Почвоведение, 2022, № 9, стр. 1139-1153

ВВЕДЕНИЕ

В мировом масштабе береговая линия Российской Федерации является самой протяженной. Несмотря на высокий интерес научного сообщества к экосистемам высоких широт, сектор прибрежной части арктической зоны до настоящего времени остается недостаточно изученным [17]. Наименее исследована территория побережья Баренцева моря [3, 40, 45, 46, 52].

Связующим звеном биологического и геологического круговоротов веществ Земли является почва – своеобразная буферная система, обеспечивающая развитие всех компонентов экосистемы и биосферы в целом. Воздействие агентов морской воды создает уникальную геохимическую обстановку, не характерную для большинства почв суши. Под действием соленых вод в маршевой зоне формируется определенный баланс химических компонентов, изменяется реакционная способность соединений с последующей трансформацией продуктов их взаимодействия [34 ] . При удалении от уреза воды вглубь материка влияние моря на почву ослабевает и проявляется лишь за счет импульверизации и выпадения на ее поверхность соленых морских вод в виде аэрозолей. На водоразделах арктической зоны латеральная и радиальная дифференциация веществ почв, как интегральный показатель их функционирования, существенно ограничивается условиями мерзлотного режима [7, 16, 31, 35, 54]. Единая концепция фракционного анализа элементов в почвах до сих пор не разработана. В силу большого числа используемых для этих целей методов и схем создаются трудности при сравнении полученных данных [37, 62].

Цель исследования – охарактеризовать фракционный состав Na, K, Ca, Mg, Al, Fe, Mn в почвах побережья Баренцева моря (Хайпудырская губа). Работа является продолжением цикла публикаций об особенностях состава и свойств почв данной территории [53–56, 58].

ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Район исследований располагается в прибрежной части Хайпудырской губы Баренцева моря. Природные условия и факторы почвообразования территории детально описаны ранее [53, 56]. Разнообразие растительных ассоциаций, геоморфологических условий, почвообразующих субстратов, а также специфические климатические условия района определили значительную пестроту почвенного покрова.

При проведении полевых исследований почвенные разрезы были заложены на пяти наиболее характерных для исследуемой территории участках, которые по уменьшению влияния степени засоления морскими водами можно расположить в следующий ряд: участок I затапливается регулярно, в каждый прилив (марши низкого уровня) – участок II расположен в 100 м от первого в глубь материка, подвергается периодическому подтоплению солеными водами во время сизигийных приливов, штормов и нагонов (марши среднего уровня) – участок III находится на надпойменной террасе р. Море-ю (марши среднего уровня) – участок IV размещен на высоком обрывистом берегу, подверженном влиянию импульверизации (плоско-полигональный болотный комплекс) – участок V занимает часть выровненной водораздельной территории, менее всех доступной воздействию соленых морских вод (табл. 1).

Названия почв даны в соответствии с классификацией и диагностикой почв России [27, 51] и системой мировой базы почвенных ресурсов [38].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

При проведении полевых исследований в различных ландшафтных условиях были заложены опорные разрезы, основной метод изучения которых – традиционный морфологический анализ вертикального почвенного профиля с последующим отбором проб по генетическим горизонтам в соответствии с требованиями ГОС-Та 17.4.4.02-2017¹¹.

Химический состав почв приведен в табл. 2, 3. Для определения валового содержания элементов в минеральных горизонтах почв выполняли разложение образцов смесью концентрированных кислот HF + HClO₄ + HCl при t = 180°С [63]. Измерение количества кислоторастворимых форм элементов всех образцов почв так же выполняли методом микроволнового вскрытия с использованием СВЧ-минерализатора “Минотавр-2” (Россия, ООО “Люмэкс”). Данный прием предполагает разложение почв смесью концентрированных растворов азотной кислоты и перекиси водорода в соотношении 10 : 1 при t = 200°С под давлением восемь атмосфер. Сравнительные измерения показали [20, 30], что подобный метод обеспечивает полное разложение органической матрицы. В этой связи для органогенных горизонтов тундровых почв участков IV и V результаты данного метода принимали за валовое содержание элементов. Подвижные формы элементов экстрагировали ацетатно-аммонийным буферным раствором (ААБ) с pH 4.8 [10]. Закономерности аккумуляции водорастворимых форм Na⁺, K⁺, Mg²⁺ и Са²⁺ данных почв и методы их определения приведены ранее [56]. Содержание элементов в пробах измеряли методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой Spectro Ciros SPECTRO ARCOS. Количество аморфных и слабоокристаллизованных соединений Fe и Al определяли методом Тамма (Т), свободных (несиликатных) форм Fe – методом Мера-Джексона (МД).

