STUDIA NAD KOM PLEKSEM SORPCYJNYM GLEB W YTW ORZONYCH Z GLINY ZW AŁOW EJ W NAW IĄZANIU DO ICH GENEZY

Transkrypt

1 ROCZNIKI GLEBOZNAW CZE T. X, Z. 2, W arszaw a 1961 KRYSTYNA KONECKA-BETLEY STUDIA NAD KOM PLEKSEM SORPCYJNYM GLEB W YTW ORZONYCH Z GLINY ZW AŁOW EJ W NAW IĄZANIU DO ICH GENEZY Pracownia Chemii i Fizyki Gleb IUNG Warszawa Kierownik prof, dr A. Musierowicz WSTĘP Kom pleks sorpcyjny, jako najbardziej aktyw na część gleby, wpływa decydująco na szereg właściwości gleb, a co za tym idzie, na ich żyzność, w arunkującą rozwój roślin. Celem niniejszej pracy jest nie tylko charakterystyka właściwości sorpcyjnych gleb w ytw orzonych z gliny zwałowej, ale rów nież określenie w pływ u procesów glebotwórczych na ich kompleks' sorpcyjny. Gdyby ograniczyć się do samej charakterystyki właściwości sorpcyjnych gleb, praca m iałaby charakter monografii i stanow iłaby w pewnym sensie zestawienie właściwości sorpcyjnych zbadanych gleb, mogłaby natom iast nie rzucać dostatecznego światła na zależność, jaka zachodzi m iędzy tym i właściwościami a przebiegiem procesów glebotwórczych i ich dynam iką w rozw oju historycznym gleb. Postaw iono następujące tezy, któ ry ch znaczna część została udow odniona w ynikam i analiz: 1. Proces glebotwórczy, jak również jego stopień rozwoju wpływają na kom pleks, sorpcyjny gleb. 2. Procesy geologiczne, które albo poprzedzają proces glebotwórczy, albo przebiegają z nim równolegle, wpływają również na kompleks sorpcyjny gleb; procesy te są uw arunkow ane w odniesieniu do utw o rów zwałowych wiekiem zlodowacenia oraz nasileniem zjawisk peryglacjalnych. 3. Zachodzi konieczność w yodrębnienia spośród ogólnie znanych procesów glebotw órczych procesu przem yw ania, tzw. lessivage, jako

2 470 K. Konecka-Betley różniącego się zarówno od procesu brunatnienia, jak i bielicowania i w pływ ającego w sposób specyficzny na kom pleks sorpcyjny gleb. 4. G leby b ru n atn e przem yte i bielicowe c h arak tery zu ją się odrębnym i właściwościami sorpcyjnym i, co pozwala na wysunięcie kryteriów dla ich rozpoznaw ania. W celu głębszego wniknięcia w istotę zagadnienia i postawionych tez zwrócono w pracy szczególną uwagę na gleby bielicowe i przem yte (lessivés), w ytw orzone z glin zwałowych, natom iast gleby b ru n atn e w y tworzone z tych utworów są objęte tylko niektórym i badaniami. Praca nie uw zględnia zupełnie czarnych ziem w ytw orzonych z glin zwałowych. Badania niniejsze obejm ują zatem profile gleb w ytw orzonych z gliny zwałowej, któ re pod w zględem m orfologicznym i fizyko-chem icznym w ykazują często różne stopnie b ru n atn ien ia i bielicow ania. W pew nych jednak przypadkach niektóre z tych gleb w świetle najnowszych poglądów nie w ykazują cech właściwego procesu bielicow ania, natom iast zaznacza się w nich głównie inny proces proces przem ywania (lessivage). Je st to koncepcja w ysuw ana obecnie przez niektórych gleboznawców, której celem jest w yodrębnienie z wielkiej grupy gleb bielicowych gleb wcześniejszego stadium poprzedzającego i przygotow u jącego proces bielicow ania. W poprzednich pracach nad kom pleksem sorpcyjnym gleb, w ydanych wspólnie z Musierowiczem [53 57], są scharakteryzow ane pod względem właściwości sorpcyjnych liczne profile gleb bielicowych i brunatnych, jak rów nież czarnych ziem, w ytw orzonych z gliny zwałowej. Na wyniki tych badań powołuję się w niniejszej pracy. Badania dotyczą głównie pojem ności sorpcyjnej gleb w stosunku do kationów wym iennych, rodzaju i ilości kationów wym iennych w poszczególnych typach i rodzajach gleb, jak również ich wpływu na właściwości gleb. Dane te w dużym stopniu w yjaśniły właściwości chemiczne typów gleb Polski w zależności od ich składu mechanicznego i m ineralnego. Profile charakteryzow ane w tej pracy są profilam i w ybranym i spośród wielu innych po przeprow adzeniu w stępnych badań terenow ych i lab o ra to ry j nych w naw iązaniu do poprzednich badań. R ep rezen tu ją one zatem n a j częściej w ystępujące u nas ty p y gleb w ytw orzone z glin zwałowych. Jak ogólnie wiadomo, sorpcyjnym kom pleksem glebowym nazywamy silnie rozdrobnioną m ineralno-organiczną stałą frakcję gleb. W kom pleksie sorpcyjnym wyróżniam y: kom pleks organiczny i m ineralny, jak również połączenia organiczno-m ineralne. W odniesieniu do kom pleksu m ineralnego gleby decydującą rolę odgryw a nie tylko skład m echaniczny, a więc frakcja ilasta, ale również skład m ineralny gleb, a przede w szystkim zaw artość poszczególnych grup m inerałów ilastych (grupy:

3 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 471 m ontm orylonitowa, kaolinitowa i ilitowa), wiążących się z genezą skał oraz gleb. Ogólnie możemy stwierdzić, że wiek zlodowacenia odgrywa dużą rolę we właściwościach kom pleksu sorpcyjnego gleb, w ytw orzonych z gliny zwałowej. Gliny zwałowe zlodowacenia bałtyckiego, jako młodsze, przy ty m sam ym składzie m echanicznym w porów naniu z glinam i zlodowaceń starszych, zaw ierają w w ierzchnich w arstw ach w iększe ilości dwuwartościowych kationów wym iennych, głównie Ca i Mg, co wiąże się również w pewnym stopniu z przebiegiem procesu glebotwórczego. Gleby w ytw orzone z glin zasobniejszych w związki o charakterze zasadowym nie ulegają w tych samych strefach roślinno-klim atycznych tak szybko procesowi bielicowania, jak gleby wytworzone ze skał uboższych w związki zasadowe. Na wielkość i charakter kompleksu sorpcyjnego wpływa także w dużej m ierze część organiczna gleby próchnica, przy czym nie tylko jej ilość, ale i jakość. Należy zwrócić uwagę, że form y związków próchnicznych zależą w znacznym stopniu od jakości i ilości m ateriału w y j ściowego w postaci resztek roślinnych (rodzaje zespołów roślinnych), jak również od w arunków klim atycznych, wpływających decydująco na dynam ikę m ineralizacji i hum ifikacji [35, 15, 14]. Ja k w skazują liczni autorzy [14, 41, 70], dużą rolę rów nież w charakterystyce właściwości sorpcyjnych części organicznych gleby odgrywa rozm ieszczenie form związków próchnicznych w poziomach genetycznych profilu glebowego. Różnice w rozm ieszczeniu form próchnicy w y stępują najjaskraw iej w glebach leśnych różnych siedlisk, natom iast w glebach upraw nych różnice te są częściowo zatarte upraw ą i nawożeniem. Mimo to w glebach upraw nych w poszczególnych typach glebowych zaznaczają się pewne różnice w rozmieszczeniu form związków próchnicznych, co w skazuje na genetyczny związek m iędzy ty m i połączeniam i próchnicznym i a form am i wyjściowymi w postaci resztek roślinnych (typy ściółek). Badania różnych autorów [35] wskazują, że niektóre profile gleb upraw nych, będące glebam i poleśnym i, mim o zm ienionych cech, sk u t kiem długoletniej upraw y i nawożenia, w ykazują charakterystyczne cechy nawiązujące do dawnych procesów glebotwórczych, odbywających się pod roślinnością drzew iastą w różnych w arunkach siedliskowych. Form y ściółek leśnych [14, 20, 35, 61] i rośliny wchodzące w ich skład charakteryzują nie tylko siedliska leśne, ale wpływają decydująco na przebieg procesów glebotw órczych. W zależności od ty p u ściółki w jed nych glebach odbywa się intensyw ny rozkład m aterii organicznej m ineralizacja (np. w glebach lessivés [14]), w innych m ineralizacja substancji organicznej przebiega bardzo powoli (np. w glebach bielicowych). Proces h um ifikacji ch arak tery zu jący się syntezą produktów pośrednich

4 472 K. Konecka-Betley z rozkładu resztek roślinnych odbywa się w różnych typach gleb w różnym stopniu nasilenia, decydując o dynam ice związków próchnicznych. Gleby bielicowe charakteryzują się w porównaniu z glebam i b ru natnym i i czarnoziem am i m ałym stopniem zarówno m ineralizacji, jak i hum ifikacji [1, 6, 14, 35, 61]. N iektórzy autorzy przy charakteryzow aniu różnych form związków próchnicznych naw iązują do poziomów genetycznych w poszczególnych typach glebowych. Kononowa [35] charakteryzując właściwości próchnicy w różnych glebach podkreśla jako jedną z w ażniejszych cech stosunek ogólnej ilości kwasów hum inowych do kwasów fulwowych. Stosunek ten w glebach zbielicow anych jest m niejszy od 1, przy czym zachodzą pew ne wahania w zależności od stopnia zbielicowania i upraw y. Stosunek ten kształtuje się powyżej 1 w ciem no-szarych glebach leśnych i czarnoziem ach. Z badań tych trudno jednak wyprowadzić konkretne wnioski odnośnie zawartości kwasów hum inow ych i fulwowych w poszczególnych poziom ach genetycznych. Duchaufour nawiązując do m etodyki Tiurina przytacza dane z w łasnych analiz. W glebach leśnych lessivés zawartość wolnych kwasów fulwowych w poziomie A\ w ahała się od 0,5 do 1,4%, a w poziomie В w ynosiła ok. 0,1%, zaś w glebach bielicow ych zaw artość w olnych kwasów fulwowych przekraczała w poziomie Ai 0,2%, a w poziomie В 1,2 2,0%. Badania te wskazują na dużą rolę, jaką w procesie bielicowania, w odróżnieniu od procesu lessivage, odgrywają wolne kw asy fulwowe, decydujące o przem ieszczeniu kom pleksow ych związków organiczno-m ineralnych z w ierzchnich vdo głębszych poziomów. Kononowa podkreśla również, że w glebach silnie zbielicowanych próchnica charakteryzuje się dużą rozpuszczalnością, co decyduje o przemieszczaniu jej w głąb profilu glebowego. Związki próchniczne, jak podaje ona, w y stęp u ją w stanie w olnym lub zw iązanym z R 2O3. W edług danych Kononowej w glebach darniowo-bielicowych w porównaniu z glebam i silnie zbielicowanymi zaznacza się wyraźny wpływ procesu darniowego na skład próchnicy. W w yniku powyższego w poszczególnych poziomach, z w yjątkiem poziomu Ao, zmniejsza się zaw artość w olnych kwasów fulw ow ych, co decyduje o większej trw ało ści związków próchnicznych i lepszej s tru k tu rz e gleb. W edług Musierowicza [61] w glebach bielicowych strefy leśnej przew aża hydrolityczny rozkład związków organicznych, pow odujący w ytw arzanie się większej ilości fulw okw asów w porów naniu z kw a sami hum inow ym i i ulminowymi.

5 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 473 Duże znaczenie dla charakterystyki procesów glebotwórczych posiada stosunek С : N w częściach organicznych gleby zarówno w ściółkach leśnych, tzw. ściółkach nakładow ych, jak i w poziom ach ak u m u lacy j nych. Jak podaje Musierowicz, m ineralizacja i hum ifikacja opadu roślinnego przebiega pomyślnie, jeżeli stosunek С : N jest m niejszy od 30. Duchaufour stwierdza, że m ineralizacja związków próchnicznych jest powolna przy stosunku С : N przekraczającym 20. P rzy stosunkowo w ąskim С : N próchnicy ty p u m ul i m oder m ineralizacja przebiega szybko, a przy stosunku С : N średnim w przypadku próchnicy ty p u m oor (Rohhum us) m ineralizacja przebiega powoli i rozkład su b sta n c ji organicznej jest tylko częściowy. Laatsch [41] stwierdza, że im węższy jest stosunek C :N w częściach organicznych gleby, tym wartościowsze są form y związków próchnicznych. W edług niego w typowych czarnoziemach stosunek С : N w aha się w granicach 1 0 :1 do 13:1. W glebach brunatnych С : N waha się w granicach 13 : 1 do 20 : 1, natom iast w form ach ściółek typu Rohhum us stosunek ten jest jeszcze szerszy. W edług Kononowej w niektórych glebach ZSRR, jak w czarnoziem ach oraz glebach ciem nokasztanow ych, stosunek С : N kształtu je się powyżej 10, a w glebach bielicowych północnej strefy leśnej stosunek С : N m aleje od 10,5 do 9,7. Zdawałoby się pozornie, że proces bielicowania, jako ogólnie znany, nie wymaga scharakteryzow ania, w świetle jednak najnowszych badań ustala się nowe kryteria dla w yodrębniania tego procesu i uwypuklenia jego cech w odróżnieniu od procesu lessivage. Pojęcie typu gleby jest związane z przebiegiem pewnego określonego procesu glebotwórczego, przez który należy rozumieć zjawiska zarówno biologiczne, jak i fizyko-chem iczne zachodzące w glebie w w yniku w zajem nej działalności czynników glebotwórczych [49, 71, 74, 78, 83, 86]. D ynam ika tych zjaw isk decyduje o rozw oju gleb, które ulegają po u p ły wie pewnego czasu zasadniczym niekiedy przeobrażeniom. Strefa roślinno-klim atyczna obejm uje wiele procesów glebotwórczych, k tórych p rzebieg zależy od całokształtu zachodzących zjaw isk pod w pływ em w szystkich czynników glebotw órczych. Na obszarze Polski, w zależności od różnych okresów geologicznych, a przede wszystkim od różnych stadiów zlodowaceń, wykształciły się z poszczególnych skał m acierzystych gleby o różnym stopniu rozwoju. Dzięki procesom glebotw órczym zachodzącym w starszych okresach geologicznych wytworzyły się gleby, które możemy często obserwować w profilach geologicznych jako gleby kopalne, np. terra rossa i terra

6 474 K. Konecka-Betley fusca [37]. Gleby te w pewnych przypadkach ulegając odsłonięciom mogą podlegać w spółczesnym procesom glebotw órczym. Na w ytworzenie się gleb wielki wpływ w yw arły zjawiska peryglacjalne [2, 12, 16, 17, 18, 19, 22, 30, 63, 68], które na obszarze Polski, w zależności od okresów zlodowaceń, przebiegały w różnym czasie. Z jawiska te zadecydowały na ogół o rozluźnieniu i spiaszczeniu w pewnym stopniu w ierzchnich w arstw glebowych, co zadecydow ało w dalszej kolejności o przebiegu procesu bielicow ania. Zjaw isko pow staw ania poziomu wym ywania w glebach bielicowych wiąże się często z głębokością zam arzania i rozm arzania gleby w w arunkach peryglacjalnych [84]. Należy podkreślić, że na obszarze Polski, niezbyt jaskraw o zróżnicowanym pod względem klim atycznym, duży wpływ na kształtow anie się gleby wywarła również skała m acierzysta, a w pewnym stopniu i rzeźba terenu [24]. Utwory lodowcowe, a wśród nich gliny zwałowe, podlegając zjawiskom peryglacjalnym mogły ulegać spiaszczeniu i w ym ywaniu składników zanim właściwy proces bielicowania, głównie pod wpływem lasów iglastych, spowodował rozpad kom pleksu m ineralnego. Na przebieg więc zjawiska przem ywania i bielicowania w yw arły ogromny wpływ zarówno w arunki klim atyczne w różnych stadiach postglacjału, jak i skład m ineralny skał m acierzystych, a przede wszystkim ich zasobność w związki zasadowe. Jak wynika z poglądów niektórych autorów, gleby bielicowe na obszarze środkowej Europy mogły wytworzyć się w postglacjale, zarówno w okresie borealnym [10, 14, 22, 64, 65], jak i w okresie subatlantyckim [81] ze względu na stosunkowo niższą średnią roczną tem peraturę, znaczne opady atm osferyczne i na związaną z w arunkam i klim atycznym i roślinność z przew agą drzew iglastych. W okresie atlantyckim p o stg lacjału natom iast przew ażał najpraw dopodobniej na naszych teren ach pro ces brunatnienia, jak rów nież proces przem yw ania m echanicznego (proces lessivage), ze w zględu na znaczne ocieplenie k lim atu przy jednocześnie znacznej ilości opadów atm osferycznych, oraz na charakterystyczną roślinność leśną z przewagą takich drzew liściastych, jak dąb, buk, grab, lipa itp. Na przebieg tzw. kw aśnej hydrolizy, decydującej o procesie bielicowania, w yw ierają wpływ zarówno w arunki klim atyczne oraz związana z nim i roślinność, jak i skała m acierzysta, uboga w związki zasadowe. I dlatego nie należy rozw oju różnych procesów glebotw órczych ograniczać wyłącznie do pewnych okresów postglacjału. Może być tu tylko mowa o przewadze pewnych procesów. Należy również zwrócić uwagę na okres trw ania poszczególnych w arunków klim atycznych. Postglacjalne ocieplenie [81], jak stw ierdzono m etodą 14C, nastąpiło około

