или квадратная сингония отличается присутствием в кристаллах одной оси четвертого порядка. В сечении, перпендикулярном к этой оси, обычно наблюдается форма квадрата или восьмиугольника. Гексагональная сингония характеризуется наличием одной оси симметрии шестого порядка L6. Для кристаллов гексагональной сингонии характерна форма шестигранных призм, грани которых параллельны оси шестого порядка L6.	Простые формы средней категории сингоний: 1–6 пирамиды: 1 – тригональная, 2 – дитригональная, 3 – тетрагональная, 4 – дитетрагональная, 5 – гексагональная, 6 – дигексагональная; 7–12 дипирамиды: 7 – тригональная, 8 – дитригональная, 9 – тетрагональная, 10 – дитетрагональная, 11 – гексагональная, 12 – дигексагональная; 13–25 призмы: 13 – тригональная, 14 – дитригональная, 15 – тетрагональная, 16 – дитетрагональная, 17 – гексагональная, 18 – дигексагональная, 19 – тригональный трапецоэдр, 20 – тетраэдр, 21 – тетрагональный трапецоэдр, 22 – ромбоэдр, 23 – гексагональный трапецоэдр, 24 – тетрагональный скаленоэдр, 25 – тригональный скаленоэдр.	а б в г д е Кристаллы тригональной сингонии: а – кальцит; б – доломит; в – магнезит; г – гематит; д – корунд; е – кварц а б Кристаллы тетрагональной сингонии: а – халькопирит; б – рутил а б в Кристаллы гексагональной сингонии: а – β-кварц; б – апатит; в – нефелин
Высшая	Сюда относится кубическая, объединяющая наиболее симметричные кристаллы. В кубической сингонии возможны 15 простых кристаллографических форм, из них на кристаллах минералов чаще всего наблюдаются тетраэдр, октаэдр, гексаэдр (куб), ромбододекаэдр, пентагон-додекаэдр, тетрагон-триоктаэдр. Кристаллы, относящиеся к кубической сингонии, характеризуются одинаковой развитостью по координатным осям (x, y, z) – они изометричны.	Простые формы высшей категории сингоний	а б Кристаллы кубической формы: а – галит; б – галенит Кристаллы в виде додекаэдров: магнетит Кристаллы в виде ромбического додекаэдра: гранат

Контрольное задание для работы № 2

Вопрос № 1. Типы водного режима почв. Характеристика водного баланса при каждом из выделенных типов водного режима.

Ответ на вопрос изложен по Зеликов 2008, Ганжара 2001, Ковриго 2000

Водный режим – это совокупность явлений поступления, передвижения, изменения физического состояния и расхода воды в почвах. Поступление воды в почву и ее расход характеризуется водным балансом.

Общее уравнение водного баланса выражают следующим образом:

В₀+В_ОС+В_Г+В_К+В_ПР+В_б=Е_ИСП+Е_Т+В_И+В_П+В_С+В_1,

где В₀ – начальный запас влаги; В_ОС – сумма осадков за период наблюдения; В_Г – кол-во влаги, поступающей из грунтовых вод; В_К – кол-во влаги, конденсирующейся из паров воды; В_ПР – кол-во влаги, поступающей в результате поверхностного притока; В_б – кол-во влаги, поступающей от бокового притока поверхностных и грунтовых вод; Е_ИСП – кол-во влаги, испарившейся с поверхности почвы (физическое испарение); Е_Т – кол-во влаги, расходуемое на транспирацию (десукция); В_И – влага, инфильтрующаяся в почвенно-грунтовую толщу; В_П – кол-во воды, теряющейся за счет поверхностного стока; В_С – влага, теряющаяся при боковом поверхностном стоке; В₁ – запас влаги в почве в конце периода наблюдения.

Если за длительный период времени прогрессирующего увлажнения или иссушения территории не происходит, приход и расход воды в почве равны, уравнение водного баланса равно нулю и принимает вид В₀= В₁. Для склоновых элементов рельефа количество воды, поступающей от бокового притока почвенных и грунтовых вод, равно количеству воды, теряющейся при боковом стоке: В_б= В_С. Содержание конденсирующейся в почве влаги по сравнению с другими статьями баланса мало, им можно пренебречь.

С учетом этих уточнений уравнение приобретает следующий вид:

В_ОС+В_Г+В_ПР=Е_ИСП+Е_Т+В_И+В_П

В зависимости от характера годового водного баланса по соотношению его составляющих – годовым осадкам и годовому испарению – формируются типы водного режима. Отношение годовой суммы осадков к годовой испаряемости называют коэффициентом увлажнения (КУ). В разных природных зонах КУ колеблется от 3,0 до 0,1.

Основы учения о водных режимах почвы были заложены Г. Н. Высоцким, который установил 4 типа водного режима (промывной, периодически промывной, непромывной и выпотной), и развиты А. А. Роде, который выделил 6 типов водного режима, разделив их на несколько подтипов². В настоящее время принято выделять 14 типов водного режима³, характеристика которых приведена в таблице 4.