В пределах почвенных профилей для минеральных горизонтов почв выделили следующие фракции элементов: “наименее подвижная (слабоподвижная)” – по разности валового содержания (HF + HClO₄ + HCl) и содержания форм элементов, растворимых в (HNO₃ + H₂O₂)-вытяжке и “сильноподвижная” – по разности содержания элементов, измеренных в (HNO₃ + H₂O₂)-вытяжке и в ААБ. Для органогенных горизонтов почв необменные формы определяли по разности содержания элементов в (HNO₃ + H₂O₂)-вытяжке и их концентрации в ААБ растворе. Для всех образцов почв обменные формы – фракция, рассчитанная по разности между содержанием элементов в ААБ и водной вытяжке.

Оценку гранулометрического состава выполняли методом пипетки в соответствии с общепринятой методикой [4]. Определение значений рН проводили на ионометре универсальном Анион-4100 (Россия). Данные получены в аккредитованной лаборатории Экоаналит, а также отделе “Почвоведение” Института биологии Коми НЦ УрО РАН.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Факторы, определяющие распределение элементов в почвах. В поверхностных горизонтах источником различных форм элементов в основном служат растительные остатки. Для растительных сообществ высоких широт характерен менее интенсивный биологический круговорот веществ. Это является следствием как небольшого ежегодного нарастания, а, следовательно, и поступления в опад органической массы, так и в целом невысокой зольности растений арктической пустыни и тундры [42].

В минеральных горизонтах распределение элементов определяется гранулометрическим и минералогическим составом почв. В тонкодисперсных фракциях, обладающих более высокой емкостью катионного обмена, накапливаются, прежде всего, Al и Fe, а также K и Mg – компоненты кристаллических решеток слоистых силикатов [36]. Причиной накопления Ca и Mg могут быть также карбонаты, диагностируемые в отдельных горизонтах [53]. Активная жизнедеятельность птиц на побережьях арктических морей является источником поступления K⁺, Ca²⁺ и Mg²⁺ [21]. Орнитофауна приобретает здесь заметное значение в процессе почвообразования [18, 68]. На этом фоне происходит обогащение прибрежных почв Na и Mg за счет поступления легкорастворимых солей с морской водой и путем импульверизации.

На распределение элементов в почвах маршевой зоны существенно влияет протекание современных седиментационных процессов в связи с приносом минерального наилка на поверхность почвы во время продолжительных и обильных весенних половодий, штормов и др. Это приводит к постоянному омолаживанию субстрата, росту почвенного профиля вверх и погребению ранее сформировавшихся горизонтов. Определенной спецификой накопления элементов характеризуются приречные зоны вблизи устьев крупных рек, где происходит смешение двух типов вод – речных и морских. Эти зоны называются маргинальными фильтрами [32]. Под воздействием электролита (морской воды) наблюдаются значительные по масштабам процессы коагуляции и флокуляции растворенных (коллоидных) и взвешенных веществ, образование свежих оксигидратов Fe, Al, Mn [64, 69]. Седиментация и сорбция дополняются биоассимиляцией и биофильтрацией. Большей сорбционной емкостью обладает глинистый материал, далее органическое вещество и соединения Fe. Таким образом, маргинальные фильтры, контролируя распределение и баланс элементов в океане, обеспечивают накопление разных их форм как на дне, так и в затопляемом при разливе реке пространстве. В этой зоне откладывается 93–95% от взвешенных и 20–40% от растворенных веществ речного стока, включая загрязнения [12, 67]. Накоплению Al и Fe способствуют нейтральная реакция и непромывной тип водного режима почв.