7 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb lat p.n.e. (cytuję za Tyczyńską). Znaczne oziębienie klim atu nastąpiło około 850 lat p.n.e., co zdecydowało o nasileniu w tym czasie procesu bielicow ania na obszarze Polski. Gleby przem yte (lessivés), jak podają liczni autorzy [7, 9, 10, 13, 14, 21, 25, 26, 33, 34, 36, 38, 39, 62, 67], w ystępują przede w szystkim w zachodniej Europie na obszarze atlantyckim ze względu na znaczną ilość opadów atm osferycznych w okresie letnim, co decyduje o procesie ługow ania, jak rów nież m echanicznego przem ieszczania związków koloidalnych z wierzchnich do głębszych warstw. Przem ieszczanie to odbywa się zasadniczo bez rozkładu m inerałów ilastych, w pew nych jednak w y padkach, jak podaje E h w a 1 d, w tzw. glebach lessivés na zlepkach stru k tu ra ln y c h m ożna już zauważyć ślady peptyzacji koloidów. W rozwoju historycznym proces przem ywania przeważa w klimacie okresu atlantyckiego, który był znacznie cieplejszy od współczesnego. G leby przem yte w ystępujące na terenie Polski pow stały najpraw dopodobniej również w cieplejszym okresie atlantyckim postglacjału, co wcale nie w yklucza możliwości przebiegu procesu przem yw ania i w spółcześnie. Na przebieg tego procesu znaczny wpływ wywiera zasobność skały m acierzystej w związki zasadowe przy jednoczesnej znacznej jej przepuszczalności, co decyduje o szybkim rozkładzie związków próchnicznych. C harakterystyczny profil gleby przem ytej składa się z następujących poziomów genetycznych: A q ściółka ty p u przew ażnie m oder, albo m ul-m oder; A 1 poziom akum ulacyjny przeważnie barw y jasno szarej, słabiej s tru k tu ra ln y niż poziom A i w glebach brunatnych, przy tym sam ym składzie m echanicznym ; A% w odróżnieniu od poziomu A 2 gleb bielico w y ch poziom jasnożółty (paliowy) z zaznaczającą się już destru k cją struktury; В poziom nagrom adzenia się części ilastych, najczęściej barw y brązowej, zamulony i m niej zbity niż poziom В iluw ialny gleb bielicowych; С skała m acierzysta. W odróżnieniu od typowych gleb b ru n atn y ch w typow ych glebach lessivés nie zaznacza się poziom brunatnienia (B), czyli poziom intensywnego wietrzenia, w którym strącają się w odorotlenki żelaza i glinu przy ph powyżej punktów izoelektrycznych tych związków. Należy jednak podkreślić, że nie wszyscy autorzy, którzy zajm ują się zagadnieniem gleb brunatnych i gleb lessivés, jasno precyzują różnice pod w zględem cech m orfologicznych, szczególnie m iędzy glebam i b ru n atn y m i lessivés a glebam i lessivés. B rak poziom u b ru n atn ien ia w glebach lessivés w porów naniu z glebami brunatnym i jest wynikiem m.in. m niejszej zawartości części ilastych w skale m acierzystej, jak również nieco niższym ph, mimo że gleby te pow stają w jednakow ych w arunkach klim atycznych. Przez m echaniczne

8 470 K. Konecka-Betley przemieszczanie części ilastych w głąb profilu należy rozumieć m.in. ich wym ywanie przez wody deszczowe, przenikające głównie przez kanaliki po rozłożonych korzeniach. Jak podaje Reuter [67], poziome zróżnicowanie m ateriału w profilu glebow ym m ożna w w ielu przypadkach tłum aczyć działaniem m rozu w okresach międzylodowcowych (soliflukcja), natom iast pionowe zróżnicowanie. działaniem procesu przem yw ania. E h w a 1 d podkreśla, że o ile w glebach brunatnych na podstawie obserwacji szlifów w poziomach genetycznych nie możemy stwierdzić śladów peptyzacji koloidów, o tyle w glebach lessivés może zaznaczać się już m inim alna peptyzacja koloidów na ściankach przew odów i pęknięć gleby. W nawiązaniu do poglądów Ehwalda i Reutera na powstawanie gleb lessivés, a w oparciu o badania geomorfologiczne [10, 18, 30] prowadzone na terenie Polski można stwierdzić, że wśród zjawisk peryglacjalnych zjawisko soliflukcji odgrywać może znaczną rolę zarówno w procesie lessivage, jak i w procesie bielicow ania. Zjawisko to, polegające na lokalnym przem ieszczaniu m ateriału skalnego lub glebowego skutkiem rozm arzania i zam arzania w peryglacjale, w efekcie końcow ym rozluźnia m ateriał przygotow ując go do procesu lessivage, a w d alszej kolejności bielicow ania. Jednym z ważniejszych kryteriów chemicznych, jak podaje E h w a 1 d, pozwalającym na odróżnienie gleb bielicowych od lessivés, jest stosunek SiC>2 : R2O3 zarów no w całym m ateriale, jak i we frak cji ilastej w poziomach A i/b i Porów nanie w artości tych stosunków w skazuje na brak rozpadu kom pleksu m ineralnego w glebach lessivés w odróżnieniu od gleb bielicow ych [10]. W tych przypadkach, gdzie zaznacza się bardzo słaby rozpad kom pleksu m ineralnego, w yrażający się przede wszystkim przemieszczeniem z poziomu A 1 do В półtoratlenków glinu, m am y już do czynienia z początkiem procesu bielicow ania. Gleby lessivés w porów naniu z bielicow ym i mogą w yróżniać się ponadto wyższym stopniem wysycenia kationam i zasadowymi, wyższym ph gleby, jak rów nież m echanicznym przem ieszczaniem R2O3 z w ierzchnich do głębszych w arstw. W glebach lessivés liczba otrzym ana z podzielenia SiOg : R 2O3 w poziomie Ai przez SiÜ2 : R2O3 w poziomie B t jest większa od 1, jeżeli brać pod uwagę części ziem iste gleby. Jeżeli natom iast brać pod uw agę w y łącznie części koloidalne, to liczba w yrażająca stosunek SiÛ2 : R2O3 w poziomie A 1/B 1 wynosi 1, ta k jak w glebach brunatnych, albo 1 1,5, co wskazuje w tym ostatnim przypadku na silniejszy stopień przem ywania, związany w pew nym stopniu z przem ieszczaniem związków żelaza, ale

9 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 477 bez rozkładu m inerałów ilastych, a co za tym idzie, bez przemieszczania związków glinu. Powyższe kryteria nie zostały jeszcze ustalone przez gleboznawców zachodnioeuropejskich w ostatecznej formie. Stosunek SiC>2 : R 2O3 w poziomie A±/B jak stw ierdzają niektórzy autorzy [10, 13, 34], m oże w ahać się w pew nych stosunkow o niew ielkich granicach w zależności od nasilenia poszczególnych procesów. Wszystko to wskazuje, że w typow ych glebach lessivés nie m a wyraźnego rozkładu m inerałów ilastych, a przede wszystkim zachodzi mechaniczne przemieszczanie tych m ateriałów. Poglądy gleboznawców am erykańskich na procesy przem ywania i bielicowania znaleźć można w pracy Tavernier i Smitha [75]. W yróżniane w USA gleby szarobrunatne zbielicowane (grey brow n podsolic soils) są odpowiednikiem co wyraźnie podkreślają autorzy gleb b ru n atn y ch lessivés, jak rów nież w pew nych przypadkach gleb lessivés. G leby te, jak w ynika z ich ch arak tery sty k i, są bliższe pod w zględem typologicznym glebom b ru n atn y m niż glebom bielicow ym. Gleby bielicowe są glebam i pow stającym i przy udziale roślinności lasów głównie iglastych w klim acie wilgotnym chłodnym, lub wilgotnym um iarkowanie chłodnym, tj. w takich warunkach, w których duża ilość opadów powoduje silne przem ywanie i intensyw ny proces wietrzenia, przy jednoczesnym rozkładzie w tórnych m inerałów ilastych [3, 41]. W skutek tego powstaje typowy profil bielicowy z charakterystycznym i poziomami genetycznym i: A 0l A lf A 2, B, C. W przeciwieństwie do gleb bielicowych gleby brunatne nie m ają poziomu Л2, a również poziom (B) nie jest, jak w glebach bielicow ych, poziom em iluw ialnym, lecz jest poziomem brunatnienia. W ielu autorów, m.in. Tomaszewski [78, 79] i Laatsch [41], odnosi term in gleby bielicowe przede wszystkim do gleb znajdujących się pod lasami iglastymi, gdzie proces bielicowania, czyli w ym yw ania składników pokarm owych w wyniku rozkładu kompleksu* m ineralnego, zachodzi aktualnie. W tedy profil taki wygląda następująco: Aq w arstw a ściółki słabo rozłożonej ty p u R ohhum us lub ściółki silniej rozłożonej typu moder. W arstwa ściółki odcina się ostro od poziomu Ai, który przechodzi w poziom eluw ialny A 2 jasnoszary a naw et białawy. Poziom B} w dobrze wykształconych glebach bielicowych przeważnie odcina się ostro od poziomu A 2 i jest zabarwiony zwykle w górnej swej części przez związki próchnicze, a w dolnej części przez związki żelaza i glinu na brunatnaw o. Poziom te n jest zazwyczaj zbity i często b a r dziej zwięzły od poziomu С ze względu na nagrom adzenie się w nim związków koloidalnych. Przejście poziomu В w skałę m acierzystą nie jest ostre. W glebach upraw nych zbielicow anych, jak w skazuje większość ba- 10 R o c z n ik i G le b o z n a w c z e t. X, z. 2.

10 478 K. Konecka-Betley daczy, m orfologiczne cechy zbielicowania ulegają w m niejszym lub w iększym stopniu pewnem u zanikowi pod wpływem upraw y i nawożenia, co jednak ze względu na cechy fizyko-chem iczne tych gleb nie upoważnia do zaliczenia ich do innego typu genetycznego. Dla podkreślenia jednak tych zmian spowodowanych przez działalność gospodarczą człowieka określa się te gleby jako gleby bielicowe upraw ne [4, 50]. W przypadku zaznaczenia się silnego wpływu upraw y, nawożenia i zm ianow ania roślin na cechy m orfologiczne i właściwości gleb bielicow ych mogą się one przekształcić w odrębną kategorię gleb antropogenicznych, nie m ieszczących się w ram ach obecnych system atyk genetycznych gleb [9, 23, 82]. Stara szkoła gleboznawcza genetyczna, którą reprezentow ali Dokuczajew i Sybircew, podkreślała przy tw orzeniu się gleb bielicow ych decydujący w pływ klim atu, a co za tym idzie, ich strefowość. Główną m yślą W i 1 i a m s a [83] jest stw ierdzenie, że proces bielicowy to zjawisko uzależnione w pierwszym rzędzie od biosfery (głównie zespołów roślinnych), k tóra prow adzi do ew olucji gleb zw iązanej nie ty l ko z w pływ em klim atu, ale rów nież z czynnikiem czasu oraz z działaniem pozostałych czynników glebotw órczych. Miklaszewski [45, 46] w pracach swoich zaznacza, że na ogół gleby nasze poddają się i ulegają bielicowaniu; różnią się one jednak stopniem intensyw ności tego procesu w zależności od w ypadkow ej działania czynników glebotwórczych. W edług tego autora proces bielicowania zaznacza się najsilniej w przypadku gleb wytworzonych z chudych, piaszczystych glin lodowcowych oraz z utw orów pyłowych fluw ioglacjalnych. Mieczyński [44] w swych pracach podkreśla zależność między intensywnością procesu bielicowania a składem m echanicznym, reliefem i skałą m acierzystą, m niej lub więcej zasobną w w ęglan w apnia. M niejszą rolę w procesie bielicowania przypisywał on na ziemiach Polski roślinności, podkreślanej przez badaczy rosyjskich. Terlikowski [76] w ostatnich latach swojej pracy naukowej rozwijał konsekw entnie teorię W iliamsa, podkreślając wpływ świata roślinnego na kształtow anie się gleb, m.in. na proces bielicow ania. Należy rów nież uwzględnić nowsze poglądy na istotę procesu bielicowania. W edług Laatscha [41] główną cechą procesu bielicowania jest rozkład kom pleksu m ineralnego pod w pływ em kwasów hum usow ych w y tw arzających się w ściółce leśnej. W odróżnieniu od zwykłego w ietrzenia, które daje w efekcie końcowym nagrom adzenie m inerałów ilastych, rozkład kom pleksu m ineralnego daje zubożenie wierzchnich w arstw w m inerały ilaste, a co za ty m idzie, spiaszczanie tych w arstw.

11 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 479 Bielicowanie prowadzi również, według tego autora, do zubożenia w ierzchnich w arstw ty ch gleb m.in. w w odorotlenki żelaza i glinu. W odorotlenki żelaza wraz z w odorotlenkam i glinu oraz substancje próchnicze strącają się w poziomie В dzięki przekroczeniu swego punktu izoelektrycznego, który waha się w bardzo szerokich granicach od ph 4,7 do 7,4. W kolejności n ajpierw przy najniższym ph strącają się koloidy próchnicy, potem żelaza, a na końcu glinu. M orfologicznie uw idacznia się strącanie próchnicy w postaci ciem nobrunatnej w arstw y pod poziomem A0. T en ostatni poziom odznacza się jasną barw ą i zaw artością przede w szystkim kwarcu. Miąższość poziomu eluwialnego jest m iarą stopnia zbielicowania gleb o zbliżonym składzie m echanicznym. Obliczono np. dla szwedzkich gleb bielicowych przyrost poziomu bielicowego (eluwialnego) na 1 2 m m w ciągu 100 lat. Poglądy Scheffera i S с h а с h t s с h a b e 1 a [70] na zagadnienie bielicowania pokryw ają się w znacznym stopniu z poglądami L a a t- s с h a. Autorzy ci podkreślają ponadto, że proces bielicowania zaznacza się bardzo mocno w glebach wytworzonych z różnych osadów dolinowych i wydmowych piasków, jak również z ubogich w krzem iany w ietrzelin piaskowców i gruboziarnistych granitów. Na powyższych skałach m acierzystych, ubogich w składniki pokarmowe roślin, utrzym uje się roślinność przystosowana do takich warunków, m.in. roślinność iglasta i wrzosow ata, decydująca bądź sprzyjająca procesowi bielicow ania [29]. Ehwald i Reuter [20, 67] w nawiązaniu do badań К u b i e n у [37] nazywają bielicowymi takie gleby, w których następuje rozkład m inerałów ilastych oraz w w yniku tego rozkładu odbywa się przem ieszczanie m ateriału ilastego z poziomu A do B. Jednym z kryteriów pozwalających w yróżnić typow e gleby bielicow e jest stosunek Si0 2 : R2O3 oznaczony we frakcji m niejszej od 0,002 mm, który w odróżnieniu od gleb brunatnych wyraża się znacznie wyższą cyfrą w poziomie A niż w poziom ie B. W edług Musierowicza proces bielicowania zaliczany jest do procesów biochemicznych. Nie przypisuje on w tym procesie wyłącznej roli klim atow i, lecz bierze pod uwagę w pierw szym rzędzie czynniki biologiczne, nie pom ijając jednak działania na kształtow anie się gleby pozostałych czynników glebotw órczych, któ re w pew nych przypadkach m o gą odgryw ać w ażną rolę [50, 51]. Podkreśla on również zubożenie wierzchnich w arstw gleb bielicowych w składniki pokarmowe [5, 50, 54] w porównaniu z glebami brunatnym i, w ytworzonym i z tych sam ych utworów m acierzystych i w tych samych w arunkach klim atycznych, co zaznacza się morfologicznie w postaci charakterystycznych poziomów genetycznych, a chemicznie rozpadem kom pleksu m ineralnego.