Таблица 4 – Характеристика типов водного режима почв

Тип водного режима	Водный баланс	Описание	Характерные почвы
Промывной (пермацидный)	КУ1 осадки испарение	Формируется в гумидных областях (таежно-лесная зона, влажные тропики и субтропики). Атмосферные осадки ежегодно промачивают почвенно-грунтовую толщу до уровня почвенно-грунтовых вод, часто весной и осенью в таких почвах формируется верховодка. Для почв с промывным типом режима характерен вынос значительной части продуктов почвообразования за пределы почвенной толщи.	Подзолистые; красноземы; желтоземы и др.
Периодически промывной	КУ 0,8-1,2 осадки испарение	Формируется на границе влажных (гумидных) и полувлажных (семигумидных) областей. Для таких территорий характерно промачивание атмосферными осадками почвенио-грунтовой толщи до уровня грунтовых вод один раз в 10-15 лет. Для почв с периодически промывным типом водного режима характерен заметный вынос продуктов почвообразования за пределы почвенной толщи или в нижнюю часть почвенного профиля.	Серые лесные; оподзоленные и выщелоченные черноземы
Непромывной (импермацидный)	КУ 1,0-0,33 осадки = испарение	Формируется в полувлажных (семигумидных) и полусухих (семиаридных) областях. Почвенная толща промачивается в пределах 1-2,5 м. Между промачиваемой толщей и капиллярной каймой грунтовых вод существует горизонт с постоянной в течение всего года низкой влажностью, близкой к ВЗ. Для почв с непромывным водным режимом характерно накопление продуктов почвообразования в почвенном профиле.	Черноземы степной зоны, каштановые почвы сухих степей.
Аридный (сухой)	КУ 0,33 осадки испарение	Формируется в аридных областях. В течение всего года в почвах влажность приближается к ВЗ и только после выпадения осадков несколько повышается.	Бурые полупустынные; серо-бурые пустынные
Выпотной (эксудативный) (подразделяется на собственно выпотной и периодически выпотной)	КУ осадки	Складывается в почвах семиаридного и аридного климата при неглубоком залегании грунтовых вод. Капиллярная кайма грунтовых вод поднимается к поверхности почв, при этом влага испаряется, а растворенные в ней соли скапливаются в поверхностных горизонтах.	Солончаки; солонцы
Десуктивно-выпотной	КУ осадки	Формируется в почвах семиаридного и аридного климата, но при более глубоком залегании грунтовых вод, чем у почв с выпотным режимом. Поэтому капиллярная кайма не достигает поверхности почвы, но охватывает зону распространения корневых систем и испаряется не физически, а десуктивно через посредство растений. В таких почвах чередуются периоды с нисходящими (рано весной) и восходящими токами влаги (летом). Водорастворимые соли скапливаются не в поверхностных горизонтах, а на верхней границе капиллярной каймы.	Полугидроморфные: лугово-черноземные, лугово-каштановые и др.
Паводковый (намывной)		Характерен для речных пойм и дельт, где поверхность почвы ежегодно или раз в несколько лет подвергается затоплению паводковыми водами. Он распространен во всех природных зонах. В межпаводковые периоды этот режим сменяется другим типом водного режима (промывной, непромывной, выпотной и др.), в зависимости от природной зоны и положения в рельефе.	Аллювиальные (пойменные) почвы
Амфибиальный	КУ1 осадки испарение	Формируется в постоянно затопленных участках дельт рек, морских и озерных мелководий или в периодически затопляемых приливными водами манграх. Несмотря на то что поверхностные воды на некоторое время могут стекать, почвы в таких условиях находятся в постоянном переувлажнении.	Мангровые и маршевые почвы
Мерзлотный	КУ1 осадки испарение	Характерен для областей вечной мерзлоты. В течение большей части года вода находится в форме льда, и только в летние месяцы почва оттаивает на небольшую глубину и формируется надмерзлотная верховодка.	Арктические; тундровые; мерзлотные лугово-лесные.
Сезонно-мерзлотный	периодически КУ1	Распространен в регионах, где максимум осадков приходится на летний период и они промачивают почву до уровня грунтовых вод (Амурская область, юг Хабаровского края и др.). Зимой при этом почва промерзает на глубину более трех метров, полностью оттаивая лишь в июле-августе. До этого времени водный режим местности носит все черты мерзлотного типа.
Водозастойный	КУ1 осадки испарение	Характерен для болотных почв атмосферного и грунтового увлажнения при плохом дренаже. В течение большей части года влажность почвы сохраняется в пределах полной влагоемкости и лишь в засушливые периоды несколько снижается.	Болотные
Периодически водозастойный	периодически КУ1	Характерен для болотных почв грунтового увлажнения с ярко выраженными сезонными колебаниями уровня грунтовых вод. При этом влажность почв варьирует от полной влагоемкости до уровня ниже наименьшей влагоемкости.	Болотные
Ирригационный		Создается при искусственном орошении. Он может существенно различаться в зависимости от норм и типа орошения, глубины залегания грунтовых вод, наличия и характера искусственного дренажа, водного режима природной зоны. Отличается частой сменой нисходящих и восходящих токов воды.
Осушительный		Создается при искусственном осушении болотных и заболоченных почв. Он также может существенно различаться в зависимости от норм и типа осушения, глубины залегания грунтовых вод после осушения и водного режима природной зоны.