Существенное значение в распределении элементов в почвенных профилях оказывают криогенные процессы, интенсивность которых определяется температурным фактором, количеством влаги, участвующей в фазовых переходах вода–лед, и минералого-гранулометрическим составом почвенной массы [47]. Разнонаправленная миграция веществ, вызывающая надмерзлотную аккумуляцию элементов и их криогенные “подтяжки”, представляет собой уникальное проявление, связанное с ролью мерзлоты как геохимического барьера и “стартера” [13]. В северном полушарии ареал объектов с подобными явлениями достаточно велик [35]. Нисходящие и восходящие потоки веществ в почвенном профиле разнесены во времени в течение календарного года. Эффект разнонаправленной миграции определяется по правилу сложения векторов [43].

Надмерзлотную аккумуляцию Al и Fe в виде органо-минеральных компонентов связывают с “мерзлотной ретинизацией гумуса” (вмыванием и накоплением бесцветного гумуса) [1, 6, 19, 23, 25, 39, 47, 49, 50]. Согласно Арчеговой [1], промораживание почв вызывает криогенное концентрирование подвижных форм органических и минеральных компонентов у промерзающей поверхности, что способствует коагуляции этих веществ, дегидратации и закреплению на месте образования в ходе полного промерзания минеральной массы. Изменения, вызванные криогенными процессами, являются устойчивыми, что обусловливает их усиление при повторном развитии тех же процессов [1]. В пользу подобного механизма также выступают результаты модельных опытов по промораживанию [60]. На примере минеральных горизонтов темно-каштановых почв при воздействии отрицательных температур зафиксировано достоверное уменьшение количества водорастворимой фракции органического углерода при одновременном увеличении содержания их щелочно-гидролизуемых форм. Таким образом, органо-минеральные комплексные соединения преимущественно в весенне-летний период могут мигрировать вглубь профиля и накапливаться над мерзлотой. Ранее было показано накопление в надмерзлотной толще торфяно-глеезема (почва участка IV) углерода органических соединений, а также его водорастворимых форм [53, 56, 58]. Второй, нисходящий, процесс перемещения элементов в почвах – криогенный массообмен, в частности, криотурбация, проявляющаяся в “затаскивании” малоподвижного гумуса из верхних горизонтов вглубь профиля [15, 16, 61, 66, 70, 72]. Следует отметить, что это явление может обеспечивать накопление Al и Fe, связанных с органическим веществом, в любой части почвенного профиля.

Не меньший интерес и дискуссию вызывают данные о миграции элементов в осенне-зимний период, которая происходит преимущественно в обратном направлении – с восходящими потоками влаги к иссушаемому, сезонно-промерзающему верхнему слою почвы [14, 22, 23, 33, 39]. По данным авторов [24], исследовавших температурный режим сезонно-промерзающих тундровых почв лесотундры и южной тундры с разной глубиной залегания мерзлоты, зона нулевых температур на глубине 20–50 см может сохраняться в течение 1–2 месяцев, тогда как промерзание влажной торфяной толщи происходит гораздо быстрее, что создает градиент влажности в сезонно-талом слое. Существуют сведения о миграции поровых растворов к поверхности в мерзлотных почвах и зимой, в течение всего периода стояния снежного покрова [48]. Так, эксперименты по определению скорости миграции в мерзлых породах в Антарктиде показали, что ионы ³⁶Cl мигрируют за 25 дней на расстояние в 7 см [71]. При этом скорость перемещения солей в профиле контролируется градиентом влажности [26]. Это приводит к формированию криогенных солевых ореолов из легкорастворимых форм металлов в приповерхностной части сезонно-талого слоя [33, 48].

Миграция Al может происходить как в виде алюмоорганических комплексных соединений (в широком интервале значений рН), так и в виде аквагидроксокомплексов (рН < 5). Величина выноса/накопления Al зависит от водного режима с учетом влияния на него мерзлотных явлений. Наряду с истинными растворами возможно поднятие и коллоидных растворов [33]. Количество миграционной влаги, несущей с собой тонкодисперсные частицы, зависит от типа субстрата и скорости промерзания. В профиле почвы при медленном темпе промораживания количество влаги, перемещаемой к фронту промерзания, обычно больше, чем при быстром [33]. В изученном торфяно-глееземе (участок V) аккумуляция Fe представлена морфологически в виде охристо-ржавой каймы, образующейся в верхней части относительно обедненного соединениями железа сизо-голубого глеевого тиксотропного горизонта G_сf,tx (13–27 см), а также ржавыми “языками”, проходящими сквозь эту толщу. Накопление соединений алюминия морфологически не очевидно.