12 480 K. Konecka-Betley W edług Tomaszewskiego [78, 79] i Jarkowa [31] okresowy proces glejow y o niezbyt dużym nasileniu może w pływ ać decydująco na przem ieszczanie głównie związków żelaza z w ierzchnich do głębszych w arstw w w arunkach beztlenowych. Związki żelaza ulegając w tym przypadku redukcji jako łatwo rozpuszczalne mogą być wym ywane, jak tw ierdzi Tomaszewski, w daleko większym stopniu niż jako kreniany lub jako sole w odorotlenków glinu i żelaza w klasycznych p rzy kładach procesu bielicow ania, odbyw ającego się, jak wiadomo, w w a ru n kach silnie kwaśnych. Należy stwierdzić, że w podtypie gleb bielicowych glejow ych m orfologiczne cechy zbielicowania zaznaczają się bardzo w y raźnie, co w skazuje na nakładanie się ty ch dwóch procesów. Można jednak stwierdzić, że istnieją ku tem u dostateczne podstawy, aby wyróżnić oddzielnie obydwa procesy biorąc pod uwagę, że proces glejowy dający podobne przemieszczenia związków żelaza co właściwy proces bielicowania może odbywać się w w arunkach odczynu obojętnego lub zasadowego, natom iast proces bielicowania jedynie w w arunkach odczynu kwaśnego. BADANIA WŁASNE W łaściwości chem iczne gleb, k tóre stanow ią głów ny tem at pracy, zależą w znacznym stopniu od w arunków geologicznych i od morfologii terenu. Zbadane gleby w ystępują w następujących regionach naturalnych: na wysoczyźnie południowo-mazowieckiej (rawskiej), wznoszącej się do 210 m n.p.m. i w Kotlinie W arszawskiej, wchodzącej w skład Niziny M azowiecko-podlaskiej oraz na W yżynie Łódzkiej, dochodzącej do 316 m n.p.m., zaliczonej wg Lencewicza [42] do obszaru W yżyny Kielecko-Sandom ierskie j. Na specjalne podkreślenie zasługują procesy denudacyjne, zwłaszcza w fazie peryglacjalnej zlodowacenia bałtyckiego, które m iały miejsce na obszarze całego stadium W arty. W św ietle najnow szych badań należy stadium W arty uznać za stadium zlodowacenia środkowo-polskiego, co specjalnie podkreśla Galon [22], biorąc pod uw agę zasadnicze różnice m iędzy rzeźbą stadium b ran denburskiego (zlodowacenie bałtyckie) a rzeźbą stadium W arty. Na ogół zjawiska peryglacjalne powodujące denudację przyczyniają się do obnażania głębszych w arstw skały m acierzystej, bardziej zwykle zasobnej w związki zasadowe, co w ostatecznym efekcie może zadecydować o m niejszym stopniu zbielicow ania gleb w ytw orzonych z ty ch skał. Skałam i m acierzystym i zbadanych gleb' są tylko gliny zwałowe lekkie lub średnie, k tó re są w yługow ane z w ęglanów na znaczną na ogół głę

13 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 481 bokość, przekraczającą często 150 cm. Jedynie w przypadku gleb b ru n atn y ch w ęglan w apnia w ystępuje na głębokości cm. P rzy charakteryzow aniu powyższych gleb w ytw orzonych z gliny zwałowej wzięto pod uwagę zarówno badania terenowe, jak i wyniki badań laboratoryjnych. Ogólnie biorąc, spiaszczenie wierzchnich w arstw może być w yw ołane zarów no procesem geologicznym, co na zbadanym obszarze odegrało szczególną rolę w związku ze zjawiskami peryglacjalnym i, jak rów nież sam ym procesem bielicow ania i przem yw ania, pow odującym przem ieszczanie związków koloidalnych w głąb profilu glebowego. W przypadku działania wyłącznie procesu geologicznego spiaszczone wierzchnie warstw y oddzielone są ostro od gliny podłoża najczęściej w arstw ą m niej lub więcej rozwiniętego bruku. W przypadku spiaszczenia w w yniku samego procesu bielicowania i przem ywania spiaszczone w ierzchnie w arstw y przechodzą stopniowo w glinę podłoża, któ ra zazw y czaj zalega na m niejszej głębokości. Jeżeli główną rolę w przem ieszczaniu części ilastych odgrywa proces przem ywania (proces lessivage), w tedy pod poziomem A3 znajduje się poziom В/ zamulony, przy czym obydwie te warstw y różnią się w sposób m niej jaskraw y pod względem zabarwienia niż w glebach bielicowych poziom A2 i B. W wielu przypadkach proces geologiczny i obydwa procesy glebotwórcze mogą się na siebie nakładać, co utrudnia w znacznym stopniu właściwe rozpoznanie gleb. Niemniej jednak w przypadku typowych gleb niecałkowitych, w których transport wierzchnich w arstw na obce genetycznie podłoże odbywa się z dalszych miejsc, różnice w składzie m echanicznym tych dwóch w arstw zaznaczają się jaskraw iej, niż kiedy tra n sp o rt odbywa się na bardzo m ałą odległość. W św ietle tych rozw a żań, jak również opierając się na badaniach geomorfologicznych D y 1 i- k a[ 1 8 ], w środkow ej Polsce można stw ierdzić, że naw et gleby w ytw o rzone na m iejscu swego pow stania z gliny zwałowej m ogą być w w ierzchnich w arstw ach spiaszczone dzięki procesowi zam arzania i rozm arzania, jakie m iało m iejsce w peryglacjale w w arunkach k lim atu tu n d ro wego [68]. Zjaw iska peryglacjalne, w pływ ając na rozluźnienie m ateriału skalnego, decydują już o przemieszczeniu na m ałą stosunkowo głębokość części koloidalnych, co w pierw szej kolejności decyduje o procesie lessivage. Cechy morfologiczne gleb są odzwierciedleniem procesów glebotwórczych zachodzących w profilu glebowym, a w pew nym stopniu są rów nież w yrazem ich cech chem icznych. W celu jaśniejszej in te rp re ta c ji w yników badań przedstaw ia się charak te ry sty k ę m orfologiczną zbadanych profilów:

14 482 K. Konecka-Betley Pułtusk cm 3 10 cm A cm В cm od 80 cm Kociszew 3 A\ 0 20 cm A cm В cm С od 80 cm Bratków 4 A\ 0 25 cm gleba leśna bielicowa; las sosnowy około 100-letni z dom ieszką liściastych (dąb, osika, brzoza); podszycie kruszyna, leszczyna, jarzębina, dąb, osika, m alina, jeżyna; runo traw y, m chy, paproć, poziomka, borów ka: (tzw. warstwa próchnicy nakładowej) ściółka typu moder, brak pod warstw y butwienia (F), podwarstwa hum ifikacji (H) słabo rozw inięta, przechodzi stopniowo w poziom akum ulacyjny, poziom próchniczny barw y szarej, bezstrukturalny, ziarna kw arcu bez b ru n atn y c h otoczek w odorotlenków żelaza; powyższe cechy m orfologiczne w skazują na szeroki stosunek SiC>2 do R2O3. poziom eluw ialny wybielony, bezstrukturalny, ziarna kw arcu bez otoczek wodorotlenków żelaza, co wskazuje na szeroki stosunek SiC>2 do RnC>3. poziom iluw ialny barw y brunatnordzaw ej, w zbogacony w wolne w odorotlenki żelaza, które tworzą otoczki na ziarnach kwarcu; stosunek SiC>2 do R2O3 wąski. skała m acierzysta, glina zwałowa barw y brunatnej, nie zm ieniona procesam i glebotw órczym i. i analogiczna gleba n r 1 gleba bielicow a orna: poziom akum ulacyjny barw y szarej, bezstrukturalny, brak otoczek związków żelaza na ziarnach kw arcu. poziom eluw ialny w yraźnie zaznaczony, wybielony, bezstrukturalny, przejście z A 2 do В dość ostre, poziom iluw ialny barw y brunatnordzaw ej, zbity, wzbogacony w półtoratlenki żelaza i glinu, skała m acierzysta barw y brunatnej, wykazująca strukturę pryzm atyczną. Cechy morfologiczne, jak np. barw a i struktura w skazują na wąski stosunek Si0 2 :R 2C>3 w porów naniu z poziomami Ai i A2; odw apnienie na większą głębokość. gleba orna przem yta (lessivés): poziom akum ulacyjny szary, niekiedy z odcieniem żółtym, na ziarnach kw arcu można zaobserwować cienkie otoczki w odorotlenków żelaza;

15 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 483 A cm poziom przem yw ania barw y jasno żółtej paliow y, w odróżnieniu od poziomu A2 gleb bielicow ych ziarna kw arcu pokryte są jeszcze otoczkami półtoratlenków żelaza; poziom zubożały częściowo w m inerały ilaste, któ re są przem ieszczane głównie m echanicznie do poziomu В г bez ich rozkładu, na co wskazuje nie tylko analiza chem iczna, ale i cechy m orfologiczne (barwa i tekstura). Bi cm poziom barw y brunatnej, często w ykazujący stru k tu rę wielościenną, wzbogacony w porów naniu z poziomem Ai w związki żelaza, jak również w m inerały ilaste przemieszczane mechanicznie, na co wskazuje pod względem morfologicznym w pewnym stopniu zam ulenie tego poziomu, a pod względem chemicznym podobny jak w poziomie A stosunek SiC>2 do R2O3 we fra k c ji ilastej. С od 80 cm skała m acierzysta nie zm ieniona procesem glebotwórczym glina zwałowa barw y brunatnej, o strukturze pryzm atycznej, nie zawierająca do 150 cm w ęglanu w apnia. Chodów 9 las Ao gleba brunatna leśna (słabo przem yta lessivés), las liściasty dębowy; resztki starej dębiny, około 150 lat, w dom ieszce grab i osika; podszyt jarz ę bina, leszczyna, dąb, m alina i jeżyna; runo tr a wy, zawilec, przylaszczka, konw alia, poziomka: 0 4 cm ściółka typu mul, opad z liści (L), brak poziomu butw ienia (F) i podwarstw y hum usowej (H), która została w ym ieszana z częścią m ineralną gleby. Ai + A cm poziom akum ulacyjny barw y szarobrunatnej, s tru k turalny, z w yraźnym i otoczkami, znacznej grubości wodorotlenków żelaza. Dolna część tego poziomu słabo przejaśniona i m ałej miąższości około 5 cm stanow i zaczątek poziomu A3 (lessivés). Bi cm poziom zamulenia. (B) cm poziom brunatnienia, strukturalny, barw y brunatnej, zawierający w odorotlenki żelaza, które tworzą w yraźne otoczki na ziarnach kw arcu. С od 90 cm skała m acierzysta, glina zwałowa, zaw ierająca węglany.

16 484 K. Konecka-Betley Chodów 10 pole gleba brunatna orna, bardzo słabo przem yta (lessivés): A 1 + A cm poziom akum ulacyjny m ułow y, strukturalny, b arw y szarobrunatnej, z otoczkami żelaza na ziarnach kwarcu, w dolnej części słabo przejaśniony (odcień żółty), przejaśniona część m iąższości 10 cm. Bi cm poziom zamulenia. (B) cm poziom brunatnienia, strukturalny, barw y brunatnej, zawierający w odorotlenki żelaza, które tworzą w yraźne otoczki na ziarnach kw arcu. С od 80 cm skała m acierzysta, glina zwałowa, zaw ierająca w ę glany. Obserwacja cech morfologicznych obydwu gleb 9 i 10 wskazuje na obecność poziomu В / (poziomu zamulenia), różniącego się pod względem struktury od poziomu (B), który również w ystępuje i co upoważnia do zaliczenia ty ch gleb do gleb b ru n atn y ch słabo przem ytych. Pozostałe profile gleb 2, 5, 6, 7, rep re z en tu ją stadia pośrednie, w y kazujące różne stopnie nasilenia procesów przem yw ania i bielicowania, co w yraża się rów nież w cechach m orfologicznych tych gleb. Powyższe spostrzeżenia morfologiczne, w ynikające z opisów profilów, potw ierdzają również w pewnym stopniu w yniki analiz m echanicznych i chem icznych. Spośród zbadanych profilów (tabl. 1) profile 2, 4, 5 stanowią gleby wytworzone z gliny zwałowej lekkiej (glina lekka wg PTG zaw iera 20 35% części spław ialnych poniżej 0,02 mm), natom iast profile 6 i 7 stanow ią gleby wytworzone z gliny zwałowej średniej (glina średnia wg PTG zawiera 35 50% części spław ialnych poniżej 0,02 mm). Jako kryterium pozwalające wydzielić gleby lekkie od gleb średnio-ciężkich wzięto pod uw agę zaw artość części spław ialnych w w ierzchnich w arstwach: w glebach lekkich poniżej 20%, w glebach średnio-ciężkich 20 35% według PTG. Profile 1 i 3 stanowią gleby silnie spiaszczone w w y niku procesu bielicowania, wytworzone z gliny zwałowej. Nie wyklucza to n a tu ra ln ie pewnego w pływ u spiaszczenia w w yniku procesu geologicznego, na k tó ry nałożył się proces glebotw órczy. P rzy rozpatryw aniu składu mechanicznego zbadanych gleb należy zwrócić uwagę, że w w yniku procesu bielicow ania, jak rów nież m echanicznego przem yw ania, spłaszczenie w ierzchnich w arstw gleb bielicow ych i przem ytych w ytw orzonych z glin zwałowych lekkich jest zjaw iskiem dość częstym. Przy rozpatryw aniu składu mechanicznego poszczególnych poziomów genetycznych (tabl. 1), należy wziąć pod uw agę procentow ą zaw artość

17 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 485 wszystkich frakcji, a w pierwszym rzędzie zawartość części koloidalnych (<C 0,002 mm). W zrastająca zawartość części spławialnych, a wśród nich koloidalnych, decyduje o w iększej pojem ności sorpcyjnej i większej zaw artości poszczególnych kationów w głębszych warstw ach zbadanych gleb. Poziomy iluw ialne gleb bielicowych i przem ytych, wytworzonych z glin zwałowych, zaw ierają z reguły większą ilość części koloidalnych, co w pew nym stopniu jest związane nie tylko ze stopniow ym przechodzeniem w ierzchnich w arstw w glinę podłoża, ale rów nież z przem ieszczaniem związków żelaza i glinu zarów no w w yniku rozkładu kom pleksu m ineralnego, jak i przemieszczania mechanicznego części ilastych. Poziomy te w stosunku do skały m acierzystej zawierają często nieco w ięcej części koloidalnych, co pow oduje ich w iększą zwięzłość. Ja k w y nika ze składu mechanicznego profili 2, 3, 4, 6 poziomy eluwialne tych gleb zaw ierają więcej części spław ialnych (wśród nich koloidalnych) od poziomów próchnicznych. Je st to ch arakterystyczne dla gleb bielicow ych 0 słabym stopniu zbielicowania, jak rów nież dla gleb przem ytych, w y tw orzonych z gliny zwałowej. Skład m ineralny zbadanych gleb, określony o rientacyjną m etodą te r miczną Tokarskiego [77], zawiera dwie grupy m inerałów ilastych: grupę m ontm orylonitową, w skład której wchodzą m ontm orylonit, beidelit i n o n tronit oraz grupę kaolinitow ą, w skład k tórej wchodzą kaolinit 1 haloizyt. Tokarski nie precyzuje, do której z tych dwóch grup m i nerałów ilastych oznaczonych jego m etodą wchodzą m inerały określone przez innych autorów jako grupa ilitowa. Ogólna zawartość m inerałów ilastych wiąże się ściśle z zawartością części koloidalnych (tabl. 1, 2 i 2a) i w zrasta w głąb profilu, dając niekiedy pewne odchylenia. W w yodrębnionych grupach m inerałów ilastych oznaczonych tą m etodą przeważa na ogół grupa kaolinitowa jako bardziej stabilna w porównaniu z grupą m ontm orylonitową. Jak wskazuje Scheffer i Schachtschabel [70] grupa m ontm orylonitową przeważa w glebach słabo alkalicznych, a grupa kaolinitowa w glebach um iarkow anych kwaśnych. W edług Gorbunowa [27] natom iast odczyn gleby (ph) jest tylko jednym z czynników form owania się minerałów; należy brać pod uwagę również takie czynniki, jak klim at, wiek, roślinność i skałę m acierzystą. M inerały grupy m ontm orylonitowej i kaolinitowej mogą znajdować się według niego zarów no w glebach kw aśnych, obojętnych i zasadowych. W w yniku w łasnych badań można stw ierdzić, że ogólna zaw artość m i nerałów grupy m ontm orylonitowej wzrasta w głębszych warstw ach przy wyższym ph w porównaniu z wierzchnim i, podczas gdy tej zależności w m inerałach grupy kaolinitow ej nie stw ierdzono (tabl. 2 i 2a). Pojemność sorpcyjna we wszystkich zbadanych glebach w poziomach głębszych zarów no w poziom ach iluw ialnych, jak i w skale m acierzystej

18 m K. Konecka-Betley jest znacznie wyższa od pojemności sorpcyjnej w arstw wierzchnich, co jest wynikiem nie tylko spiaszczenia w ierzchnich w arstw oraz wyższego ph w warstw ach głębszych, ale również i większego procentowego udziału grupy m ontom orylonitowej w porównaniu z warstw am i wierzchnim i (tabl. 2 i 4). W pływ większej zawartości m inerałów grupy m ontm orylonitowej w głębszych w arstw ach zbadanych gleb w porównaniu z warstw am i w ierzchnim i na w zrost pojem ności sorpcyjnej ty ch gleb w ydaje się oczywisty. Jak podaje Scheffer, w czystej form ie kaolinit w ykazuje pojemność sorpcyjną 3 15 m g-równ. na 100 g m inerału, a m ontm orylonit mg-równ. na 100 g tego m inerału; ilit zaś m g-równ. na 100 g m inerału. Powyższe w yniki m ogą m ieć jedynie znaczenie orientacyjne ze w zględu na to, że m etoda Tokarskiego, za pomocą k tó rej oznaczono dwie g ru py m inerałów ilastych, daje tylko przybliżoną ich zawartość. Ogólna suma m inerałów ilastych, oznaczonych m etodą Tokarskiego (tabl. 2a) świadczy w pewnym stopniu o wielkości kom pleksu sorpcyjnego tych gleb. W iększa zaw artość m inerałów grupy m ontm orylonitow ej w porów naniu z kaolinitową w poziomach genetycznych z reguły decyduje o większej ich pojemności sorpcyjnej. Trzeba jednak podkreślić, że o właściwościach sorpcyjnych gleb decydują nie tylko suma m inerałów ilastych, ich jakość, ale i sposób ich pow iązania z próchnicą. Zagadnienia odczynu gleby nie można rozpatryw ać w oderw aniu od kwasowości w ym iennej i glinu wymiennego oraz pojemności sorpcyjnej wym iennej. W ierzchnie w arstw y gleb (tabl. 3) m ają niższe ph od w arstw głębszych, co wiąże się nie tylko z wym yciem węglanu wapnia na znaczną głębokość, ale również z m niejszą zawartością kationów o charakterze zasadowym. Spośród zbadanych gleb lekkich stosunkowo wyższe ph w w ierzchniej w arstw ie w ykazuje gleba przem yta (prof. 4). J e st to jed nym z k ry terió w pozw alających na w yróżnienie ty ch gleb od gleb bielicowych. W łaściwy bowiem proces bielicowania, odbywający się przy udziale roślinności leśnej (lasy iglaste), przebiega w w arunkach odczynu silnie kwaśnego przy ph poniżej 5, co w rezultacie decyduje o silnym zakw aszeniu w arstw w ierzchnich. W glebach przem ytych natom iast przemieszczanie substancji ilastych odbywać się może przy wyższym ph nie dając rozkładu kom pleksu m ineralnego gleby. Powyższe zastrzeżenie odnosi się głównie do gleb leśnych; w odniesieniu do gleb u p raw nych nie m ożna przyw iązyw ać zbyt dużej wagi do odczynu jako do k ry teriu m typologicznego.