Вопрос № 2. Характеристика условий почвообразования лесостепной зоны России. Систематика серых лесных почв. Морфологическое описание почвенного разреза серой лесной почвы.

Ответ на вопрос изложен по Богатырев 1988, Зеликов 2008, Реестр 2019, База данных 2018

На территории России лесостепная зона тянется прерывистой полосой с запада на восток с примерной южной границей: Воронеж – Саратов – Уфа, прерывается в районе Уральских гор и возобновляется по линии Троицк – Петропавловск – Барнаул.

Лесостепь представляет собой зону, переходную от влажной таежно-лесной к засушливой степной. На севере осадки и испаряемость сбалансированы (КУ≥1), на юге испаряемость превышает осадки (КУ=0,77). Водный режим – периодически-промывной. Климат зоны умеренно континентальный; континентальность возрастает с запада на восток. Подробнее климатические показатели лесостепной зоны рассмотрены в таблице 5.

Таблица 5 – Климатические показатели лесостепной зоны с разделением на провинции

Провинция	Температура		Длина вегетационного периода		Сумма температур выше 10о		Осадки, мм		Испаряемость, мм		КУ
	I, оС	VII, оС
Среднерусская	-8 … -13	18,5-19		144-150		2200-2400		500-550		500-550		1,0
Прикамская	-13 … -16	18-19		110-120		1800-1900		450-500		—		—
Западно-Сибирская	-16 … -19	18-18,5		116-120		1750-1850		380-420		380-420		1,0
Прибайкальская	-18 … -25	17,5-18,5		95-104		1400-1600		360-450		450-470		0,77-1,0

Лесостепь до сельскохозяйственного освоения состояла из луговых степей и травянистых широколиственных лесов в европейской части и мелколиственных с примесью хвойных – в Сибири. В Среднерусской провинции преобладают дубовые леса с примесью липы, клена, вяза, ясеня; в Прикамской – широколиственно-хвойные леса из пихты, ели сибирской, сосны, березы, липы, осины, клена, вяза (дуб встречается редко). Для Западной Сибири характерны березово-осиновые (березовые колки), а в Восточной Сибири – сосново-березовые леса с примесью лиственницы. Травянистая растительность характеризуется большим разнообразием: ковыль перистый, тимофеевка степная, келерия тонкая, овсяница желобчатая. На территории всей зоны на песчаных террасах произрастают сосновые боры, а в замкнутых плохо дренируемых понижениях – осоково-тростниковые и сосново-гипновые болота.

Количество опада составляет 7-9 т/га в год, в том числе 4-5 т/га в виде корней травянистых растений. С опадом возвращается 250-300 кг/га зольных элементов и 60-90 кг/га азота.

Общий характер рельефа лесостепной зоны – равнинный. На европейской территории – это волнистая и увалистая равнина, в Сибири – плоская, увалистая и волнистая равнина с хорошо выраженной (кроме Западной Сибири) овражно-балочной сетью, что наряду с многочисленными долинами рек способствует естественной дренированности территории. Особенностью Западносибирской равнины является ее заболоченность.

Наиболее распространенными материнскими породами являются карбонатные и бескарбонатные лёссовидные суглинки и глины, покровные желто-бурые суглинки. В отдельных районах европеской части они представлены элювиально-делювиальными отложениями дочетвертичных пород, лёссами и моренными суглинками, в Средней Сибири – коричнево-бурыми и бурыми суглинками и глинами, в Забайкалье – легкими по гранулометрическому составу некарбонатными породами озерно- и пролювиально-делювиального происхождения.

Для этой зоны характерно чередование болотных, дерново-подзолистых, серых лесных почв, северных и оподзоленных, выщелоченных и типичных черноземов, солодей и солонцов, т.е. почв различного происхождения и свойств. Но наиболее распространенными являются серые лесные почвы различного механического состава.

В типе серых лесных почв выделяют три подтипа: светло-серые, серые и темно-серые лесные почвы, которые не всегда имеют четкое подзональное распределение в широтном направлении. Подтипы отличаются друг от друга по содержанию гумуса в верхнем гумусовом горизонте А₁ или А_п ⁴. Каждый подтип на основании различий в гидротермическом режиме делится на фациальные подтипы. В пределах каждого подтипа, в свою очередь, выделяют роды и виды (их описание смотри ниже).

Морфологическое описание почвенного разреза серых лесных почв приведено в таблице 6.