Подобное распределение элементов является результатом восходящих криогенных миграций восстановленных форм Fe и Mn к фронту промерзания с последующим их окислением и формированием охристых аккумуляций в виде ферригидрита, гетита или ферроксигита. Мобилизации поливалентных металлов способствует специфика окислительно-восстановительных условий. Согласно литературным сведениям, в торфяных мерзлотных почвах северной лесотундры выражено постепенное изменение условий от переходных (слабо-окислительных/слабо-восстановительных) Eh = 330–400 мВ в сезонно-талом слое к умеренно восстановительным Eh = 180–230 мВ в слоях на глубине 80–100 см, где преобладают Fe(II) и Mn(II) [5].

Таким образом, условия почвообразования на исследуемой территории обеспечивают широкую вариативность источников изучаемых элементов и механизмов их стабилизации. С позиций этих знаний рассмотрим содержание различных форм элементов в почвах.

Фракционный состав элементов. Слабоподвижные формы элементов. Нахождение элементов в наименее подвижной фракции, вероятно, обеспечивается присутствием устойчивых к выветриванию минералов, таких как калиевые и кальциевые полевые шпаты (К, Са, Al), плагиоклаз (Nа, Са), амфибол (Са, Mg), диоктаэрические слюды (Al, Fe, Mn, Mg) и др. Согласно [28], минералы имеют разную устойчивость к процессам криогенного выветривания минерального вещества. Ряд по возрастанию устойчивости минералов имеет вид: кварц → пироксены → амфиболы → полевые шпаты → слюды.

В маршевых почвах вклад наиболее устойчивой фракции в общее содержание элементов существенно различается (рис. 1). Так, для Na и K этот показатель составляет 80–90, Са и Al – 50–80, Mn – 20–60, Mg – 20–45, Fe – 10–45%.

Рис. 1.

Содержание (%) разных форм элементов в почвах участков I–V.

В торфяно-глееземе доля слабоподвижных форм в общем содержании имеет сходный диапазон только для К и Mg, больше вклад наиболее устойчивых форм Na – до 99%. Меньшая роль Са (50–60%), вероятно, связана с тем, что почва не содержит карбонатов. Вклад остальных элементов несколько ниже, чем в маршах – Al (35–60), Mn (7–25) и Fe (13–23%). Следует также отметить, что в профиле торфяно-глеезема наиболее существенный вклад слабоподвижных форм всех элементов присущ законсервированной мерзлотной толще G_┴ (55(69)–76 см), в меньшей степени подвергающейся процессам выветривания и поступления элементов из вышележащих слоев. Напротив, для большего числа элементов минимальная доля слабоподвижных форм свойственна надмерзлотному глеевому горизонту G2 (38–55(69) см). При достаточно однородном гранулометрическом составе минеральной толщи (табл. 2) именно надмерзлотный горизонт характеризуется накоплением углерода органических соединений.

Исключение составляет профильное распределение разных форм Fe и Mn. Общим для этих двух элементов является низкое содержании сильноподвижных форм над мерзлотой, а также практически полное отсутствие наиболее устойчивых соединений элементов в верхнем минеральном горизонте. В этой подподстилочной толще валовое содержании Fe практически полностью представлено его сильноподвижными формами, а Mn, дополнительно, и обменными (64 и 30% от валового содержания соответственно). Таким образом, специфика распределения поливалентных Fe и Mn свидетельствует о существенном преобразовании верхней части минеральной толщи торфяно-глеезема, расположенной непосредственно под торфяным слоем, а также горизонта над мерзлотой.

Сильноподвижные формы элементов. В маршевых почвах доля данной фракции от валового содержания для различных элементов колеблется существенно: Na – до 10, K – 10–20, Ca – 15–30, Mg – 40–65, Al – 20–50, Fe – 50–85, Mn – 10–60%. Для торфяно-глеезема вклад сильноподвижных форм Na не превышает 2, К – 13–18, Ca – 50–60, Al – 35–60, Fe – 13–23, Mn – 7–25%, что несколько меньше, чем в маршевых почвах, в отношении Mg значения сопоставимы.