19 Skład mechaniczny gleby - tóechanicel so il composition Tablica 1 ilic Jscov:oś<5 Locality 5а4? 6 depth cm Części szkielet. Skeletal parts > 1 mm Części ziemiste Earth parts <1 mm 0 części ziemistych gleby w mm 0 of earth parts in mm Ogółem - Total % 1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,1 0,1-0,05 % Głębokość pobrania próbki Sample- 0,05-0,02 0,02-0,006 0,0U6-0,002 0, ,1 0,1-0,02 <0,02 Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie.- Soils from boulder loams - light Sierakowice ,6 94,40 9,8.24,8 41, Ipow.Łowicz} ,0 94,00 7,0 25,5 43, ,3 95,70 4,2 12,5 37, ,5 95,50 5,3 13,0 55, Mokre - Lewe ,5 95,50 4,2 14,8 35, ,5 95,50 16,2 18,4 40, ^pow.skiernie ,77 94,23 14,0 12,5 27, wice; ,17 95,83 11,9 11,9 40, ,47 95,53 10,0 8,7 33, Kociszew ,00 95,00 2,5 9,3 56, vpow.piotrków) ,0 89,00 3,5 6,8 48, ,00 97,00 1,5 2,8 36, ,20 97,80 2,5 4,7 40, Bratków ,50 96,50 2,2 6,0.55, Ipow.Wieluń) ,00 90,00 3,5 6,5 36, , ,00 96,00 1,5 3,2 43, ,50 97,50 1,5 3,7 36, , Klonowa ,2 94,80 7,3 19,4 38, (pow.sieradzj ,9 95,10 7,1 14,5 33, ,4 96,60 9,8 19,7 34, Gleby wytworzone z gliny zwałowej - średnio ciężkie -* Soils 1пш boulder loams - medium Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb Jjruźbice ,8 96,20 2,5 7,8 48, (pow.łask; ,2 96,80 1,7 3,2 39, ,0 97,00 1,7 3,7 36,6 8 8? ,20 96,80 2,0 4,5 45, Sędziejowice ,3 87,70 2,6 0,6 50, (pow.łask) ,2 93,60 21,3 10,3 27, A ,0 95,00 16, , ,2 96,80 8,5 3,3 23,

20 488 K. Konecka-Betley Zawartość minerałów ilastych - Content of clay mineral T a b l i c a 2 Miejscowość Locality Głębokość pobrania próbki Sampletaking depth cm Montmorylonit a Montmorillonite " * ozn. we frakcji<q,l mm p wydzieleniu gleby determ.in the fractions 0,1 mm after ceparation from the so il z przelicz, na całość gleby computed for total so il 0,1 mm we frakcji <1 mm ozn. w glebie pierwotnej in fraction 1 mm determ, in primary soil Kaolinit - Kaolinite % ozn. we frakc j i < 0, l mm po wydzieleniu z glebÿ determ.in the fraction 0,1 mm after separation from the so il z przelicz, na całość gleby computed for total soil 0,1 mm we frakcji <1 mm ozn. w glebie pierwotnej in fraction 1 mm determ. in primary soil Gleby wytworzone z glin zwałowych - lekkie - Soils from baulder loams - light Sierakowice ,5 0,76 1,45 9,1 2,6 8, ,9 0,84 3,7 7,0 2,0 4, ,4 3,3 3,6 11,5 6,7 5, ,4 2,9 2,1 9,3 4,0 6, ,6 3,0 2,5 8,0 4,2 3, ,8 2,5 1,5 6,0 3,5 3,0 Łiokre - Lewe ,3 1,2 0,5 11,3 5,6 6, ,0 2,6 2,2 11,5 6,0 8, ,7 2,4 1,2 14,8 6,1 5, ,1 4,2 2,5 10,5 6,1 3,3 Kociszew ,2 1,4 1,8 14,4 4,8 4, ,7 2,7 2,8 10,5 6,1 3, ,3 9,5 8,5 6,8 4,8 6, ,8 8,3 8,2 8,4 6,5 4,9 Bratków ,5 1,2 1,0 7,5 3,6 5, ,5 1,6 1,0 7,0 3,2 2, ,4 6,7 5,9 10,3 7,3 5, ,7 4,4 4,1 8,9 5,8 7,2 Klonowa ,8 0,03 1,1 8,6 3,2 4,b ,5 1,0 4,3 8,0 3,2 4, ,2 1,7 0,5 6,3 4,0 5, ,3 4,0 4,2 5,8 4,0 5,5 GleDy wytworzone z glin zwałowych - średnio ciężkie - Soils from baulder loams - medium Drużbice ,8 3,0 2,8 10,5 3,4 4, ,7 2,3 5,5 11,4 8,1 7, ,9 4,5 4,8 6,5 5,0 5, ,4 4,5 4,6 5,8 4,1 5,2 Sędziejowice ,0 1,5 1,3 9,0 5,2 n.o ,2 1,2 2,5 5,5 2,0 4, ,6 4,7 4,6 5,5 3,0 3, ,7 5,9 6,2 6,6 5,1 6,0

21 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 489 Tablice Ogólna zawartość minerałów ilastych - Total content od clay minerale 2a Miejscowość Locality Głębokość pobrania próbki Sample - taking depth cm Çuma minerałów ilastych - Total clay minerale we frakcji < 0,1 mm po wydzieleniu z gleby in fraction < 0,1 mm after separation from the soil we frakcji <1 mm ozn.w glebie pierwotnej in fraction < 1 mm determ.in primary soil w przeliczeniu na całość gleby computed for total so il < 0,1 om Gleby wytn orzone z glin zwałowych - lekkie - Soils from baulder loams - light Frakcja Fraction <0,02 mm Sierakowice ,6 9,65 3,36 11, ,9 8,4 2,84 X0, ,9 9,4 10,0 26, ,7 8,6 6,9 24, ,6 6,3 7,2 23, ,6 4,5 6,0 n.o. % Mokre - Lewa ,6 7,0 6,0 12, ,5 11,0 8,6 22, ,5 6,9 8,5 21, ,6 5,6 10,3 29,0 Kociszew ,6 6,4 6,2 13, ,2 6,2 8,8 27, ,1 15,2 14,3 46, ,2 13,1 14,8 42,0 Bratków ,0 6,5 4,8 15, , ,8 25, ,7 11,4 14,0 33,0 : ,6 11,3 10,2 40,0 Klonowe ,4 5,7 3,23 16, ,0 4,2 23, ,5 5,5 5,2 29, ,1 9,7 8,8 n.o. Gleby wytworzone z glin zwałowych - średnie ciężkie - Soils from baulder loams medium Drużbice ,3 7,5 6,4 21, ,1 13,3 10,4 42,0 i C ,4 10,6 9,5 42, ,2 9,8 8,6 30,0 Sędziejowice ,0 4,0 6,2 24, ,7 7,2 3,2 25, ,3 8,0 8,5 26, ,3 12,2 11,0 48,0

22 490 K. Konecka-Betley Oznaczenia phj^o, P%C1, ^ac03, próchnica - Determination of phj^û, F%C1, humus Miejscowość Locatity Głębokość pobranie próbki Samole-taking *depth сш н2о ph kcl o 0oo Ol Próchnica łiumus о 1 e bj' wytv; эггопе z Ür.y zwałowej - lekkie - Soils froni baulder loams - light Sierakowice О- 10 5, ,0 1, И 4,5 0,0 0,73 6o- 65 5,5 5,1 0,0 n.o ,0 5,6 0,0 n.o ,2 5,8 0,0 n.o ,5 6,1 0,4 n.o. Mokre Lewe О- 10 5,5 5,2 0, ,9 6,5 0,0 0, ,8 6,4 0,0 n.o ,9 5.9 n.o. Kociszew ,2 4,5 0,0 2, ,6 4,6 0,0 0, ,5 4,7 0,0 n.o ,0 5,1 0,0 n.o. Bratków ,4 5,9 0, ,9 0,0 0, ,3 4,8 0,0 n.o ,4 4,9 0,0 n.o. Klonowa ,6 4,4 0,0 2, ,6 4,7 0,0 0, , ,0 n.o. i о со 6,2 5,2 n.o. Gleby wytworzone г gliny zwałowi5j - średnio cię żkie - Soils from baulder lotiins - medium Drużbice ,2 0,0 2, ,4 4,8 0,0 0, ,7 0,0 n.o ,0 5,1 0,0 n.o. Sędziejowice ,8 6,6 0,0 2, ,6 6,4 0,0 0, ,4 5,9 0,0 n.o ,6 0,0 n.o.

23 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 491 Ogólnie można by zbadane gleby lekkie scharakteryzować jako gleby kw aśne, natom iast gleby średniociężkie jako słabo kw aśne (według podziału przyjętego w Polsce). Przy niższym ph (tabl. 4) wierzchnich warstw, w ykazują one z reguły większą kwasowość wym ienną i większą zaw artość glinu w ym iennego, natom iast ich pojem ność sorpcyjna w y m ienna jest m niejsza od pojemności sorpcyjnej głębszych warstw, ze w zględu na m niejszą zaw artość kationów o charakterze zasadowym. W ierzchnie w arstw y w porów naniu z w arstw am i głębszym i om aw ianych gleb (tabl. 4) ch a ra k te ry z u ją się nie tylko większą zaw artością w o doru wymiennego, ale również większą zawartością glinu,,ruchom ego, przy czym zazwyczaj ilość ta jest większa od ilości wodoru wymiennego. Jedynie w glebie przem ytej lessivé (prof. 4) w wierzchniej warstw ie ilość A / ruchom ego jest nieco m niejsza niż H^. Glin ruchom y odgrywa dużą rolę przy zakwaszaniu gleb, a w szczególności gleb wytworzonych z ciężkiego m ateriału. Procentow y udział glinu w ym iennego w całkow itej kwasowości w y m iennej według Moskala [47, 48] może być bardzo duży i wynosi w pew nych przypadkach w glebach górskich pyłow ych o dużym kom pleksie sorpcyjnym i niskim ph około 90%. Podobne wnioski wyciągają i inni badacze [11] podkreślając, że przy odczynie powyżej ph 5 glin ruchom y może występow ać tylko w nielicznych przypadkach. Pow yższy wniosek m ożna rów nież wyprow adzić na podstaw ie w yników n in ie j szej pracy. C harak tery sty k a odczynu glebowego, jak rów nież kwasowości w y m iennej i pojem ności sorpcyjnej w ym iennej w skazują na pew ien stopień zbielicowania badanych gleb, mimo że znajdują się one pod upraw ą z w yjątkiem prof. 4, który głównie ze względu na stosunek SiC>2 : R2O3 zarówno w poziomie A, jak i В mimo słabego zakwaszenia został zaliczony do gleb lessivés, jak również z w yjątkiem 2 profilów gleb brunatnych. Nawiązując do w arunków kształtow ania się tych gleb pod lasem można stwierdzić, że ingerencja człowieka nie zdołała zatrzeć zupełnie procesów bielicowania i przem ywania pod względem chemicznym. Zaobserwować natom iast m ożem y pew ne zatarcie tego procesu pod względem m orfologicznym wyrażające się w większej miąższości poziomu próchniczego oraz w niektórych przypadkach w małej miąższości lub braku poziomu eluwialnego A 2 [23]. P rofil 4 gleba przem yta,,lessivé nie w ykazuje w yraźnych m orfologicznych cech zbielicowania mim o słabego zakwaszania. O odczynie tych gleb zw iązanym z ich składem m ineralnym, jak rów nież ze stopniem ich zbielicowania w ydaje się, że decyduje również wiek utw orów (stadium zlodowacenia), z k tó ry ch te gleby pow stały.

24 492 K. Konecka-Betley Badania prowadzone nad glinam i zwałowymi wykazują, że w obrębie naw et tego samego zlodow acenia m ają one bardzo różnorodny skład m i neraln y i m echaniczny, co w ostatecznym efekcie w pływać m oże decydująco na tem po wyługowania tych utworów ze związków zasadowych. W wielu przypadkach gleby bielicowe wytworzone z glin zwałowych, należące do stadium m łodszego zlodowacenia, ze w zględu na większą zawartość związków zasadowych charakteryzują się nieco wyższym ph w w ierzchnich warstwach. W innych przypadkach o stopniu zbielicowania decydować mogą inne czynniki, jak np. zjawiska denudacji i stosunki hydrologiczne. Przy rozpatryw aniu pojem ności sorpcyjnej zarówno w ym iennej jak i hydrolitycznej (tabl. 4) zwrócić należy uwagę, że we w szystkich zbadanych profilach jest ona nieduża w wierzchnich warstw ach (poziom Ai, Л2, A3), natom iast raptow nie wzrasta w warstw ach głębszych w poziomach В, Bi i C. Zwiększenie pojemności sorpcyjnej w głębszych w arstw ach w porów naniu z w ierzchnim i jest związane m iędzy innym i z sam ym procesem bielicow ania, jak również przem yw ania, a więc ze spłaszczeniem poziomu Ai, A 2 i A3 oraz z większym zakwaszeniem tych warstw. Małe pojem ności sorpcyjne w ierzchnich w arstw gleb bielicowych lekkich, które w ykazują poszczególne profile, np. od 1,67 do 2,85 mg-równ./loo g gleby, są w ynikiem pewnego zbielicowania tych gleb, a zatem i rozpadu kom pleksu m ineralnego, co uwidacznia się w m ałej ilości części koloidalnych (tabl. 1). W arstwy głębsze gleb lekkich w ykazują w poziomach iluw ialnych pojemność sorpcyjną wym ienną od 5,52 do 16,90 mg-równ./loo g gleby, przy czym należy podkreślić, że skała m acierzysta wykazuje na ogół większą pojem ność w ym ienną niż poziom iluw ialny. Je st to w niektórych przypadkach związane nie tylko z w iększą zawartością części koloidalnych, ale z wyższym ph, które w zrasta w głąb profilu. Jako gleba przem yta profil 4 w ykazuje w wierzchniej warstw ie większą pojemność sorpcyjną niż gleby bielicowe, co jest związane z wyższym ph. W glebach średnich, wytworzonych z gliny w porównaniu z glebam i lekkim i, w ytworzonym i z gliny zwałowej lekkiej, ze względu na m niejszy stopień ich zbielicowania, zaznacza się również m niejsze przemieszczanie składników z wierzchnich do głębszych warstw, co w yraża się w m ałych różnicach m iędzy pojem nością sorpcyjną w ierzchnich i głębszych w arstw, a w składzie m echanicznym m niejszym p rzem ieszczaniem części koloidalnych. Ze wszystkich kationów zarówno wym iennych, jak i rozpuszczalnych w 20% HC1, ilości Ca i Mg w poszczególnych poziomach genetycznych w skazują na m niej lub więcej zaaw ansow any proces bielicow ania i przem yw ania (tabl. 5).

25 T * b l R o czn ik i G le b o z n a w c z e Miejscowość L o cality Sierakowice Mokre - Lewe Kociszew Bratków Klonowa Drużbice Sędziejowice Oznaczenia kationów wymiennych - Determination of exchangeable cations - mg-równ./loo g gleby - m.e./loo g soil Głębokość pobrania próbki Sample - âeplb cm 25- JO Ca Mg к Na S S a b с d a+b+c+d wg Kappe na ,98 4,20 m 11,28 1,78 5,06 12,50 11,20 Щ 11,16 12,32 Ы Ш o'm и. ^1* ^w* ^h* A1w Fer, E^t E^» Ew Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie - Soils from boulder loams - light 0,04 0,03 l:l 1:58 0,10 2,60!:f 0,16 1,44 4,5 5,0 0,85 1,00 3,25 2,57 8:ł? ł:5e 0,12 0,11 0,16 0,18 0,19 0,25 0,10 0,14 0,20 0,27 0,17 0,30 0,25 0,26 0,15 0,05 0,17 0,14 0,10 0,14 o o o o o o CDW>^0045o 0,09 0,11 Ы 0,0 6 0,14 0,23 0,25 0,07 0,05 0,17 0,13 0,05 0,06 0,08 0,15 Gleby wytworzone z gliny zwałowej 4,15 1,38 0,16 0,09 7,21 3,00 0,19 0,16 0,16 0,12 0,12 0,17 0,20 %'%\ 8:f 0,60 0,34 0,78 0,61 0,43 n.o. 0,60 0,61 0,6 0 0,17 0,60 0,52 0,34 0,26 0,26 średnio ciężkie ^.з I: i i?-j 0,60 hli 0,08 8:!I 8:8 Я 'й 0,25 0,16 0,16 0,16 0,34 0,19 0,49 0,43 n.o. 0,14 0,25 0,16 0,17 0,32 0Ï16 0,26 0,41 0,24 0,24 0,16 0,24 0,16 0,08 0,08 2,6 2,1 1,0 0,87 o $ h o 8:3? ,0 1,0 $ ł:2 o \ h 0,54 0,37 0,2? 0,44 0,44 0,00 0,29 0,12 0,00 n.o. Fer mg ti:î 8:5 m ,8 n.o. 0,40 0,36 0,44 0,0 3fc? 0,28 0,36 0,18 0,00 8:2 0,10 0,10 44,6 S i Soils from boulder loams «2,1 2,0 t:5 ł:i 1,0 0,9 ' * Oznaczono w miligramach na 100 g gleby /żelazo ruchliwe/ - Determined in mg per 100 g so il /mobile Fe/ 0,41 0,33 0,42 0,25 0,36 0,18 0,18 0,00 0,46 0,23 0,36 0,18 11,2 9,8?2 7 15, ,4 v / y Al J 6,36 10,90 14,24 7,63 H ~ li S^ V A l. / 2,67? 12 i $ 15,54 2,78 8,11 18,63 n.o. 2,00 8,00 17,10 10,57 4,70 Ą14,16 V Hh 4,0^ Jlo? 14,67 3,57 s p i a s 5.28 lilii 13,50 1,88 1,82 Ш Щ 1:8 6,50 10,34 14,26 8,38 й J f 17,63 kii 11,05 17,07 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 493