Таблица 6 – Морфологическое описание почвенного разреза серых лесных почв

Серые почвы
Почвенный профиль	Горизонт			Описание
	обозначение	название
	А0	лесная подстилка	маломощная (3-5 см)
	А1	гумусовый горизонт	серого цвета, комковато-мелкозернистой или комковато-зернисто-пылеватой структуры, маломощный (15-30 см), густо пронизан корнями растений, образующими в верхней части дернину
	А1А2	гумусово-элювиальный горизонт	светло-серого цвета, комковатой или комковато-плитчатой структуры, с обильной белесой кремнеземистой присыпкой
	А2В	элювиально-иллювиальный горизонт	серовато-бурого или серовато-коричневого цвета, мелкоореховатой структуры, поверхность отдельностей покрыта слоем кремнеземистой присыпки
	В	иллювиальный горизонт	буровато-коричневого цвета, хорошо выраженной ореховатой или призмовидно-ореховатой структуры. Поверхность отдельностей покрыта темно-бурыми или темно-коричневыми глянцевидными пленками органического или органоминерального состава. По степени выраженности названных признаков может подразделяться на горизонты B1 и B2.
	ВС(к)	переходный горизонт от иллювиального к материнской породе	характеризуется меньшим количеством иллювиальных пленок, менее четкой структурой и меньшей плотностью, чем горизонт B. Часто присутствуют новообразования карбонатов в виде псевдомицелия, журавчиков, белоглазки и нечетких пятен.
	Ск	материнская порода	буровато-желтый суглинок, иногда с сизыми пятнами оглеения, плотный, крупноглыбисто-комковатый, пористый, с карбонатными новообразованиями в виде мучнистых скоплений, дутиков и журавчиков

Светло-серая лесная почва имеет несколько отличное от типичных серых лесных почв морфологическое строение. Во-первых, ее гумусовый и оподзоленные переходные горизонты более светлые, именно светло-серые. В оподзоленном горизонте характерна слоевато-плитчато-ореховатая структура. Более обильна белесая присыпка по всему профилю (рисунок 9).

Рисунок 9 – Почвенный разрез светло-серых лесных почв.

Профиль темно-серой лесной почвы отличается от профиля серой лесной большей мощностью гумусового горизонта, более интенсивной его окраской и менее четкой дифференциацией профиля по элювиально-иллювиальному типу. Переходный горизонт А₁А₂ может отсутствовать. Меньше здесь белесой присыпки в профиле (рисунок 10).

Рисунок 10 – Почвенный разрез темно-серых лесных почв.

Как было сказано выше, кроме подзональных подтипов выделяются фациальные светло-серые, серые и темно-серые:

- теплые промерзающие (Предкавказье);

- умеренно теплые промерзающие (Восточно-Европейская равнина и Урал);

- умеренные длительно промерзающие (Западная Сибирь);

- умеренно холодные длительно промерзающие (Средняя Сибирь);

- холодные длительно промерзающие (Забайкалье).

Фациальные особенности серых лесных почв проявляются в снижении мощности гумусовых горизонтов с запада на восток и увеличении в том же направлении содержания гумуса в гумусовом слое.

В пределах каждого подтипа произведено разделение на роды:

- обычные (развиты на рыхлых толщах суглинистого, глинистого и супесчаного состава);

- остаточно-карбонатные (развиты на карбонатных породах; вскипают в пределах горизонта В);

- контактно-луговатые (сформированны на двучленных наносах с признаками оглеения на контакте пород);

- пестроцветные (развиты на коренных пестроцветных породах, имеют тяжелый гранулометрический состав);

- со вторым гумусовым горизонтом (реликтовым, залегающим в нижней части гумусового горизонта или А₁А₂).

Разделение на виды производится:

1. По глубине вскипания: - высоковскипающие (выше 100 см);

- глубоковскипающие (глубже 100 см).

2. По мощности гумусового горизонта: - мощные (40 см);

- среднемощные (40-20 см);

- маломощные (

3. По степени с/х освоенности: - освоенные;

- окультуренные

Контрольное задание для работы № 3

Вопрос № 1. Возможности сельскохозяйственного и лесохозяйственного использования болотных и болотно-подзолистых почв. Значение осушения болотных почв. Приемы мелиорации.

Ответ на вопрос изложен по Скляров 1970, Ковриго 2000, Шорина 2012

Возможности сельскохозяйственного и лесохозяйственного использования болотных и болотно-подзолистых почв обусловлены их свойствами, проистекающими из генезиса каждого типа.

Для верховых торфяных почв характерны следующие свойства:

- низкая зольность – менее 5 %;

- высокая кислотность – рН_KCl 2,5-3,8;

- низкая плотность – 0,03-0,1 г/см³;

- высокая влагоемкость – 700-1500, а иногда до 3000%;

- низкое содержание оснований и элементов питания;

- относительно повышенное содержание азота (0,5-2,0%);

- емкость катионного обмена – 80-90 мг-экв на 100 г;

- низкая насыщенность основаниями – 10-30%;

- торф слабогумусирован, содержание гумусовых веществ составляет 10-15% к массе торфа, а в их составе преобладают фульвокислоты.