Для горизонтов засоленных почв отмечена тесная взаимосвязь содержания сильноподвижных форм Al с Fe, а также K с Fe, Al и Mg (R² = 0.88–0.94, рис. 2a), что свидетельствует об их общих источниках, таких как слюды, иллиты, хлориты, смектиты, вермикулиты. Эта гипотеза подтверждается тесной корреляцией между количеством сильноподвижных форм Mg, K, Al, Fe и содержанием илистой фракции, R² = 0.63–0.78 (рис. 2b).

Рис. 2.

Взаимоcвязь содержания элементов в составе сильноподвижной фракции почв между собой (a), с содержанием илистой фракции (ИФ) почв (b).

В надмерзлотной толще торфяно-глеезема выражено незначительное накопление сильноподвижных форм Al и Fe по сравнению с выше- и нижележащими горизонтами. Вероятно, это может быть связано с нисходящей миграцией наиболее растворимых форм соединений названных элементов вплоть до мерзлоты как водоупора. Однако более выраженной зоной накопления сильноподвижных форм Al и Fe является горизонт, следующий за торфяной толщей. Здесь отмечено превышение содержания этой фракции обоих элементов в 1.3–1.5 раза по сравнению с нижней частью профиля. К факторам, препятствующим и компенсирующим нисходящую миграцию сильноподвижных форм, могут быть отнесены тиксотропные свойства горизонта G_сf,tx (13–27 см) и восходящие потоки Fe-содержащих соединений. Тиксотропный горизонт характеризуется отсутствием структуры и обладает очень малой пористостью – даже невысокое содержание влаги приводит к заполнению всех пор водой [23]. Аккумуляция влаги в этой части профиля объясняется наличием моховой подстилки, предохраняющей верхние слои от физического испарения за счет большой водоудерживающей способности, среднесуглинистым гранулометрическим составом, низкой водопроницаемостью и преобладанием связанных форм влаги [2, 22, 23, 29, 41].

Оксалато- и дитионитрастворимые формы Al, Fe. Традиционно химическое фракционирование соединений Fe в нашей стране ведется по схеме, предложенной Зонном. Однако исследования последних лет показали дискуссионность интерпретации результатов химической экстракции соединений Fe из почв [9]. Согласно данным, полученным с использованием мессбауэровской спектроскопии, предлагается несколько иная структура соединений Fe. В автоморфных почвах содержание соединений, извлекаемых вытяжкой Тамма, следует рассматривать как количество Fe(III) в составе легкоразрушаемых комплексных соединений. В гидроморфных минеральных почвах с застойным режимом влажности содержание оксалаторастворимых соединений отражает количество Fe, которое растворяется на начальной стадии биогенного восстановления Fe(III). Содержание дитионитрастворимых соединений следует рассматривать как количество железа (III) в составе восстанавливаемых растворимых веществ как (гидр)оксидов, так и силикатов, потенциально способных к восстановлению в переувлажненных почвах с достаточно высоким содержанием доступного микроорганизмам органического вещества.

Исследования показали, что критерий Швертмана К_Ш = Fe_o/Fe_d превышает единицу (1.0 < К_Ш$ \leqslant $ $ \leqslant $ 3.8), что свидетельствует о неаддитивности вытяжек Тамма и Мера-Джексона [8]. Принцип аддитивности вытяжек реализуется в горизонте AYao (0–4) почвы третьего участка (${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ 6.21), в наиболее кислых горизонтах ACao,g (19–30), CG (30–63 см) почвы второго участка (${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ 3.58–4.1), а также в большинстве горизонтов тундровых почв. Содержание ионов Fe в вытяжках Тамма и Мера-Джексона тесно взаимосвязано (R² = 0.88).