26 T a b l i c a 5 Zawartość kationów wymiennych i rozpuszczalnych w 20% HC1. Kationy wymienne wyrażone w procentach kationów rozpuszczalnych w 20% HC1 Content of exchangeable and 20% HCl - soluble catione. Exchangeable cations expressed in % of 20% HC1 - soluble catione 14 ie jscowosd Locality Głębokość pobrania próbki Sampletaking depth cm Sierakowice Kationy wymienne exchangeable catione Kationy rozp. w 20% HC cations s o l-in 20% HC\ Zawartość kationów wymiennych wyrażona w % kationów rozpuszczalnych w 20% HC1 P.ftnł finł aki а ЛА f i ЛП9 mg-równ./100 g suchej gleby - m.e./100 g dry soil expressed in? l of 20% HC1- soluble cations Ca Ug К Na Ca l Ne Ca «e К Na 1,21 0,98 4,20 l l ł28 Uokre - Lewe й:й Kociszew o Bratków Klonowa b Drużbice : Sędz iejowice lJ0 11,16 12,32 Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie - Soils from boulder loams - light 0,04 0,12 0,08 0,5 0,26 61,11 8,0 0,03 0,11 0,06 кть 1.4 0, ,1 2,30 0,16 0, ,40 45, ,88 0,18 0,17 1?,* , , ,19 0,15 10,12 6,8 ^> ,25 0,18 12, , ,10 2,60 3,60 5,70 0,16 1,44 4,50 5,0 0 Ы m 0,85 1,00 3,27 2,5/ 0,57 0,7 0 Ы 0,17 0,17 1,50 1,18 0,10 0,14 0,20 0,27 m o'm 0,15 0,05 0,17 0,14 0,10 0,14 0,08 0,16 0,09 0,11 0, 17 0,20 0,06 0,14 0,23 0,25 2,75 7,04 16,00 17,60 1:38 2?:2o 0,07 8:R 0,13 p 10,00 0,05 0,06 0,08 0,15 i k 0,65 1,8 4l;e 3:8 If 0,6 0,85 U 5,8 2,'4 2.4 h2 1,2 1,8 10,0 7.4 Vi 1.3 4,0 5,2 0, ,4 5,0 U 5,4 1,1 5,4 0,32 0,44 0,52 0,32 0,32 0,40 è s fdl У 16,66 its 98f27 18,46 6,11 i : g 5ИЗ 8:51 M 1Ы M Ы 5:0 8 $ 0,64 0,58 0,40 0,44 8:11 8:5? 80,00 93,60 Ы в0 70,65 49,42 37,01 40,00 m 34,00 18,88 62,50 23,60 Gleby wytworzone z gliny zwałowej-średnio ciężkie - Soils from boulder loams - medium 4,13 7,24 3:8 4,78 P iè,oo 1,38 3,00 4,50 1,44 1,00 0,^4 0,16 0,19 0,22 0,32 0,13 0,07 0,13 0,26 0,09 0,16 0,19 0,16 0,12 0,12» 4 0, 2Ś 4,54 Ш 94 15,* 60 21,60 1, , ,8 2,8 5\ l 4,0 0,52 0,44 0,61 0,52 S: V 0,64 0,64 0,52 0,52 91,57 94,02 91,11 60,93 80,47 64,18 Ш 86,25 62, Щ m 30,76 37,50 25,00 4?, 5 26,78 28,12 11,8 3,00 m 28,12 25,00 Ц 1 m 14,73 2l96 5,71 4,04 4,15 8,00 7, , mi p t b i 8 :8 26,56 22,41 12,50 13,63 25,00 26,78 17,31 3b,36 Щ1 IÛ!. Konecka-Be tley

27 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 495 Gleba przem yta 4 zawiera w w ierzchniej warstwie znacznie większą ilość Ca rozpuszczalnego w 20% HC1. Jeżeli chodzi o w apń w ym ienny, to zaznaczają się różnice w zaw artości tego składnika w poziom ach w ierzchnich w porów naniu z głębszym i poziomami. W glebie przem ytej różnice nie są duże, natom iast w zbadanych glebach bielicow ych w ystępują one w yraźnie. Znaczny w zrost zaw artości w apnia zaznacza się nie tylko w skale m a cierzystej, ale naw et już w poziomie iluw ialnym, co jest dowodem p ro cesu bielicow ania lub przem yw ania tych gleb. Zaw artość w apnia w y miennego, jak również i rozpuszczalnego w 20% HC1 w wierzchnich warstw ach gleb bielicowych wytworzonych z gliny zwałowej średniej jest znacznie wyższa od zaw artości Ca w glebach lekkich, co jest związane również z wyższym ph. W glebach tych w m niejszym stopniu zaznacza się proces bielicow ania, a więc nie w ym agają one większych d a wek w apnia w celu odkwaszania. Mimo m ałych na ogół ilości Ca w w ierzchnich w arstw ach gleb lek kich znajduje się on najczęściej w form ie łatwo przysw ajalnej dla roślin, co zn ajd u je swój w yraz w procentow ym stosunku kationów w ym iennych do kationów rozpuszczalnych w 20% HC1 (tabl. 5). W niektórych przypadkach, np. profil 5, ilości w apnia w ym iennego w stosunku do w apnia rozpuszczalnego w 20% HC1 są m ałe ze względu przede wszystkim na spiaszczenie w ierzchniej w arstw y. N ajw iększą procentow ą zaw artość w apnia w ym iennego w stosunku do rozpuszczalnego w 20% HC1 w y kazują w ierzchnie w arstw y gleb w ytw orzonych z gliny zwałowej śre d niej, co w pew nym stopniu w skazuje na większą ich żyzność. Bardzo m ałe ilości m agnezu zarów no w ym iennego, jak i rozpuszczalnego w 20% HC1 w w ierzchnich w arstw ach, a w szczególności w lżejszych odm ianach gleb bielicowych, świadczą rzeczywiście o pewnym zbielicowaniu tych gleb. W w arunkach odczynu kwaśnego, co ma m iejsce w powyższych glebach, m inerały zaw ierające m agnez szybko się rozkładają (augit, oliwin, biotyt) ulegając wym ywaniu. Jednocześnie magnez w w yniku procesu bielicowania zostaje przeniesiony z wierzchnich do głębszych warstw, co widać w poziomie iluwialnym, gdzie często jest go więcej niż w skale m acierzystej. W glebach bielicow ych średnich ilości m agnezu w w ierzchnich w a r stwach są na ogół nieco większe (tabl. 5). Należy podkreślić, że gleba lessivé (prof. 4) w porównaniu z glebam i bielicowymi w ykazuje większą zawartość magnezu wym iennego w w ierzchniej warstwie, co jest związane z m niejszym zakwaszeniem, brakiem rozkładu m inerałów ilastych i m niejszym przem ieszczaniem tych związków do w arstw głębszych. W iększa zawartość m agnezu w poziomie iluw ialnym gleb bielicowych jest rów nież w yw ołana najpraw dopodobniej odczynem m niej kw aśnym,

28 496 K. Konecka-Betley w którym nie zachodzi tak szybko rozkład m inerałów zawierających magnez. W ierzchnie warstw y profilów 1, 2, 3 zaw ierają bardzo m ałe ilości m agnezu w ym iennego w stosunku do pojem ności sorpcyjnej w y m iennej w granicach od 1,72 8,28% (tabl. 8), czyli poniżej norm y 10%, którą podaje Scheffer [70]. P rofile 4, 6, 7 zaw ierają m agnezu w ym iennego w stosunku do pojem ności sorpcyjnej w ym iennej powyżej podanej normy, bo od 10,17 do 21,70%. Na specjalne podkreślenie zasługuje fakt, że zaw artość m agnezu wymiennego w stosunku do pojemności sorpcyjnej wym iennej w prof. 4 wynosi 17,41%, czyli powyżej norm y jaką podaje Scheffer, mimo że jest to gleba lekka, w ytw orzona z gliny zwałowej. Powyższe stw ierdzenie wskazuje, że w ierzchnie w arstw y gleb lessivés w porównaniu z glebam i bielicowymi o podobnym składzie m echanicznym zaw ierają większe ilości Mg, co wiąże się z samym procesem przem ywania, a nie rozkładem kom pleksu m ineralnego, czyli procesem bielicow ania. Pow yższy wniosek można było wyprowadzić na podstawie literatury i badań własnych. Większa procentowa zawartość m agnezu wym iennego w stosunku do pojemności sorpcyjnej w ym iennej w wierzchnich warstw ach profilów 6 i 7 (tabl. 6), jak rów nież większa procentow a zaw artość m agnezu w y m iennego w stosunku do rozpuszczalnego w 20% HC1 (tabl. 5), jest m iędzy innym i również dowodem małego stopnia zbielicowania tych gleb w porów naniu z profilam i 1, 2, 3. W ażnym zagadnieniem przy charakterystyce kom pleksu sorpcyjnego gleb jest stosunek w apnia w ym iennego do m agnezu w ym iennego. N iektórzy autorzy niemieccy, jak np. Scheffer i Schachtschabel [70] uważają, że gleba jest dobrze zaopatrzona w magnez przy stosunku Ca : Mg w ym iennego jak 100 : 14,3. Zbadane profile 1 i 2 zgodnie z w y żej podaną norm ą zaw ierają w wierzchnich w arstw ach zdecydowanie za m ało m agnezu w ym iennego w stosunku do w apnia w ym iennego, podczas gdy w pozostałych profilach ilość m agnezu jest w ystarczająca. W edług Musierowicza [58, 59, 60] przy wapnowaniu tych gleb, a w szczególności profilów 1 i 2, należy dać pierwszeństwo m arglom zasobnym w węglan m agnezu lub zmielonym wapieniom dolomitowym (gleby piaskowe). O ptym alny stosunek Ca do Mg, według norm Gedroica, waha się w granicach 100 : (20 40), a według norm Kedrow-Zichmana 100 : (40 80). W pracy tej w yniki badań były interpretow ane głównie w oparciu o norm y Scheffera i Schachtschabel a, które w pewnym stopniu pokryw ają się z norm am i Gedroica, natom iast norm y Kedrow-Zichmana w ydają się zbyt wysokie [32].

29 T a b l i c a b Procentowa zawartość kationów wymiennych w kompleksie sorpcyjnym gleb. Stosunek Ca*Mg wymiennych i rozpuszczalnych w 20% HC1 Percentual content of exchangeable cation«in soil sorption complex. Proportion Ca:exchangeable Mg, proportion Ce:Mg soluble in 20% licl Miejscowość Locality Głębokość pobrania próbki?i $ r cm Sierakowice : P Mokre - Lewe Kociszew Bratków 0-15 Klocowa Drużbice Sędziejowice Ca 100 b Ew 53,07 55,36 58,41 58,45 73,53 78,06 62, b E. I 100 e E. % Ne 100 d E. /il*h /.100 S. wymienny mg-rown. m. e. Ca.'Ug - exchangeable mg Ca:Mg rozp. - so l- m 205b mg-rown. m.e. Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie - Soils from boulder loams - light 1,72 1,66 32,00 30,08 18,36 16,61 5,26 6,21 a, 23 U l 1,73 m M 3,51 1,64 65,05 48,70 70,84 ê6,60 68, P76* I l I ,11 44,02 Ы i!:1 m 17,41 27,17 27,85 19,01 10, m 1,17 1,55 8,81 3,51 h a Ы 1,45 1,12 5,98 8,60 1,44 1,73 3,51 3,39 ł:0 1,15 1, ,29 1, ? :й ł:s , ,03 3,00 3,77 1,44 1,62 37,15 3^,02 4 ^ 2 2,35 % 6 2,54 n-o. 31,08 7,14 3,80 0,94 12,27 14,12 2,91 2,08 f ß!:й 100:3,31 100:5,06 100:54,80 100:53,48 100:24,9b 100:21,26 100:5,62 100:51,93 100:28,70 100:50,80 100:17,03 100:23,82 100:40,60 100:40,58 100:26,48 100:48,52 100:42,00 100:27,43 100:30,uO 100:24,30 100:42,70 100:24,03 Gleby wytworzone z gliny zwałowej - średnio ciężkie 21, 1,41 100:33,41 1,47 100:41,62 1,33 lo0:49,90 2,00 100: ,73 1,10 1,56 1,67 Łoi 12,60 11,46 I'M 100:20,92 100:26,62 100:30,50 100:30,25 100:1,98 100:1,83 loû- 39,11 100:10,68 100:17, ,24 100: :ЗЬ, :20,53 100: :12,21 100:17,00 100:28,70 100:2б,~)С ,95 100'3^,bj 100:29,97 100: :20,06 100:17,33 100:30,44 100:11,27 100:25,22 100:50,90 100:47,70 100:33,08 100:67,02 100:58,03 100:21,82 100:49,30 100:25,62 100:32,88 100:60,70 100:27,28 100:52,60 100: 3:34, :^4,76 100:40,75 100:47,51 100: 52, ,48 51,02 44,80 62,25 Soils from boulder loams - medium 100:23,89 100:29,75 100:35,b5 100:18,26 100:14,95 100:19,15 100:21,50 100:21,60 100:40,70 mg licl 100:18,05 100:36,39 100:34,00 100:23,75 100:48,10 100:41,75 100Л :35,50 100:18,31 100:23,52 100:43,33 100:13,45 100:37,55 100:24,4b 100:24,95 100:29,14 100:33,99 100:37,18 100:30,20 100:36,5b 100:31,95 100:44,90 100:25, : 4 4,d0 100:36,06 100:37,23 100:21,65 100:51,80 100:27,45 100:29,11 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb X Przyjęto Ca - 100; Ug - x - Сь taken as 100; Ug - x

30 498 K. Konecka-Betley Optym alna zawartość Mg w kom pleksie sorpcyjnym gleb wynosi 10% w stosunku do pojem ności sorpcyjnej w ym iennej E^. P rzy om a w ianiu w yników należy brać również pod uwagę stosunek Mg do Kw, który według Scheffera i Schachtschabela powinien w ynosić (2 6) : 1. N ależy podkreślić, że w stosunku do m agnezu wiele k atio nów wykazuje antagonizm, między innym i jony potasowe odznaczające się większą od jonów magnezu ruchliwością, co powodować może brak m agnezu. P rzy in te rp re ta c ji w yników wzięto rów nież pod uwagę zgodnie z norm am i Schachtschabela (0,025 n CaCl2) ilości Mg dostępnego dla roślin, które w przypadku gleb lekkich stanowią 0,48 mg-równ. M gu./100 g gleby. W przypadku gleby średniej Mg dostępny dla roślin stanowi 0,82 m g-rów n. Mg w/100 g gleby. Powyższe norm y nie są norm am i ostatecznymi, mimo że oparte są na wynikach badań wazonowych i polowych [43], w ym agają bowiem również potwierdzenia w nawiązaniu do różnych typów i rodzajów gleb w naszych w arunkach klim atycznych. Z pracy Musierowicza i Kuźnickiego [52] wynika, że znaczna część gleb bielicowych wytworzonych z glin zwałowych (około 30%) ma niedobór magnezu w w ierzchnich warstwach, biorąc pod uwagę przytoczone norm y. Pew na część gleb w ykazuje nieodpow iedni stosunek Mgw do K w, w skazujący na zbyt m ałą ilość Mg w w porów naniu do К w w ich kom pleksie sorpcyjnym. Zaw artość potasu rozpuszczalnego w 20% HC1 waha się w w ierz- * chnich w arstw ach zbadanych gleb lekkich w granicach od 0,65 1,3, w głębszych w arstw ach od 2,4 5,4 m g-równ./100 g gleby. Poziomy iluwialne w porównaniu z warstw am i w ierzchnim i zawierają większe ilości potasu, co jest związane z w zrastającą ilością części spław ialnych w głąb profilu glebowego. W profilach gleb średniociężkich zawartość potasu rozpuszczalnego w 20% HC1 w w ierzchnich w arstw ach waha się w g ranicach 1,8 2,8, natom iast w głębszych w arstw ach 4,0 6,0 mg- -równ./loo g gleby. Podane rozmieszczenie potasu rozpuszczalnego w 20% HC1 w poszczególnych poziomach genetycznych gleb jest c h a ra k te ry styczne dla gleb bielicowych, jak rów nież dla gleb przem ytych, w yróżniających się w pewnym stopniu spiaszczeniem wierzchnich w arstw [58, 59]. W odniesieniu do zaw artości potasu w ym iennego zaznaczają się rów nież różnice między w ierzchnim i a głębszymi warstwam i, co związane jest rów nież ze składem m echanicznym, m ineralnym i odczynem poszczególnych poziomów genetycznych gleb. Ilości potasu w ym iennego i rozpuszczalnego w 20% HC1 w w ierzchnich warstw ach są związane również z zawartością próchnicy w tych glebach, k tóra w pływ a jednocześnie na ich pojem ność sorpcyjną.