Свойства болотных низинных торфяных почв существенно отличаются от верховых. Для них характерна:

- повышенная зольность (более 10%), а в многозольных родах – до 30-50%;

- реакция среды слабокислая или нейтральная (рН_KCl 5-6,5);

- повышенное содержание азота (1,6-3,8%) и валового кальция (1,5-5% и более);

- емкость катионного обмена высокая – 130-200 мг-экв на 100 г почвы;

- высокая насыщенность основаниями;

- относительная обедненность калием (0,03-0,2%) и фосфором (0,05-0,5%);

- несколько более низкая влагоемкость, чем у верховых (360-1000%);

- несколько более высокая плотность, чем у верховых (0,1-0,15 г/см³).

Целинные торфяные почвы имеют болотный застойный или грунтово-болотный слабопромывной водный режим. В естественном состоянии торф насыщен водой, и пористость аэрации наблюдается лишь кратковременно в самом верхнем 5-10-сантиметровом слое в период летней просушки торфяника. В таких условиях резко ухудшается воздушный режим: снижается газообмен между почвенным и атмосферным воздухом, в составе почвенного воздуха возрастает содержание СО₂ и падает содержание кислорода.

Тепловой режим определяется высокой теплоемкостью и низкой теплопроводностью торфа, что ведет к недостаточной теплообеспеченности торфяных почв.

Болотно-подзолистые почвы формируются под влиянием болотного процесса на фоне подзолистого. Состав и свойства этих почв зависят от степени развитости болотного и подзолистого процессов. Для них характерны:

- фульватный состав гумуса;

- его повышенное содержание в дерновом (2-10 %) и перегнойном (до 20-30 %) горизонтах;

- элювиально-иллювиальное перераспределение R₂О₂ и ила;

- остаточное накопление SiO₂ в верхней части профиля;

- кислая и сильно-кислая реакция;

- ненасыщенность основаниями;

- постоянное или систематическое появление в верхних горизонтах токсичных форм Mn²⁺, Fe²⁺, Al³⁺;

- неблагоприятный водно-воздушный режим, для которого характерно периодическое избыточное увлажнение почвенного профиля.

Как видно из характеристики свойств этих типов почв, они не пригодны к сельско- и лесохозяйственному использованию без комплекса специальных мероприятий, называемых мелиоративными.

Мелиорация земель – это «коренное улучшение земель путем проведения гидротехнических, культуртехнических, химических, противоэрозионных, агролесомелиоративных, агротехнических и других мелиоративных мероприятий»⁵.

Различные мелиоративные мероприятия и приемы мелиорации могут быть сведены к 6 основным видам, которые в виде схемы представлены на рисунке 11.

Рисунок 11 – Основные виды мелиорации почв, их задачи и состав (по Ф. Р. Зайдельману)⁶.

Болотно-подзолистые почвы обычно заняты заболоченными лесными угодьями. Их освоение связано с большими затратами и экономически нецелесообразно. Когда небольшие участки таких почв, залегающие между подзолистыми и дерново-подзолистыми почвами, попадают в распашку, то для выравнивания плодородия всего пахотного поля требуются:

- отвод избытка влаги;

- рыхление подпахотного слоя;

- внесение повышенных доз органических удобрений;

- известкование повышенными дозами.

Т.е. требуется применение приемов гидротехнической, агротехнической и химической мелиорации. Выбор конкретных приемов должен основываться на учете степени их оглеенности.

Так, улучшение глеевых сильно заболоченных почв должно основываться на их мелиорации с утстройством закрытого дренажа. А на глееватых почвах целесообразность осушительных мероприятий должна определяться составом культур, т.е. конкретным севооборотом.Например, при его высоком насыщении такими культурами как картофель, озимая пшеница, лен, устройство дренажа оправдано, т.к. они весьма чувствительны к избыточному увлажнению. При включении же в севооборот многолетних трав (не менее 25 %), улучшение водно-воздушного режима должно осуществляться агротехническими приемами (отвод избытка влаги по временным бороздам, планировка и землевание, почвоуглубление, создание мощного пахотного слоя и др.).

Независимо от степени оглеенности, болотно-подзолистые почвы обладают низким природным плодородием, что требует непременного осуществления комплекса приемов по его улучшению: применение минеральных и органических удобрений, известкование и др.

Что касается болотных почв, то в сельскохозяйственном отношении наибольшую ценность представляют болотные низинные почвы, которые после гидротехнических, культуртехнических и агротехнических мероприятий могут быть превращены в ценные с/х угодья, дающие высокие урожаи овощных и кормовых культур. При освоении и последующем использовании болотных низинных почв первостепенное значение имеет создание оптимального водно-воздушного режима за счет правильно выбранной нормы осушения и поддержания уровня грунтовых вод на заданной глубине с учетом требований отдельных групп сельскохозяйственных культур.

Для существенного изменения воздушного, окислительно-восстановительного и микробиологического режимов применяется ряд приемов (глубокая вспашка, фрезерование и др.). Кроме того, обязательным является применение фосфорно-калийных и азотных удобрений и известкование, т.к. большинство болотных почв бедны фосфором и калием, а азот, содержащийся в торфе, недостаточно биологически мобилен.