Концентрация оксалаторастворимого Al в пределах почвенных профилей меняется в диапазоне от 0.02 до 0.2% (менее 6% от валового содержания). Количество Fe, извлекаемое двумя растворителями из различных генетических горизонтов всех исследуемых почв, сопоставимо между собой и характеризуется колебанием значений от 0.1–2%. Доля несиликатных форм Fe от его валового содержания в маршевых почвах составляет 3–40%. В минеральной части торфяно-глеезема вклад оксалаторастворимых форм элементов равен 20–90, дитионитрастворимого Fe – 30–100%. В тиксотропном горизонте G_сf,tx (13–27 см) содержание экстрагируемых форм Fe (особенно дитионитрастворимого) на 80–100% соизмеримо с количеством сильноподвижных форм и валовым содержанием элемента, вглубь профиля вклад этих форм ослабевает до 20–40%. Аккумуляции окасалаторастворимого Al в тиксотропном горизонте не отмечено.

Более высокое содержание Al и Fe в минеральных горизонтах торфяно-глеезема по сравнению с маршевыми почвами может быть связано с большей кислотностью почв и образованием металло-органических соединений. На педохимию Fe, помимо значений рН, влияет окислительно-восстановительный статус почв (в данном исследовании мониторинга окислительно-восстановительного потенциала выполнено не было). При низких значениях рН Fe может быть существенно более подвижно, чем Al.

Корреляция содержания оксалато- и дитионитрастворимых форм элемента с сильноподвижными его формами отсутствует (R² = 0.3–0.4). Раствором Тамма извлекается в 10–50 раз меньше Al и по сравнению с его количеством, относимым к сильноподвижной фракции. Превышение содержания сильноподвижного Fe над его концентрациями в вытяжках Тамма и Мера-Джексона тоже имеет место, но в меньшей степени (1.1–24 раза), причем для горизонтов торфяно-глеезема кратность невысока по сравнению с почвами маршей. При этом с глубиной отмечено последовательное увеличение отношения масс сильноподвижной и окасалаторастворимой фракций (от 1 до 4).

Обменные формы элементов. Термин “обменные катионы” в отношении торфяных горизонтов, представленных неразложившимися и слаборазложившимися растительными остатками, относится с определенной долей условности. Дополнительно терминологическая неточность касается ионов Na в засоленных почвах, а также ионов кальция в карбонатсодержащих горизонтах. Более точно – фракция ионов, переходящих в ацетатно-аммонийную вытяжку, за вычетом их водорастворимых форм, то есть в соответствии с методами их измерения.

В торфяной олиготрофной почве доля обменных форм K и Mn уменьшается с глубиной, при увеличении участия Al, Fe и Na, значения для Са и Mg меняются разнонаправленно. По всей вероятности, превалирующее количество катионов, входящих в состав морской воды, в поверхностной толще этой почвы связано с аэральным переносом вещества на поверхность водораздела. Таким образом, происходит обогащение поверхностных горизонтов торфяных почв элементами не только водорастворимой фракции, на что указывалось ранее [56], но и подвижной, извлекаемой ацетатно-аммонийным буферным раствором.

В минеральных горизонтах всех почв доля обменного Mg от валового содержания составляет 10–20, Ca – 10–30, Al – не более 0.5 и Fe – менее 10%. Вклад обменных форм K, Na, Mn от общего количества для почв маршей и водоразделов различается существенно и имеет соответствующие значения для пяти исследуемых участков: 1–4, 1–22, 3–53 и 1, менее 0.1, 2–20% соответственно. Количество обменных Mg, K, Al и илистой фракции взаимосвязаны (R² = 0.44–0.50), для других элементов эта связь отсутствует.

Кислотность почв. Маршевые почвы характеризуются широким диапазоном значений ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ – от 3.58 до 7.20 (табл. 3). Почвы участков I и II имеют контрастные кислотные профили, изменение значений ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ с глубиной разнонаправлено. Разница рН соседних горизонтов существенна – достигает 1.5–2.3 ед. рН. В этих почвах, расположенных друг от друга на расстоянии 100 м, наиболее кислые горизонты находятся на близких глубинах (соответственно 3–24 и 19–30 см), что, вероятно, связано со сходными условиями почвообразования. Кислотность в профиле почвы участка III, наиболее отдаленной от моря и формирующейся на надпойменной террасе, меняется незначительно (${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ 6.6–6.9).