31 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 499 Procentow a zaw artość potasu w ym iennego w stosunku do rozpuszczalnego w 20% HC1 jest na ogół we w szystkich zbadanych glebach m a ła, przy czym jest nieco większa w w ierzchnich w arstw ach niż w w arstwach głębszych (tabl. 5). Powyższa zależność wynikać może zarówno z samego składu m ineralnego tych gleb, jak również ze stopnia zwietrzenia m inerałów pierw otnych i ew entualnie rodzaju m inerałów ilastych. W yniki badań składu m ineralnego (tabl. 2) m etodą term iczną Tokarskiego, określające ilości m inerałów grupy m ontm orylonitowej i gru p y kaolinitow ej, nie pozw alają na w yciągnięcie zbyt daleko idących wniosków odnośnie zależności m iędzy zaw artością potasu w poszczególnych poziomach a rodzajem poszczególnych minerałów. Większe jednak ilości potasu w glebie mogą być związane z w ystępow aniem ta kich minerałów, jak muskowit, biotyt i illit, w ystępujących z reguły jako składow a część glin zwałowych. Na podstawie badań własnych można jedynie wyprowadzić wniosek o w iększym stopniu uruchom ienia związków potasu w w ierzchnich w a r stw ach (tabl. 5 i 6) w szystkich zbadanych gleb, co jest w ynikiem w iększego stopnia zw ietrzenia m inerałów w tych w ârstw ach, jak rów nież ak u m ulacji potasu pochodzącego z resztek roślinnych w kom pleksie sorpcyjnym. Małe ilości potasu wymiennego w glebach mogą być także związane ze zjaw iskiem tzw. retrogradacji, na co w skazuje zarów no M u s i e r o wicz jak i Scheffer [49, 70]. Zjawisko to polega na uwstecznianiu, czyli przechodzeniu potasu wym iennego w stan nieaktyw ny w zubożałych w potas glebach w związku z budową krystaliczną m inerałów ilastych. Jak podaje Scheffer, w przypadku m inerałów ilastych łyszczykowatych zaznacza się uwstecznienie potasu w silniejszym stopniu niż w przypadku m inerałów grupy m ontm orylonitow ej. Sód w ystępuje w omawianych glebach w bardzo m ałych ilościach, zarówno jako sód wym ienny, jak i sód rozpuszczalny w 20% HC1 (tabl. 5). Nie zaznaczają się większe różnice m iędzy zaw artością sodu w ym iennego i rozpuszczalnego w 20% HC1 w glebach lekkich a zaw artością te go składnika w glebach średniociężkich. Z danych przedstaw ionych w tabl. 5 m ożna wnioskować, że sód rozpuszczalny w 20% HC1 jest dość rów nom iernie rozłożony w całym profilu glebowym. Nie stw ierdzono zależności m iędzy zaw artością sodu w y miennego i rozpuszczalnego w 20% HC1 w poszczególnych poziomach genetycznych om aw ianych gleb a ich typologią. Stopień w ysycenia gleb kationam i o ch arakterze zasadow ym w poszczególnych poziom ach genetycznych w stosunku do pojem ności sorpcyjnej hydrolitycznej charakteryzuje w dużym stopniu kom pleks sorpcyjny gleb bielicow ych i przem ytych (tabl. 7).

32 500 K. Konecka-Betley StopieL nasycenia kompleksu sorpcyjnego gleb kationami o charakterze zesadowyio i ph w i w KC1 Degree of saturation of soil sorption complex with cations of basic character and pll in 1^0 end ln KC1 Miejscowość Locality Głębokość pobrenia próbki Sample-taking depth cm ph KCl -с > о о Eh % CO Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie - Soils from boulder loams - light Sierakowice 0-1C 5,5 4,7 35, ,4 4,5 36, ,5 5,1 87,1 6,0 5,6 90,8 о> о о 1 CD ,2 5,8 94, ,5 6,1 96,2 Mokre - Lewe ,5 5,2 58, ,9 6,5 88, ,8 6,4 97, ,5 6,9 98,3 Kociaze* ,2 4,5 33, ,6 4,6 85, ,5 4,7 92, ,0 5,1 94,7 Bratków ,4 5,9 81, ,5 4,9 82, ,3 4,8 89, ,4 4,9 90,4 Klonowa ,6 4,4 31, ,6 4,7 40, ,2 5,6 88,1 6,2 5,2 91,2 о сг» 1 о GO Gleby wytworzone z gliny zwałowej - średnio ciężkie - Soils from boulder loams - medium Drużbice ,6 5,2 73, ,4 4,8 84, ,4 4,7 89, ,0 5,1 86,2 Sędziejowice ,8 6,6 77, ,6 6,4 73, ,4 5,9 90, ,8 5,6 94,1

33 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 501 W ierzchnie w arstw y skutkiem zakwaszenia i spiaszczenia w wyniku procesu bielicow ania w ykazują z reg u ły m niejszy stopień w ysycenia zasadam i od poziomów iluwialnych, jak również skały m acierzystej. Jak podają różni autorzy, a m.in. Laatsch [41] i Scheffer [70], gleby bielicowe pod lasam i przy ph około 4,5 w ykazują najczęściej stopień w ysycenia zasadam i poniżej 50%, przy czym w tych w arunkach zachodzi już rozkład kom pleksu m ineralnego. W glebach bielicow ych upraw nych skutkiem długoletniej upraw y i nawożenia stopień w ysycenia k a tionam i zasadowymi w wierzchnich warstw ach jest na ogół znacznie wyższy, co nie upow ażnia jeszcze do zaliczenia tych gleb do innego typu. Najczęściej gleby średnie wytworzone z gliny zwałowej wykazują w w ierzchnich w arstw ach nieco wyższy stopień wysycenia zasadami, co na ogół świadczy o m niejszym stopniu zbielicowania w porów naniu z glebam i lżejszym i. Zbadane profile 1, 3, 5 wykazują, mimo że są to gleby upraw ne, m ały stopień wysycenia zasadami w wierzchnich warstw ach (w granicach od 31,9 do 35,8%), co wskazuje na większy stopień zbielicowania i co wiąże się z ich niskim ph nie tylko w w arunkach kształtow ania się tych gleb pod lasem, ale rów nież i w chw ili obecnej w w arunkach upraw y. Powyższe profile w skazują na silny w pływ, jak i w yw arł na nie proces b ielicowania w w arunkach naturalnych pod roślinnością drzewiastą, który nie został w w iększym stopniu z a ta rty upraw ą i nawożeniem. W w ielu przypadkach, np. w profilach 6 i 7, w ysoki stopień w ysycenia kationam i zasadowymi w wierzchnich warstwach (73,2 do 77,9%) świadczy o m ałym stopniu zbielicow ania ty ch gleb, jak rów nież o znacznym w pływ ie upraw y i nawożenia. W przypadkach daleko idących przem ian zarówno pod względem morfologicznym, jak i chemicznym niektórzy gleboznawcy określają takie gleby jako antropogeniczne; kryteria dla wydzielenia tych gleb nie są jeszcze dostatecznie opracow ane. W ierzchnia w arstw a gleby przem ytej (profil 4) w ykazuje w porów naniu z glebam i bielicow ym i o podobnym składzie m echanicznym znacznie wyższy stopień wysycenia kationam i zasadowymi, co związane jest zarówno z wyższym ph tej gleby, jak i m niejszą kwasowością hydrolityczną. Powyższa cecha jest pewnym kryterium odróżniającym gleby lessivés od gleb bielicowych, na którą to cechę wskazują również inni autorzy. N ależy jednak zaznaczyć, że w przypadku gleb upraw nych, z n a jd u ją cych się w w ysokiej k u ltu rze, stopień w ysycenia nie może stanow ić k ry teriu m dla odróżnienia typologicznego gleb. Zawartość fosforu rozpuszczalnego w 20% HC1 jest na ogół nieduża w w ierzchnich w arstw ach (tabl. 8), natom iast jest ona w większości p rzy

34 502 K. Konecka-Betley padków wyższa w poziomie skały m acierzystej, jak również w poziomie iluwialnym, co jest charakterystyczne dla gleb bielicowych. Niem niej jednak należy zwrócić uwagę, że na zawartość P 2O5 (rozp. w 20% HC1) w pływa rów nież zaw artość fosforu w związkach organicznych. Na podstaw ie w ykonanych analiz (tabl. 8) m ożna wnioskować o przemieszczaniu związków żelaza i glinu do poziomu iluwialnego (B i Вь ) w w yniku zarów no procesu bielicow ania, jak i przem yw ania. W poziom ie iluw ialnym ilość ty ch składników znacznie w zrasta. Stw ierdzenie w iększej ilości półtoratlenków żelaza i glinu, oznaczonych w wyciągu 20% HC1, w poziomach В i Bi w porównaniu z w arstw am i wierzchnim i nie charakteryzuje w dostatecznym stopniu ani właściwego procesu bielicow ania, ani procesu lessivage, ponieważ w iększa zawartość tych związków może być wynikiem zarówno rozkładu kompleksu m ineralnego (proces bielicowania), jak większej zawartości nierozłożonych m inerałów ilastych (proces lessivage). Jeżeli natom iast w eźm iem y pod uwagę zaw artość półtoratlenków żelaza i glinu, oznaczonych we fra k c ji ilastej w całym profilu ( we w szystkich poziomach genetycznych), wtedy stw ierdzim y (tabl. 9) bardzo małe przem ieszczenie tych związków w glebie lessivé w porów naniu z glebam i bielicow ym i o podobnym składzie m echanicznym. W pew nym stopniu większe zaw artości związków żelaza i glinu w poziomie iluw ialnym znajdują się w korelacji z zawartością fosforu, co może wskazywać na zjawisko sorpcji w ym iennej jonów PO 4 przez wodorotlenki żelaza i glinu w w arunkach odczynu kwaśnego. Stosunek krzem ionki do półtoratlenków w poszczególnych poziomach genetycznych profilu glebowego charakteryzuje z jednej strony w znacznym stopniu kom pleks sorpcyjny gleby, gdyż decyduje o zaw artości części koloidalnych, a z drugiej strony, jak podają różni autorzy [7, 9, 13], stanowi jedno z najw ażniejszych kryteriów, pozwalających na odróżnienie gleb b ru n atn y ch od gleb przem ytych i gleb bielicowych. D a ne liczbowe (tabl. 9) wskazują na to, że wielkość kompleksu sorpcyjnego gleb zależy w znacznym stopniu od ich genezy. Stosunek Si0 2 : R 2O3 oznaczono we w szystkich poziom ach genetycznych w 2 profilach gleb bielicowych upraw nych: w Kociszewie 3 i w Drużbicach 6, jak również w glebie bielicowej leśnej Pułtusk 8 oraz w glebie przem ytej z B ratkow a 4 i w 2 glebach b ru n atn y ch słabo przem ytych z Chodowa, ornej 10 i leśnej Właściwości kompleksu sorpcyjnego gleb brunatnych zostały opracowane w pracy A. Musierowicz, K. Konecka-Betley i F. Kuźnicki pt. Właściwości chemiczne gleb brunatnych okolic Kutna i Łęczycy. Roczn. Glebozn. t. 6.

35 Związki glebowe rozpuszczalne w 20% HCl w miligraarównowaźnikach i w procentech w przeliczeniu na 100 g suchej masy,leby Soil components soluble in 20% HCl in milliequivalents and in percent,calculated for 100 g dry soil weight T a b l i c e 8 Miejscowość Locality Głębokość pobranie próbek Sample- *8l$S Ca mg-równ. CaO Ug mg-równ. MgO % К mg-równ. K?0 % Wa mg-równ. m.e. Na~0 p2 5 Fe2 3 A1*03 Sierakowice 0-10 & Mokre - Lewe 0-10 $ Kociszew Drużbice Sędziejowice it i l î,81 1 0,12 12,00 2,75 7,04 1 6, ,98 8,8 0 Bratków 0-15 &à p 10,00 Klonowe ,0 3 Gleby wytworzone z gliny zwałowej - lekkie - Soils from boulder loams - light,0 6,0 8 0,25,33 0,2 8 0,3 3 0,0 8 0,1 9 0,4 4 0,4 9 0,2 è?: S 0,06 4 Ы 0,1 0 0,0 9 0,2 7 0,2 8 0,0 4 0,0 5 0,15 0,2 2 Gleby wytworzone 51 0,1 3 0,21 0,2 7 0,2 5 0,16 0, ,6 0 0, i ; g 7,0 0,6 5,8 1,2 SI 44,0 5,2 0,5 2,4 5,0 z gliny zwałowej * t: 8,8 0,01 0,03 0,0o 0,00 0,13 0,1 4 0,01 0,11 0,02 0,05 0,13 0,15 0,03 0,03 0,09 0,10 0,01 0,02 0.^5 0,10 0,0 3 0,0 9 0,10 0,0 9 0,04 0,0 8 0,12 0,1 7 Î:!5 1, :8 0, , :1 5*. 4 1,1 5.4 średnio ciężkie lo ,03 0,0 8 0,0 6 0,2 2 0,2 3 0,2 1 0,0 4 8:të 0,1 1 0,0 6 0,0 8 0,2 4 0,2 6 0,0 6 0,0 7 0,3 o 0,2 5 0,0 5 0,0 4 0, ,13 0,22 0,2 4 0,1 8 0,0 8 0,1 4 0,20 0,2 8 0,2 6 0,1 6 0,4 0 0,4 0 0,5 6 0,6 4 0,3 2 0,4 4 0,5 2 0,3 2 0,3 2 0,4 0 S:3f 0,3 4 0,3 8 0,6 4 0,5 8 0,4 0 0,4 4 8:3? 0, ,005,0 0,0 2 0, ,0 0 9,0 3 0, , , , , ,0 1 7,0 0,0 1 0, , ,0 1 2,013, ,0 1? 0, , ,044 0, , ,0 1, , :S ,0 3 3,0 4 0, :81 Soils from boulder loams - medium 0,52 0,4 4 0, :Й 0,52 0, , , ,9 9 0,9 4 3,8 9 3,01 0,8 8 4,0 3 4,0 6 2,2 4 1,9 0 2,4 0 7,2 0 7,20 1,2 0 0,4 0 3,8 0 0, , , ,0 3 5 HI 0, , , , , , , ,0 5 / 1 1 o,44 1,90 3,3 0 4,8 0 5,00 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb СЛ о со

36 504 K. Konecka-Betley Procentowa zawartość krzemionki i półtoretlenków w częściach ziemistych i we frakcji ilastej Silex and sesquioxides content in earth parts end clay fraction Miejscowość Locality Poz iomy genetyczne Genetic horizons Głębokość pobranie próbki Sampletaking depth cm Części ziemiste Earth parts SiÛ2 Fe205 Si02 Frakcja ilasta Clay fraction sio 2 Si02 Fe2 3 A12 3 A12 3 с A A12 3 % a i2o3 Bratków Al ,1 7,6 11,7 51,1 28,8 1,8 A ,9 8,6 10,7 44,4 28,0 1,5 B ,3 14,1 5,8 52,4 29,5 1,8 С n.o.- n.o.- n.o. 51,5 27,5 1,8 n.d. n.d. "Kociszew A ,3 5,1 18,6 54,4 16,2 3,4 a ,2 7,5 12,2 53,5 30,9 1,7 в ,4 8,8 9,3 51,4 30,9 1,7 с ,2 10,1 8,3 53,8 23*2 1,8 Drużbice Pułtusk Las 0-15 A1 89,3 5,1 17,6 55,4 20,6 2, ,9 13,6 6,2 51,7 28,1 1,8 AB ,6 14,2 5,6 47,2 26,8 1,7 С ,7 10,1 8,4 54,5 28,4 1,9 A ,0 3,1 28,4 31,0 6,6 4, ,6 3, ,6 19,8 2,9 в ,3 9,8 8,4 49,7 32,4 1,5 с ,9 10,5 7,6 48,9 33,3 1,5 с ,4 9,2 7,5 44,6 28,5 1,5 Chodów Las ко ,0 5,0 15,6 36,8 14,1 2, ,3 6,9 13,0 28,4 14,2 2,0 АГ Аз В ,3 8,5 10,6 48,6 28,5 1,7 /в / ,3 6,3 13,2 48,7 23,8 2,1 с ,7 6,6 12,7 39,6 22,9 1,8 Chodów ,6 V A3 13,1 6,8 40,4 21,5 1,9 Bl ,1 15,0 5,7 48,0 29,7 1,6 /в/ 7C ,4 13,5 6,3-49,3 30,4 1,6 с ,6 15,2 4,8 40,0 30,2 1,3 Zawartość składników pozwalających na oznaczenie stosunku SiOo do R 2O3 w ykonano w stopach w poszczególnych poziom ach genetycznych gleb, w częściach ziem istych (m niejsze od 1 mm) i we fra k c ji ilastej m niejszej od 0,002 m m (tabl. 9). W zbadanych profilach stosunek krzem ionki do półtoratlenków zarówno w całej próbce, jak i we frakcji ilastej w poziom ach A i i B, ch ara k te ry z u je te gleby zarówno pod w zględem właściwości sorpcyjnych, jak i typologicznych. W glebach b ru n a t nych słabo przem ytych, leśnej prof. 9 i ornej prof. 10 (tabl. 10, 11),

37 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 505 stosunek SiCb : R2O3 w poziomie A± jest prawie równy stosunkowi SiC>2 : R2O3 w poziomie B l i (B) zarówno w próbce całej, jak i we frakcji koloidalnej, co w skazuje na mechaniczne przemieszczenie w m ałym stopniu związków żelaza i glinu z w ierzchnich do głębszych warstw. Gleby lessivés (prof. 4) charakteryzują się głównie przem ieszczaniem m echanicznym części ilastych, co m ożna stw ierdzić na podstaw ie stosunku SiC>2 : R2O3 w poziomie A do poziomu В gleby (części ziemiste), k tó ry w ynosi ponad 2. We fra k c ji ilastej natom iast stosunek te n w y nosi około 1, co w skazuje na brak rozkładu m inerałów w tórnych. P ro fil 6 jest charakterystyczny dla gleby, w której proces bielicowania zaznacza się w m ałym stopniu, o czym świadczy stosunek SiC>2 : R2O3 (poziom A/В), który wynosi we frakcji ilastej około 1,5. Profile 3 i 8 są charakterystyczne dla gleb bielicowych, przy czym profil 3 jest glebą orną o słabym, a profil 8 glebą leśną o w yraźnym stopniu zbielicowania. Na stojpień zbielicow ania gleby w skazuje i w tym przypadku stosunek Si0 2 : R 2O3 (poziom A/В), który w glebach silnie zbielicowanych wynosi od 2,5 do 5,0 [13], natom iast w glebach słabo zbielicowanych w aha się najczęściej w granicach 1,5 2,5. W glebach b ru n atn y ch w łaściwych, charakteryzujących się brakiem przemieszczenia produktów rozkładu m inerałów ilastych, stosunek SiC>2 : R2O3 w poziomach Al В wynosi około 1 we frakcji ilastej, natom iast w glebach brunatnych przem ytych wskaźnik ten może być nieco większy w zależności od stopnia przem yw ania. Osobnego w yjaśnienia w ym aga stosunek krzem ionki do AI2O3 i stosunek krzem ionki do Fe203 w poszczególnych poziomach gleb (tabl. 10, 11). W profilu gleby lessivé m ożna stw ierdzić na ogół b rak przem ieszczenia we fra k c ji ilastej F e AI2O3, co jest zasadniczo zgodne z k ry teriam i, jakie podaje Ehwald. Duchaufour stwierdza, że w procesie lessivage zachodzi przede wszystkim przemieszczenie m echaniczne części gliniastych bez rozpadu chemicznego, co wyraża się takim sam ym stosunkiem SiÛ2 do AI2O3 w poziomie A± jak i B, natom iast wskaźnik w yrażający przemieszczenia żelaza z poziomu A± do В może wahać się naw et w pew nych przypadkach od 2 do 3. D uchaufour w yjaśnia zjaw i sko słabego przem ieszczania związków żelaza z w ierzchnich do głębszych w arstw w porównaniu z glebam i bielicowymi tw orzeniem się związków kom pleksowych żelaza z krzem ionką. Związki te, jako koloidy ujem ne, mogą ulegać dyspersji w środowisku zbliżonym do obojętnego w glebach słabo próchniczych. W poziomie В w obecności kationów w apnia żelazo pochodzące z ty ch przem ieszczonych związków kom pleksowych może zostać zatrzym ane na drodze sorpcji.