В зоне северной и средней тайги, где в болотных почвах биологически активна только верхняя часть пахотного слоя (до 10 см и 15-20 см соответственно), особое значение, наряду с удалением избытка воды, приобретают тепловые мелиорации (пескование, глинование, регулирование снежного покрова и др.).

Болотные верховые почвы нецелесообразно осушать для сельскохозяйственного освоения из-за неудовлетворительных агрономических свойств торфяного слоя. Зато при определенных условиях они отлично подходят для создания высокопродуктивных чистых и смешенных лесных культур сосны и ели⁷.

По многолетним наблюдениям, единственным успешным способом создания лесных культур на осушенном болоте следует считать весеннюю посадку стандартными сеянцами. Посадке предшествует осушение территории с помощью создания открытой осушительной системы. Затем следует обработка почвы, которая заключается в создании микроповышений. Наиболее рационально создавать их путем напашки валов (пластов) двухотвальными лесными плугами типа ПКЛ-70 или ПКЛН-500. Также при создании культур на осушенных болотах необходимостью является такой уход как заделка посадочных щелей. А при создании культур сосны необходимо проводить уходы по борьбе с сорной растительность, которая заглушает посадки сосны. В то же время травяной ярус при небольшой его сомкнутости оказывает положительное влияние на культуры ели, защищая их от повреждений от заморозков и выжимания. При создании лесных культур на осушаемых болотах большое значение имеет размещение посадочных мест. Лучше растут культуры, у которых индекс равномерности стремится к единице. Культуры, созданные более тесно, имеют худшие показатели по росту и продуктивности. Лучшим ростом и продуктивностью отличаются культуры, расположенные в непосредственной близости от осушителя. С увеличением расстояния от осушителя рост и продуктивность культур снижаются.

Помимо того, что болотные почвы могут использоваться в качестве сельско- и лесохозяйственных угодий, ценным источником органических удобрений является сам торф. Однако, из-за низкой биодоступности содержащихся в нем элементов, в чистом виде как удобрение он не применяется.

Существует два способа использования торфа для приготовления органических удобрений: для приготовления подстилочного навоза и приготовления компостов. В качестве подстилки для скота используют малоразложившийся моховой торф. Он хорошо впитывает навозную жижу и газы, устраняя тем самым потери самого ценного компонента удобрений – азота. Торфяной навоз по своим качествам во много раз превосходит соломенный.

При компостировании к торфу добавляют известь, фосфоритную муку, растворимые минеральные удобрения или биологически активные вещества (навоз, сапропель и т.д.).

Вопрос № 2. Методы борьбы с сорняками: механический, биологический, химический. Особенности применения гербицидов в лесном хозяйстве.

Ответ на вопрос изложен по Третьяков 1998, Малаховец 2012

Механический, биологический и химический методы борьбы с сорной растительностью относятся к комплексу истребительных мер.

Механический метод основан на приемах, оказывающих механическое воздействие на сорняки в процессе обработки почвы, и включает в себя:

- провокацию семян к прорастанию;

- механическое и физическое уничтожение;

- истощение;

- удушение;

- высушивание (истощение);

- вымораживание и др.

В системе обработки почвы агротехнические методы подразделяются на:

• в системе основной обработки почвы;

• в системе предпосевной обработки почвы;

• при уходе за посевами;

• в послеуборочный период.

Биологические методы борьбы с сорняками – истребительные мероприятия, основанные на целенаправленном использовании различных живых организмов (бактерий, вирусов, грибов, насекомых, рыб, птиц, грызунов, растений) или продуктов их жизнедеятельности для избирательного уничтожения сорняков. Действие биологических методов проявляется на уровне агрофитоценоза.

Однако биологические методы не нашли широкого применения. Причины заключаются как в их низкой пока эффективности, сложной технологии выявления и размножения необходимых агентов и невозможности жесткого контроля за их расселением.

Химические методы борьбы строятся на использовании таких химических веществ, которые уничтожают сорняки (растения целиком, органы вегетативного возобновления, плоды, семена и т.д.), не повреждая культуру.

Такие вещества, называемые гербицидами, получили весьма широкое распространение для борьбы с травянистой сорной растительностью не только на сельскохозяйственных угодьях, но и на других территориях. Ниже рассмотрим применение гербицидов в лесном хозяйстве.

Основной вред в лесном хозяйстве сорная растительность наносит в питомниках, где при многолетнем выращивании посадочного материала происходит накопление ее количества и видового состава, что приводит к снижению выхода с единицы площади сеянцев и саженцев и их качества.

Для уничтожения сорняков не применяют какой-либо один метод, это всегда комплекс агротехнических мероприятий (лущение, культивация и вспашка почвы, прополка в посевных строчках и защитных зонах) в сочетании с химическими препаратами.