Высокие значения рН почв обусловлены присутствием карбонатов, а также регулярным воздействием соленых морских вод. Все эти факторы способствуют накоплению талассофильных элементов (Na, Mg, Са). Как было показано ранее [53], большим содержанием углерода неорганических соединений характеризуется почва маршей низкого уровня, затапливаемая в каждый прилив, а в ней – поверхностный слой. Карбонаты обнаружены и в нижнем горизонте почвы третьего участка. В почвы литоральной зоны карбонаты поступают преимущественно за счет приноса С_неорг в составе морской воды и карбонатных отложений.

Помимо непосредственного влияния морской воды, возможно повышение значений рН почв и за счет реакций катионного обмена – вытеснения обменных протонов и ионов алюминия катионами, входящими в состав воды, нагоняемой приливами. В какой форме поступает углерод неорганических соединений почв (растворенные гидрокарбонаты, карбонаты, взвеси) не установлено.

Бескарбонатная маршевая почва участка II, испытывающая наименьшее воздействие морской воды, по сравнению с почвой первого участка, более кислая ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ 3.6–5.5, рН_KCl 3.3–5.1. Горизонт ACao,g (19–30 см) с сильнокислой реакцией диагностирован, как указано выше, в срединной части профиля. Обращает на себя внимание незначительная разница значений рН водной и солевой суспензий (∆рН 0.3). Этот горизонт отличается от выше- и нижележащей толщ отсутствием гидрокарбонат-иона [55], небольшим количеством валовых форм Ca, Mg и K, в некоторой степени и Na, минимальным содержанием органического углерода (при колебании от 4.8 до 75 г/кг), наименьшей долей глинистых частиц <0.01 мм (при варьировании в профиле от 8 до 14%).

Кроме специфики приносимого морем субстрата [65], соленость вод также является значимым фактором, влияющим на химический состав наилка. Соленость воды – переменный параметр, зависящий от количества выпадающих атмосферных осадков, испарившейся влаги, объема притока менее соленых морских [56] и талых вод. Однако в большей степени межгодовая изменчивость солености морской воды, особенно у побережья, зависит от весьма выраженных колебаний речного стока, обусловленных проведением различных водохозяйственных мероприятий [11]. В 80-е годы прошлого столетия начало функционировать Печорское водохранилище – технологический водный объект Печорской гидроэлектростанции. Водоем был создан искусственно на правом берегу р. Печора в 1984 г. Вблизи г. Печора были залиты два небольших озера и прилегающие заболоченные лесные участки. Площадь водохранилища составляет 574 га. Уменьшение содержания катионов щелочных, щелочноземельных металлов и гидрокарбонат-иона в прибрежных водах Хайпудырской губы могло быть связано с мероприятиями, вызывающими повышенный речной сток р. Печоры – главной водной магистрали, ежегодно доставляющей примерно 130 км³ пресной воды. Если провести ориентировочные расчеты, взяв средний “прирост” маршевых почв до 1 см/год [44], а глубину наиболее кислого слоя 3–30 см, то можно предположить, что наиболее кислая толща могла начать формироваться как раз около 30 лет назад. Данная гипотеза требует более детальной проработки.

Тундровые почвы, расположенные выше литоральной зоны и испытывающие влияния морских вод только за счет импульверизации, имеют кислую реакцию. Вглубь профилей значения рН увеличиваются. В торфяных горизонтах ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ колеблется 3.8–4.4, рН_KCl – 2.7–3.5. Природа обменной кислотности органогенных горизонтов была подробно исследована ранее [55, 56]. Показано доминирование сильнокислотных компонентов (рK_а ≤ 3) в составе обменной кислотности почв, обусловленной кислотами (“обменным H⁺” по Соколову). Вклад ионов Fe³⁺ в формирование обменной кислотности органогенных горизонтов почв с рН_KCl ≤ 3.0 может достигать 60%. Источником кислотности солевых вытяжек могут быть низкомолекулярные кислоты (щавелевая, малеиновая, лимонная), наиболее сильнокислотные группы растворимых фульвокислот, а также кислоты твердой фазы почв, отдающих протоны в ходе реакций катионного обмена с ионами калия. Накоплению в твердой фазе почв соединений кислой природы способствует низкое содержание различных форм Ca²⁺ и Mg²⁺, участвующих в их нейтрализации. Как упоминалось выше, содержание зольных элементов в тканях растений этой территории несколько меньше по сравнению с данными показателями у аналогичных растений более южных широт [42]. Этот факт является одной из причин распространения сильнокислых торфяных почв в районах Крайнего Севера. Кроме того, питание олиготрофных почв в отличие от эвтрофных осуществляется за счет атмосферных осадков с низким содержанием катионов.