38 Zawartość krzemionki i półtoratlenków w częściach ziemistych gleby i we frakcji ilastej Silex and sesquioxides content in earth parts and clay fraction Tablica lu Miejscowość Locality Głębokość pobrania próbki Sampletaking depth Si0o ai2 3 i l 20j Fe2 3 SiOp A12 3 SiO. 3i02 Stosunek molekularny Molecular ratio Si0o Fe20/ Al A12 3 Fe2 3 Si02 П7 з Si02 Fe2 5 Si02 «Л Stosunek molekularny Molecular ratio Bratków Kociszew Drużbice i i i ,3 10,1 Części ziemiste - Earth parts 82,39 35,8 25,37 n.o.- n.d. 4 4, ,14 22,17 12,80 n.o.- n. d. 41,61 28,64 24,10 17,31 28,8 28,8 m Frakcja ilasta - Clay fraction 21,2 18, ,50 7,54 i3:s3 6,*44 6,31 6,87 7,02 W,3 4,13 3,4 4 4,0 2 4,29 Pułtusk Las 1:8 ~,оз Chodów Las Chodów *9 8 :! 216,43 53,10 48,48 138,70 92,93 22,27 14,08 34,41 1 4,0 8 11,52 13,05 9,72 39,6 4 0, ,

39 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 507 Tablica 11 Stosunki molekularne krzemionki do półtoratlenków w częściach ziemistych i vre i'rakcji ilastej Liiolecular ratio silex sesquioxides in earth perts:and clay fraction Części ziemiste - Earth parts Frakcjo ilasta - Cley fraction Miej scowość Locality Si02 а2 з Siü2 П^з Si02 Fe2 3 Si02 ИЛ Si02 ÂÎ2Ô3 Si02 Fe2 3 A/3 А/Б bratków 2,27 3,25 1,73 1,03 1,19 0,94 Kociszew 1,75 0,72 2,55 1,97 1,92 2,00 Drużb ice 3,62 3,36 1,33 1,44 0,99 1,37 Pułtusk Las 4,01 19,78 2,26 3,23 4,54 2,31 Chodów Las 1,20 1,56 1,12 1,17 0,72 1,71 Chodów 1,08 1,05 1,13 1,26 1,08 1,19 Silne przemieszczenie związków żelaza z wierzchnich do głębszych w arstw w glebach bielicowych przypisują niektórzy autorzy [41, 50, 70] tw orzeniu się kom pleksow ych związków próchniczno-żelazistych w środow isku silnie kw aśnym, co wiąże się z działaniem ochronnym próchnicy kw aśnej. Półtoratlenki glinu, jak w skazują własne analizy stopów glebowych, ulegają także przemieszczaniu w glebach bielicowych z wierzchnich do głębszych warstw, co świadczy o rozpadzie i przem ieszczaniu glinokrzem ianów (tabl. 10). W nawiązaniu do gleb brunatnych właściwych można stwierdzić brak przem ieszczenia związków żelaza i glinu zarówno w glebie całkow itej, jak i we fra k c ji ilastej, co jest ogólnie znanym k ry te riu m charakteryzującym te gleby. Zbadane profile gleb brunatnych 9 i 10 są glebam i b ru n atn y m i słabo przem ytym i (lessivés), na co w skazują zarówno ich cechy m orfologiczne, jak i w yniki analiz, szczególnie stosunki m olarne SiC>2 : SiC>2 : AI2O3 i SiC>2 : Fe2Û3 tak w częściach ziem istych, jak i we frakcji ilastej (tabl. 10, 11). W glebach b ru natnych przem ytych w odróżnieniu od gleb brunatnych właściwych stosunek m olarny SiC>2 : R2O3 poziomu A\!B może przekraczać 1 zarówno we frakcji ilastej, jak i w częściach ziemistych, co wskazywałoby na bardzo słabe przem ieszczenie związków żelaza. W wyniku własnych badań należy stwierdzić, że powyższe liczby pozw alają na w ydzielenie typów glebow ych w zależności od przem ieszczenia półtoratlenków. W artości te są w pew nym stopniu um owne,

40 508 K. Konecka-Betley przy czym należy podkreślić, że autorzy niemieccy, francuscy i belgijscy odnoszą na ogół proces bielicow ania do gleb przede w szystkim w ytw o rzonych z piasków, jak rów nież z piaskowców, a nie z utw orów cięższych. D latego to podają oni wyższe liczby charak tery zu jące przem ieszczenia półtoratlenków przy procesie bielicow ania. W badaniach własnych wydzielono form y związków próchnicznych w 6 profilach glebowych (2 leśne, 4 orne) biorąc pod uwagę wierzchnie w arstw y profilu (poziom Ai, A2, A3 lub [B]). M iały one w pew nym stopniu scharakteryzow ać kom pleks organiczny gleby w naw iązaniu do ty pologii. Z pracy w ynika, że zachodzą zasadnicze różnice w w artości stosunków С kwasów hum inow ych do kwasów fulwowych 2 w wierzchnich warstw ach gleb bielicowych w porównaniu z glebam i brunatnym i, przy czym różnice te w ystępują zarówno przy porównaniu gleb upraw nych, jak i leśnych. Stosunek ten przedstaw ia tabl. 12. Oczywiście że większa ilość kwasów hum inow ych niż fulwowych w wierzchnich warstw ach gleb brunatnych przem ytych w porównaniu z glebam i bielicowymi uzasadnia w znacznym stopniu ich trw alszą strukturę. Między glebą orną lessivé Bratków a glebam i ornym i bielicowymi w wierzchnich warstw ach nie zachodzą zasadnicze różnice w stosunku kwasów hum inowych do fulwowych. Natom iast w głębszych poziomach gleb bielicowych w odróżnieniu do gleb lessivés zmniejsza się stosunek kwasów hum inow ych do fulwowych, co w skazuje na przemieszczanie się w glebach bielicowych łatwo rozpuszczalnych kwasów fulwowych, jak rów nież na d estru k cję ty ch poziomów pod w pływ em procesu bielicow ania (tabl. 12). Nieco większe ilości kwasów hum inowych I grupy związanych z Ca zawierają wierzchnie w arstw y gleby upraw nej lessivé i gleby upraw nej b ru n atn e j w porów naniu do gleb bielicow ych. Pewne różnice między zbadanym i glebam i zaznaczają się w ich wierzchnich w arstw ach również pod względem zawartości bitum in (tabl. 12). Gleby bielicowe orne zaw ierają większe ilości bitum in. Gleby b ru n atn e i lessivés zaw ierają ich znacznie m niej, przy czym należy porów nyw ać oddzielnie gleby leśne i gleby orne. W iększa zaw artość b itu m in w glebach ornych bielicowych w skazuje na powolniejsze tem po zarówno m ineralizacji, jak i h um ifikacji związków organicznych. W arstw y zalegające bezpośrednio pod warstw ą ściółki w glebach leśnych zawierają więcej bitum in niż odnośne w arstw y gleb ornych tego samego typu. 2 Chodzi o ogólną zawartość kwasów fulwowych i huminowych.

41 I T o b 1 i с a 12 Procentowa zawartość węgla i azotu w rożnych formach związków próchnicznych «Carbon and uitrogen content in various forms of huiaic compounds R oczniki G leboznaw cze t. X, z. 2. Miejsc. Locality Głębokość pobrań i a próbki Sampletaking deptn cm Bratków Pułtusk Las Kociszew Drużbice Chodów Las Chodów 5- го Bratków Pułtusk Las Kociszew Drużbice Chodów Las gleba pierwotna Pr imary soil 0,77 0,24 2,60 0,56 0,58 0,19 Wolne kwasy fulwowe Free fulvic acids 0,031 0,045 0,07 0,08 0,06 0,057 0,74 0,31 8:80 2,40 1,59 0,79 0,40 0,11 0,048 0,15 0,05 0,070 0,028 0,085 0,040 0,2 2 0,15 Chodów _ 0,09 0,045 0,11 a, ii 0,026 0,047 0,014 0,001 0,010 0,004 0,006 0,001 0,009 ślady traces 0,006 śiady traces 0,008 0,006 Kwasy fulwowe I grupy Fulvic acids gr.i 0,20 0,040 0,55 0,14 0,12 0,021 0,17 0, 1} Kwasy humin. I grupy Humic acids gr.i 0,15 0,029 0,64 0,15 0,13 0,020 0,12 0,02 0,32 0,34 8:1? 0,13 0, ,031 0,17 0,049 0,023 0,026 0,011 0,029 0,009 0,08!) 0,073 0,033 0,1 0 0,19 0,09 0,018 0,004 0,038 0,011 0,016 ślady traces 0,014 0,004 0,035 0,028 0,020 0,003 Kwasy fulwowe II grupy Fulvic acids gr.ii Kwasy humin. II grupy Humic acids gr.ii W ę g i e 1 0,031 0,012 0,085 0,030 0,019 0,005 0,015 0,006 0,1 0 0,054 0,021 0,011 0,009 0,011 0,003 0,002 0,009 ślady traces 0,004 0,002 0,011 0,007 0,002 ślady traces 0,028 0,026 0,0 6 0,027 0,005 ślady traces 0,038 0,012 0,15 0,062 0,024 0,09 hurainy i ulminy humines and ulmines 0,22 0,12 0,84 0,14 0,1 6 0,084 0,2 7 0,1 0 0,88 0,52 0,33 0,17 Bituminy Bitumen 0,037 0,009 Ogółem we wszystkich frakcjach Total cont.in a ll fraction С kw. humin. С kw. f ulw. С hum.acids С fulv.acids 0, 7Q 0,2 6 S :Й 0,32 0,059 0 $ 3:?? 0,056 0,011 0,056 0,004 0,17 0,1 1 0,032 0,012 0,55 0,2 0 0,74 0,3 2 2,32 1,58 0,75 0,45 0,67 0,24 0,6 0 0,17 1,48 1,12 1,12 2,0 a z 0 t С Ń 0,010 0,006 0,007 0,005 0,010 ślady traces 0,002 0,001 0,006 0,001 0,001 ślady traces 0, ,019 0,114 0,058 0,050 0,018 I'M <u 0,023 о 0,017 CO 0,067 ft 0,029 0,030 0,022 0,082 0,039 0,030 0,027 X} 0,088 0,038 со r-i so 0,225 0,148 0.J94 0, ,3 11,2 8,3 7, ,9 10,6 8,8 8,9 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb

42 510 K. Konecka-Betley Z przytoczonych powyżej danych wynika, że stosunek С : N (tabl. 12) może wahać się w szerokich granicach w zależności od typu gleby, jak rów nież od jej użytkow ania. W zależności od m ateriału w y j ściowego organicznego szczątków roślinnych stosunek С : N w poziomie A± gleb bielicowych leśnych może wynosić znacznie powyżej 10, w b ru n atn y c h zaś leśnych nieco m niej. W glebach upraw nych, ze w zględu na większą na ogół aktyw ność biologiczną, a m iędzy innym i na procesy nitry fik acji, stosunek ten z reguły jest m niejszy. W zanalizow anych glebach leśnych najbardziej jaskraw e różnice przedstaw iają się następująco: gleba bielicowa stosunek С : N 17,3, gleba b ru n atn a stosunek С : N 10,9. Powyższe dane są zgodne z danym i z literatury [14, 35, 41, 61], jeśli się weźm ie pod uwagę, że gleba b ru n atn a jest glebą b ru n atn ą przem ytą. Jeśli chodzi o gleby upraw ne bielicowe i upraw ne b ru n atn e, to stosunek ten kształtuje się w podobny sposób, co wskazuje na zbliżone ilości próchnicy. W glebach lessivés w Bratkow ie stosunek С : N wynosi 7,0, co świadczy o w iększej zasobności próchnicy w azot. Ja k widać, stosunek С : N w glebach ornych w odróżnieniu od gleb leśnych nie może stanowić kryterium typologicznego gleb, ponieważ może się zmieniać w zależności od sposobu nawożenia i upraw y [1, 28]. Badano rów nież związki próchniczne rozpuszczalne w wodzie w poszczególnych poziom ach określając w nich w ęgiel (tabl. 13). Ilość związków próchnicznych rozpuszczalnych w wodzie zależy z jednej strony od ogólnej ilości próchnicy, z drugiej zaś od sum y w yekstrahow anych kw a sów fulwowych i różnych związków tych kwasów rozpuszczalnych w 0,1 n H 2SO4. W glebach leśnych można stwierdzić zależność między ilością w olnych kw asów fulw ow ych (Pułtusk i Chodów), a ilością rozpuszczalnych związków próchnicznych w wodzie (tabl. 12 i 13). Dla porównania wpływu próchnicy na pojemność sorpcyjną gleby oznaczono w próbkach z poziomów akum ulacyjnych pojemność sorpcyjną przy użyciu chlorku baru bez utleniania i po utlenieniu próchnicy, używając do spalania próchnicy H2O2 (tabl. 14). Uzyskane dane, ze w zględu na ograniczoną ilość oznaczeń należy traktow ać jako o rien tacyjne. Największy wpływ próchnicy na wielkość pojemności sorpcyjnej gleby zaznacza się w przypadku gleby brunatnej ornej w Chodowie, jak również w glebie przem ytej w Bratkowie, a najm niejszy w glebie bielicowej z Drużbic. Pojemność sorpcyjną w poziomach A± zbadanych gleb można porównywać tylko wtedy, gdy weźmie się pod uwagę zarówno ilość próchnicy, jak i zaw artość części spław ialnych, a w śród nich koloidalnych.

43 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 511 Związki próchniczne rozpuszczalne w wodzie Water-soluble hurnic compounds T a b l i c a 13 Miejscowość Locality Głębokość pobrania próbki Samplecm С % I II III IV V wyciąg wodny - aqueous extract Ogółem Bratków ,012 0,0044 0,0037 0,0022 0, ,0107 0,0041 0,0041 0,0189 Pułtusk Las ,0027 0,026 0,020 0,016 0,014 0, ,015 0,010 0,007 0,005 0,004 0,041 Total С' % Kociszew ,011 0,005 0,004 0,004 0, ,004 0,004 0,003 0,011 Drużbice ,012 0,010 0,005 0,005 0, ,003 0,004 0,003 0,010 Chodów Las 0-4 0,069 0,022 0,013 0,006 0,008 0, ,031 0,016 0,010 0,005 0,005 0,067 Chodów ,015 0,007 0,005 0,003 0, ,008 0,005 0,004 0,017 T a b l i c a 14 G l e b a Miejscowość Głębokość pobrania próbki cm Poj6mność sorpcyjna w mg-równ. bez utleniania po utlenianiu Orna przemyta bratków ,70 2,20 Leśna zbielicowana Pułtusk ,50 5,64 Orna bielicowe Xociszew 0 C\i 3,04 2,10 Orna brunatna słabo przemyta Chodów ,24 3,50 Orna słabo zbielicowana Drużbice ,06 5,40

44 512 K. Konecka-Betley W zbadanych glebach zawartość próchnicy wyw arła wpływ na ich pojemność sorpcyjną. W pływ ten uzależniony jest również od sposobu powiązania koloidów próchnicznych z koloidam i m ineralnym i. Ja k podaje Laatsch [41] 100 g kwasów hum inow ych przy ph 7 sorbuje około 460 m g-rów n. kationów; pojem ność sorpcyjna kwasów hum inowych jest więc 4 5 razy większa od pojem ności sorpcyjnej m ontm orylonitu. Z badań w łasnych m ożna by przypuszczać ze w zględu na w iększe różnice w ilości próchnicy przed i po spalaniu, że istnieje pewna zależność między pojemnością sorpcyjną a różnym i form am i związków próchnicznych. W edług badań Kononowej [35] rola poszczególnych grup kw a sów próchnicznych gleby jest zależna od środow iska. DYSKUSJA W yniki badań potw ierdzają w znacznym stopniu pogląd wyrażony przez różnych autorów, że zarówno skład m ineralny i mechaniczny, jak i zawartość części organicznych w pływ ają w odm ienny sposób na kom pleks sorpcyjny gleb. W niniejszej pracy zwrócono specjalnie uwagę na zależność, jaka zachodzi między procesam i brunatnienia, przem yw ania i bielicowania a składem m in eraln y m i m echanicznym w różnych poziom ach genetycznych profilu glebowego. W nawiązaniu do badań innych autorów, jak Musierowicza, Bloomfield a, Friedland a, Laatsch a i innych, badania własne potwierdzają, że istnieje zależność m iędzy pojemnością sorpcyjną gleb, ich stopniem wysycenia kationam i zasadowymi oraz składem poszczególnych kationów a ich typologią w konk retn y ch w arunkach ekologicznych. W ostatnich latach wśród gleboznawców zachodnioeuropejskich, a między innym i u Duchaufoura i Ehwalda przeważa pogląd, w ydający się słuszny, że o właściwościach sorpcyjnych gleb decydują ich cechy będące rezultatem procesów glebotwórczych, które mogą w pew nych przypadkach przebiegać w podobny sposób naw et w różnych strefach klim atycznych. Na pierw szy bowiem plan w ty ch przem ianach glebowych wysuwać się mogą różne czynniki glebotwórcze, jak np. skała m acierzysta, woda itp. Stąd, jeżeli weźmie się jako punkt w yjścia dynam ikę procesów glebotw órczych, a nie sam e czynniki glebotwórcze, będą się różnie przedstawiać właściwości sorpcyjne gleb w różnych stadiach rozw ojow ych procesu glebotwórczego, jak np. w glebach b runatnych, w glebach b ru n atn y c h przem ytych, w glebach p rzem ytych (lessivés), w glebach bielicow ych itd., w ytw orzonych z różnych