По характеру действия на растения гербициды подразделяют на избирательные и общеистребительные. Первые в определенных дозах вызывают гибель сорных растений и не повреждают сеянцы и саженцы древесных растений, а вторые поражают как культурные, так и сорные растения. И те и другие гербициды могут быть контактного и системного действия. Контактные гербициды вызывают отмирание тех частей растений, которые оказываются с ними в непосредственном контакте. Гербициды системного действия, попадая на листья или в корни растений, передвигаются по сосудисто-проводящей системе и, достигая жизненно важных органов и тканей, вызывают их отмирание.

Применение гербицидов в питомниках проводится по следующей системе:

- на паровых полях уничтожают трудноискоренимые многолетние виды, которые хорошо размножаются как семенами, так и вегетативными органами;

- на полях, занятых сеянцами и саженцами, осуществляется ликвидация одно- и двухлетних сорняков;

- очищают от сорняков дороги, обочины канав, компостники и другие места, которые являются источником распространения огромного количества семян.

Чтобы не происходило накопления одного и того же гербицида в почве используют различные химические препараты на полях, занятых посадочным материалом, и в пару. В севооборотах с сидеральным паром обработку гербицидами проводят после запашки зеленой массы в почву и отрастания сорняков.

Гербициды используют в виде водных растворов и эмульсий с расходом жидкости 600 л на 1 га. Обработка объектов гербицидами ведется по отросшим сорнякам в безветренную погоду в утренние или вечерние часы. Через 2-3 недели после опрыскивания посевов и посадок почву рыхлят культиваторами. При сроке выращивания более 2-х лет на последнем году гербициды не применяют, а проводят лишь культивацию междурядий и ручную прополку сорняков в лентах. Рекомендуемые гербициды и нормы их по действующему веществу приведены в таблице 7.

Таблица 7 – Краткие сведения о гербицидах, применяемых в питомниках

Название	Содержание д.в., %	Норма д.в., кг/га	Форма применения	Уничтожаемые растения	Время обработки	Число обработок
Глидер	36	2,8-8,3	водный раствор	однолетние и многолетние; однодольные и двудольные	по отросшим сорнякам; после окончания роста сеянцев и саженцев по отросшим сорнякам	1
Гоал	25	3-4	эмульсия	однолетние и двухлетние	после окончания роста сеянцев и саженцев по отросшим сорнякам	1
Луварам	75	1,3-2,6	водный раствор	однолетние и многолетние; двудольные (кроме зонтичных)	по отросшим сорнякам	1-2
Раундап	36	3-4	водный раствор	однолетние и многолетние; однодольные и двудольные	по отросшим сорнякам	2
Свип	36	2,8-8,3	водный раствор	однолетние и многолетние; однодольные и двудольные	по отросшим сорнякам; после окончания роста сеянцев и саженцев по отросшим сорнякам	1
Ураган	36	2-4	водный раствор	однолетние и многолетние; однодольные и двудольные	по отросшим сорнякам	1

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ

1. Белицина, Г. Д. Почвоведение. Учебник для университетов. В 2 частях. Часть 1. Почва и почвообразование / Г. Д. Белицкая [и др.] / Под ред. В. А. Ковды, Б. Г. Розанова. – Москва : Высшая школа, 1988. – 400 с. : ил. – ISBN 5-06-001159-3. – Текст : электронный // Геологическая библиотека GeoKniga [сайт]. –URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-pochvovedenie-chast-1-pochva-i-pochvoobrazovanie-vakovdy-bgrozanova-1988.pdf (дата обращения : 12.01.2024).

2. Богатырев, Л. Г. Почвоведение. Учебник для университетов. В 2 частях. Часть 2. Типы почв, их география и использование / Д. Г. Богатырев [и др.] / Под ред. В. А. Ковды, Б. Г. Розанова. – Москва : Высшая школа, 1988. – 368 с. : ил. – ISBN 5-06-001159-3. – Текст : электронный // Геологическая библиотека GeoKniga [сайт]. – URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-pochvovedenie-chast-2-tipy-pochv-ih-geografiya-i-ispolzovanie-vakovdy-bgrozan.pdf (дата обращения : 12.01.2024).

3. Булах, А. Г. Общая минералогия : учебник для вузов / А. Г. Булах, В. Г. Кривовичев, А. А. Золотарёв. – 4-е изд., перераб. и доп. – Москва : Академия, 2008. – 416 с. – ISBN 978-5-7695-4681-5. – Текст : электронный // Геологическая библиотека GeoKniga [сайт]. – URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-obshchaya-mineralogiya.pdf (дата обращения : 07.01.2024).

4. Ганжара, Н. Ф. Почвоведение / Н. Ф. Ганжара. –М. : Агроконсалт, 2001. – 392 с. : ил. – (Учебники и учебные пособия для студентов высших учебных заведений). – ISBN 5-94325-003-4. – Текст : непосредственный.

5. Зеликов, В. Д. Почвоведение с основами геологии : Учебное пособие для студентов специальностей 250201 «Лесн. хоз-во» и 250203 «Садово-парковое и ландшафт. стр-во» / В. Д. Зеликов. – 3-е изд. стер. – Москва : МГУЛ, 2008. – 220 с. : илл. – Текст : непосредственный.