Глеевые горизонты существенно менее кислые по сравнению с органогенными. Указанные выше особенности водного режима тундровых почв препятствуют выносу K⁺, Na⁺, Ca²⁺ и Mg²⁺. Повышению значений рН может способствовать также сам процесс восстановления Fe³⁺, свойственный глеевым горизонтам и сопровождающийся поглощением протонов в соответствии с реакцией: Fe(OH)₃ + 2H⁺ ↔ Fe²⁺ + 1/4O₂ + 5/2 H₂O, на что указывалось ранее [57].

Солевые вытяжки глеевых горизонтов существенно более кислые – на 1.5–2 ед. рН ниже по сравнению водными. Ранее при анализе вариации кислотных свойств автоморфных суглинистых почв ряда южная тайга → средняя тайга → → северная тайга → южная тундра, нами было высказано предположение [57, 59], объясняющее эту особенность глеевых горизонтов. Вероятно, кислотно-основные свойства глеевых горизонтов обуславливаются не столько органическими соединениями, образующимися в подстилке, сколько минеральными компонентами. Возможно, в глеевых горизонтах присутствуют обменные сильнокислотные компоненты (например, соединения Fe³⁺), которые определяют низкое значение рН_KCl даже при их небольшом содержании (низкая обменная кислотность), но не переходят в жидкую фазу водной суспензии при определении ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ (${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ высокие).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Исследование прибрежных почв Хайпудырской губы показало, что на сравнительно небольшой площади, находящейся в зоне влияния морских течений, существует своеобразная совокупность факторов педогенеза, обуславливающая формирование здесь специфических почв с широким диапазоном варьирования разных форм элементов (Na, К, Са, Mg, Al, Fe, Мn).

Под действием приливов и отливов за счет седиментации пылеватых и илистых отложений по отлогим низким берегам накапливается значительная часть осадков. Результатом этого является образование почвенных слоев, существенно отличающих по составу и свойствам. Помимо специфики состава твердого стока значительная межгодовая изменчивость количества привносимых элементов определяется колебаниями солености морской воды, в том числе связанной с проведением различных водохозяйственных мероприятий.

Содержание Na, Mg, в меньшей степени Са, зависит от притока легкорастворимых солей с водой и посредством импульверизации. В минеральных горизонтах засоленных почв распределение слабо- и сильноподвижных форм элементов определяется также гранулометрическим составом наносов, приносимых морем и/или рекой Море-ю (маршевая примитивная дерново-глеевая тяжелосуглинистая почва). Горизонты, богатые илистой и тонкопылеватой фракциями, характеризуются большим содержанием Mg, Al, Fe и K. На этом фоне проявляется варьирование валового химического (элементного) состава: Са и Mg – 0.4–1.2, Na и K – 1.1–2.4, Fe – 1.2–4.0, Al – 3.2–6.5, Мn – до 0.1%.

На высоких позициях рельефа с тундровыми экосистемами, подверженными влиянию моря лишь посредством выпадения морских аэрозолей в результате переноса их воздушными массами, на формирование почв наибольшее влияние оказывают зональные факторы почвообразования. Закономерности аккумуляции Al и Fe в зональных почвах определяются осенней восходящей миграцией растворов к фронту сезонного промерзания, геохимическими барьерами, ограничивающими нисходящую миграцию элементов, образующихся после отмирания, разложения и минерализации растительного опада. Препятствием нисходящей миграции могут выступать как мерзлота, так и слабоводопроницаемые глеево-тиксотропные горизонты.

Все перечисленные факторы в той или иной мере влияют на кислотность почвенных горизонтов, диапазон колебаний которой существенен.

Результаты исследований могут быть использованы при разработке нормативных природоохранных документов и стать основой для планирования региональных экологических программ при оценке антропогенного воздействия на компоненты природной среды арктических и субарктических регионов европейского Северо-Востока.