6. Ковриго, В. П. Почвоведение с основами геологии : учебник для вузов / В. П. Ковриго, И. С. Кауричев, Л. М. Бурлакова. – Москва : Колос, 2000. – 416 с. : илл. – (Учебники и учеб. пособия для студентов высш. учеб. заведений). – ISBN 5-10-003135-2. – Текст : электронный // Геологическая библиотека GeoKniga [сайт]. – URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-pochvovedenie-s-osnovami-geologii.pdf (дата обращения : 12.01.2024).

7. Короновский, Н. В. Геология : учебное пособие для вузов / Н. В. Короновский. – 2-е изд., испр. и доп. – Москва : Издательство Юрайт, 2023. – 194 с. – (Высшее образование). – ISBN 978-5-534-07789-6. – Текст : электронный // Образовательная платформа Юрайт [сайт]. – URL : https://urait.ru/bcode/515001 (дата обращения: 06.01.2024).

8. Малаховец, П. М. Лесные культуры : учеб. пособие / П. М. Малаховец ; Сев. (Арктич.) фед. ун-т им. М.В. Ломоносова. – Архангельск : ИПЦ САФУ, 2012. – 222 с. : ил. – ISBN 978-5-261-00649-7. – Текст : непосредственный.

9. Скляров, Г. А. Почвы лесов Европейского Севера / Г. А. Скляров, А. С. Шарова. – Москва : Наука, 1970. – 271 с. – Текст : непосредственный.

10. Третьяков, Н. Н. Основы агрономии : учебник / Н. Н. Третьяков [и др.]. – Москва : ИРПО, Академия, 1998. – 360 с. – ISBN 5-8222-0008-7 (ИРПО), ISBN 5-7695-0245-2 (Академия). – Текст : непосредственный.

11. Шорина, Т. С. Мелиорация почв : учебное пособие / Т. С. Шорина ; Оренбургский гос. ун-т. – Оренбург : ОГУ, 2012. – 190 с. – Текст : электронный. – URL : http://elib.osu.ru/bitstream/123456789/10209/1/3233_20120713.pdf (дата обращения : 24.01.2024).

12. Юбельт, Р. Определитель минералов / Р. Юбельт / Перевод с нем. Т. Б. Здорик, В. П. Колчанова. – Москва : Мир, 1978. – 326 с., 8 л. ил., 3 отд. л. табл. : ил.. – Текст электронный // Геологическая библиотека GeoKniga [сайт]. – URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-opredelitelmineralov.pdf (дата обращения : 07.01.2024).

13. Геологическая деятельность ледников // Образовательный геологический сайт Юрия Попова: [сайт]. – URL : https://popovgeo.sfedu.ru/lecture_11 (дата обращения : 06.01.2024). – Режим доступа : свободный.

14. Единый государственный реестр почвенных ресурсов России : сайт / Министерство сельского хозяйства Российской Федерации. Почвенный институт имени В. В. Докучаева. – Москва, 2019. – URL : http://infosoil.ru/ (дата обращения : 12.01.2024). – Текст. Изображение : электронные.

15. Мультимедийная презентация «Минералы». – Казань, [?]. – 46 слайдов. – Загл. с титул. экрана. – Текст. Изображения : электронные. // Портал Казанского федерального университета [сайт]. – URL : https://kpfu.ru/portal/docs/F1983925198/Mineraly.pdf (дата обращения : 07.01.2023).

16. Почвенно-географическая база данных России : информационная система : сайт. – Москва, 2018. – URL : https://soil-db.ru/map/fridland (дата обращения : 12.01.2024). – Текст. Изображение : электронные.

1^ Подробнее об этом см. Юбельт, Р. Определитель минералов / Р. Юбельт / Перевод с нем. Т. Б. Здорик, В. П. Колчанова. – Москва : Мир, 1978. С. 30-35.

2^ Зеликов, В. Д. Почвоведение с основами геологии. М., 2008. С. 114-115; Ковриго, В. П. Почвоведение с основами геологии. М., 2000. С. 154-155. URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-pochvovedenie-s-osnovami-geologii.pdf (дата обращения : 12.01.2024).

3^ Ганжара, Н. Ф. Почвоведение. М., 2001. С. 175.

4^ Богатырев, Л. Г. Почвоведение. М., 1988. С. 97. – URL : https://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-pochvovedenie-chast-2-tipy-pochv-ih-geografiya-i-ispolzovanie-vakovdy-bgrozan.pdf (дата обращения : 12.01.2024).

5^ Шорина, Т. С. Мелиорация почв. Оренбург, 2012. С. 6. – URL : http://elib.osu.ru/bitstream/123456789/10209/1/3233_20120713.pdf (дата обращения : 24.01.2024).

6^ По Шорина, Т. С. Мелиорация почв. Оренбург, 2012. С. 17. – URL : http://elib.osu.ru/bitstream/123456789/10209/1/3233_20120713.pdf (дата обращения : 24.01.2024).

7^ Малаховец, П. М. Лесные культуры. Архангельск, 2012. С. 115.