45 I Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 513 utworów. Natom iast trudno jest stw ierdzić różnice we właściwościach sorpcyjnych gleb w odniesieniu do typów glebotwórczych w szerszym ich ujęciu, charakterystycznych dla danej strefy klim atycznej, jeżeli nie weźmie się pod uwagę specyfiki w arunków tworzenia się gleb, a przede wszystkim skały m acierzystej. W arto również wspomnieć, że w pracach gleboznawczych zbyt m ałą wagę przyw iązuje się do zjawisk geologicznych, wyprzedzających lub towarzyszących procesom glebotwórczym. W odniesieniu do glin zwałowych autorzy nie podkreślają roli, jaką odgrywa w procesie glebotwórczym wiek zlodowacenia, jak rów nież zjaw iska peryglacjalne, które przem yw ają i rozluźniają w ierzchnie w arstw y skał. Praca moja w pewnym stopniu naświetla powyższe zagadnienia. N ależy rów nież podkreślić, że k ry te ria, jakie podają autorzy fra n cuscy i niem ieccy odnośnie stosunków S1O2 : R2O3, jak również SiC>2 : Fe2Ü3 i SiC>2 : AI2O3 we frakcji ilastej i częściach ziem istych w poszczególnych poziom ach genetycznych profilów glebow ych w zależności od typologii gleb, nie są ostatecznie sprecyzowane. Do tych stosunków przyw iązuje się dużą wagę, ponieważ one c h a rak tery zu ją w łaściwości sorpcyjne poszczególnych typów gleb. W ydaje się, że gleboznawcy zachodnioeuropejscy (Ehwald, Duchaufour, Mückenhausen, Kubień a, Tavernier, Laatsch, Scheffer, Demelon i inni), odnosząc proces bielicowania wyłącznie do piasków i do piaskowców, ujm ują ten proces zbyt jednostronnie, ponieważ odw apnione chude gliny zwałowe starszych zlodowaceń bielicują zazwyczaj dość w yraźnie. Typologia gleb w ujęciu gleboznawców radzieckich, opierająca się w znacznym stopniu na poglądach szkoły genetycznej Dokuczaj e- wa i Wiliamsa, a reprezentow ana obecnie przez współczesnych gleboznawców: Gierasimowa, Tiurina, Kaczyńskiego, Wileńskiego, Iwanową i innych, nawiązuje do stref roślinno-klim atycznych, uw zględniając stopnie rozwoju poszczególnych procesów glebotwórczych. C harakterystyka właściwości sorpcyjnych gleb przy tak im ujęciu ich typologii jest m ożliwa przy bliższym określeniu w a runków występowania tych gleb. Często gleboznawcy mówiąc o strefach glebowo-roślinno-klim atycznych zapominają, że roślinność tych stref już obecnie nie istnieje. W literaturze gleboznawczej przyw iązuje się na ogół dużą wagę do roli, jaką odgrywa w kom pleksie sorpcyjnym substancja organiczna, natom iast pomija się często znaczenie poszczególnych form związków próchnicznych. W yjątek pod tym względem stanowią badania Kononowej, które rzucają pewne światło na wpływ różnych związków próchnicznych na kom pleks sorpcyjny gleb w ystępujących nie tylko na

46 514 K. Konecka-Betley terenie Rosji. Badania nasze, chociaż bardzo sżczupłe, określają również pew ne zależności, jakie zachodzą m iędzy ilością poszczególnych związków próchnicznych a procesam i glebotw órczym i. WNIOSKI Na podstaw ie przeprow adzonych badań m ożna wyciągnąć n astęp u jące wnioski: 1. W w yniku przem ian w yw ołanych procesam i glebotw órczym i zaznaczają się znaczne różnice w składzie m ineralnym wierzchnich w arstw i głębszych gleb wytworzonych z gliny zwałowej, co wpływa decydująco na ich właściwości. 2. Istnieje pewna zależność między pojemnością sorpcyjną a ilością m inerałów ilastych w poszczególnych poziomach genetycznych profilu glebowego. 3. Cechy m orfologiczne jak i chem iczne profilów glebow ych są w y wołane, na co wskazują w yniki analiz, zarówno procesem bielicowania, przem ywania, jak i brunatnienia; jak wynika z poglądów współczesnych autorów, proces przem yw ania, tzw. lessivage, jako zachodzący w specyficznych w arunkach, a w szczególności w w arunkach odczynu m niej kwaśnego, jest procesem przygotow ującym proces bielicowania. 4. W pływ procesu bielicowania wyraża się pewnym stopniem spiaszczenia wierzchnich warstw, a co za tym idzie, zmniejszeniem ich pojem ności sorpcyjnej; to spiaszczenie jest spowodowane przede w szystkim rozkładem m inerałów ilastych, któ ry przebiega w w arunkach odczynu silnie kwaśnego, spowodowanego procesam i biologicznym i, zachodzącym i w ściółce lasów iglastych (ściółka ty p u Rohhum us). 5. Proces przem ywania również wpływa, choć w m niejszym stopniu, na wielkość kom pleksu sorpcyjnego gleb ze względu na mechaniczne przemieszczanie części ilastych w głąb ich profilu. Ponieważ w tym procesie jest m niejsze zakwaszenie, ze w zględu na inne w aru n k i klim a tyczne, ze względu na charakter skały m acierzystej, albo ze względu na rodzaj próchnicy, w tego typu glebach nie następuje rozkład frakcji ilastej; w rezultacie więc może być m niejsze spiaszczenie wierzchnich warstw. 6. Przeprowadzone badania wykazały, że w porównaniu do procesu brunatnienia wpływ procesów zarówno bielicowania, jak i przem ywania na zubożenie wierzchnich w arstw w kationy wym ienne, a przede w szystkim w kationy Ca i Mg, jest zw iązany m iędzy innym i z odczynem, składem m echanicznym i m ineralnym gleb; pojemność sorpcyjna tych gleb w zrasta w głąb profilu glebowego.

47 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb Gleby przem yte pod względem wysycenia kationam i zasadowymi zajm ują miejsce pośrednie między glebam i brunatnym i a glebam i bielicowym i. 8. Na przebieg różnych procesów glebotwórczych w zbadanych glebach wpłynęły w znacznym stopniu nie tylko czynniki klim atyczne i biologiczne, ale również i ukształtow anie powierzchni, skład m ineralny glin zwałowych, uw arunkow any wiekiem zlodowacenia i zjawiskami peryglacjalnym i. 9. Na podstaw ie przeprow adzonych badań w ysunięto k ry te ria związane z kom pleksem sorpcyjnym, pozwalające w pewnym stopniu na wyróżnienie gleb lessivés, bielicowych i brunatnych jako oddzielnych typów. K ry teria te odnoszą się do pojem ności sorpcyjnej, stopnia w ysycenia kationam i zasadowymi, do zawartości poszczególnych kationów, a m iędzy nim i Ca i Mg, składu m echanicznego, głębokości w yługow a nia w ęglanu w apnia, odczynu gleby, stosunku SiÛ2 : R 2O3, jak rów nież w pew nym stopniu do zaw artości form związków próchnicznych. 10. Organiczny kom pleks sorpcyjny charakteryzuje w znacznym stopniu właściwości gleb, jak również związany jest z ich genezą, na co w skazują w yniki analiz. Z byt daleko idących wniosków odnośnie cech typologicznych w glebach upraw nych na podstawie nielicznych oznaczeń form związków próchnicznych nie można było wyprowadzić; różnice te zaznaczyły się jaskraw iej w przypadku gleb leśnych. Gleby brunatne charakteryzują się większym stosunkiem kwasów hum inow ych do fulwowych niż gleby bielicowe. Zawartość I grupy kwasów hum inowych związanych z Ca jest większa w glebach brunatnych niż w glebach bielicowych, co w skazuje na większe w ysycenie tych gleb Ca. 11. Stosunek C :N w glebach leśnych w zależności od wyjściowych form ściółki waha się w szerokich granicach. W glebach bielicowych leśnych jest on znacznie szerszy ze względu na m niejszy stopień hum i- fikacji i m ineralizacji; stw ierdzono rów nież w zrost ilości kw asów fu l wowych w głębszych w arstw ach gleb bielicowych. 12. W iększa pojem ność sorpcyjna próchnicznych w arstw gleb b ru natnych w porównaniu z glebam i bielicowymi przy tej samej ilości próchnicy i zaw artości części spław ialnych jest związana najpraw dopodobniej z większą zawartością kwasów hum inow ych w porównaniu z kwasam i fulwowym i oraz ze sposobem powiązania próchnicy z częścią m ineralną gleby. 13. C harak tery sty k a procesów glebotw órczych, om aw ianych w powyższej pracy, a zachodzących na tere n ie Polski, pozwala na przedstaw ienie następującego najogólniejszego schem atu rozw oju gleb:

48 516 K. Konecka-Betley 14. W m yśl tych założeń genetycznych znaczna część gleb zaliczanych do tej pory do typu bielicowego powinna być zaliczona albo do gleb b ru n atn y c h lessivés, albo do gleb lessivés. C h arak tery sty k a m orfologiczna i fizyko-chem iczna typów gleb podana w pracy w nawiązaniu do załączonego schem atu wskazuje na duże możliwości ich w ydzielenia, jeżeli chodzi o gleby leśne. Natom iast należy się jeszcze liczyć z poważnymi trudnościam i przy zastosowaniu omawianego podziału gleb w przypadku gleb upraw nych. Stąd też dla ostatecznego naśw ietlenia i rozstrzygnięcia powyższego zagadnienia i w prow adzenia do klasyfikacji gleb polskich gleb b ru natnych lessivés i gleb lessivés, konieczne są dalsze studia zarówno terenow e, jak i laboratoryjne. * W ielce szanow nem u P anu Profesorow i dr A. M usierowiczowi, promotorowi niniejszej pracy, składam serdeczne podziękowanie za życzliwe wskazówki w czasie przeprow adzanych badań oraz za w nikliw ą ocenę. LITERATURA [1] A l bare da I. M.: Chemisches Studium von Humus verschiedener Bodentypen in Spanien. Z. Pfl. Ernähr. Düng., t. 69, 1955, s [2] В а с S.: O ruchach gleby pod wpływem działania mrozu. Biuletyn PIG nr 6 6. Z badań czwartorzędu w Polsce, t. 2, s [3] Bloomfield C. A.: A study of podzolization. Part. III, IV, V. J. Soil. Sei, t. 5, 1954, s [4] Błagowidow N. L.: Suszcznost okulturiwania podzoliztych poczw. Poczwowied. nr 2, 1954, s

49 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 517 [5] Czerń o w В. A.: O zawisimosti mieżdu sumoj obmiennych kationow i sodierżaniem czastic mienieje mikrona w podzoliztych poczwach. Poczwowied, nr 5, Moskwa [6 ] Dani li u g D.: Contributii la cunoasterea compozitici calitative a humusului pe profil la citeva cemoziomuri. Probl. de Pedologie, I. C. A. R., Bucarest 1958, s [7] Demelon A.: Dynamique du Sol. Paris, Dunod, [8 ] Dupuis J.: Contribution à l étude des sols du Gatinais. Institut National Agronomique, Paris 1952, s [9] Dobrzański В.: Regradacja bielicowych gleb lessowych. Annales UMCS Lublin, 1947, s. 17. [10] Dobrzański B., Kuźnicki F., Musierowicz A.: Z zagadnień ustalenia systematyki gleb. Zeszyty Problemowe PAN, Warszawa 1958, s [11] Dobrzański B., Won d rausch J.: Glin ruchomy w glebach terenów fliszowych. Annales UMCS Lublin, 1953, Vol. VIII, 8. [12] Dorywał ski M.: Znaczenie powierzchni peryglacjalnej dla badań erozji i denadacji gleb w okolicach Łodzi. Biuletyn Peryglacjalny nr 2, Łódź 1955, s [13] Duchaufour P.: Pédologie. Nancy 1956, s [14] Duchaufour P.: La dynamique du sol forestiel en climat Atlantique. Les Presses Universitaires Laval, Québec, Canada 1959, s. 72. [15] Duchaufour P.: L action des divers types d humus sur le processus d entrainement dans le sol forestier. Rev. Forest, nr 12, 1957, s [16] Dyli к J.: Problematyka geomorfologiczna wobec potrzeb rolnictwa. Przegl. Geogr., t. 26, z. 4, 1954, s [17] Dyli к J.: Peryglacjalne osady stokowe rytmicznie warstwowane. Biul. Pe*- ryglacjalny nr 5, Łódź 1955, s [18] D y l i k J.: O peryglacjalnym charakterze rzeźby środkowej Polski. Acta Geogr. Univ. Lodziensis, nr 4, Łódź 1953, s [19] Dylikowa A., Olchowiak J., Kolasińska: Procesy i struktury w strefie czynnej zmarzliny. Cz. I. Biuletyn Peryglacjalny nr 2, Łódź 1955, s [20] Ehwald E.: Über einige Probleme der forstlichen Humusforschung insbesondere die Einstehung und die Einteilung der Waldhumusform. Deutsche Akademie der Landwirtschaftswissenschaften zu Berlin, Leipzig 1956, s [21] Friedland В. M.: O podzoliwanii i ilimerizacji. Poczwow. 1, Moskwa 1958, s [22] Galon R.: Zagadnienie ostatniego zlodowacenia w Polsce. Kosmos, Seria B, Warszawa 1957, s [23] Garkusza F. F.: Izmienienija diemowo-podzoliztych poczw pod wlijaniem okulturiwanija. Poczwowied. nr 4, 1955, s [24] Gaussen R.: Zur Abhängigkeit der Bodenbildung vom Gestein in Deutschland. Aug. F. Jztg. t. 125, 1953/54, s [25] Gierasimow J. P.: Buryje lesnyje poczwy w SSSR jewropiejskich stranach i w SSZA. Poczwowied. t. 7, Moskwa [26] Gierasimow J.P.: Poczwy cientralnoj Jewropy i swiazannyje s nimi woprosy fiziczeskoj geografii. AN SSSR, Moskwa [27] Gorbunow N. J.: Les minéraux argileux des principaux types des sols en rurss. VI Congrès international de la science du sol, t. 13, 1 21, Paris 1956, s

50 518 K. Konecka-Betley [28] Górski M., Królikowski L.: Zawartość związków próchnicznych w glebie w zależności od nawożenia. Roczn. Glebozn. t. 2, 1952, s [29] Hambloch H.: Uber das Alter und die Bildungsdauer von Eisenhumuspodsolen. Z. Pfl. Ernähr. Düng., t. 83, z.2, 1958, s [30] Jahn A.: Zjawiska krioturbacyjne współczesnej i pleistoceńskiej strefy реryglacjalnej. Acta Geologica Polonica, Vol. II, 1 2, Warszawa 1951, s [31] Jarkow S. P.: Dynamique saisonnière de certains processus dans les sols. VIe Gongrès international de la science du sol, t. E, V 6 6, Paris 1956, s [32] Kedrow-Zichmann: Osnownyje woprosy izwiestkowanija poczw SSSR. Dokłady VI Mieżdunarodnomu Kongresu Poczwowiedow, IV Komissja Płodorodia Pocżw. Moskwa [33] Kohl F.: Durchwaschung und Durchschlämmungserscheinungen an Böden aus Bayern. Ein Beitrag zur Frage der Parabraunerden. Z. Pfl. Ernähr., Düng, t. 80, 1958, s [34] Konecka-Betley K.: Wstępne kryteria dla rozpoznania gleb lessivés i niektórych gleb brunatnych. Roczn. Glebozn. t. 9, Warszawa 1960, s [35] Kononowa M.: Zagadnienie próchnicy glebowej. PWRiL, Warszawa 1955, ss [36] Kopp D.: Aussprache des Bodentypes. Eberswalde 1958 (odbitka powielona). [37] Kubień a W. L.: Bestimmungsbuch und Systematik der Böden Europas. Madrid 1950, ss [38] Kundler P.: Zur Charakterisierung und Systematik der Braunen Waldböden. Z. für Pfl. Ernähr. Düng, -und Bodenkunde. Heft 2/3, Weinheim 1957, s [39] Kundler P.: Zur Kenntnis der Rasenpodsole und Grauen Waldböden Mittelrusslands im Vergleich mit den Sols lessivés des westlichen Europas. Z. Pfl. Ernähr. Düng. t. 8 6, z. 1, 1959, s [40] Kwinichidze A., Prusinkiewicz Zb.: Kwestia gleb brunatnych. Roczn. Glebozn. t. 2, Warszawa 1952, s [41] La a t s c h W.: Dynamik der mitteleuropäischen Mineralböden. Dresden und Leipzig 1957, ss [42] Lencewicz S.: Dyluwium i morfologia Środkowego Powiśla. PIG, Warszawa 1927, s [43] Michael G., Schilling G.: Uber den Magnesiumversorgungsgrad mitteldeutscher Ackerböden. Z. Pfl. Ernähr. Düng. t. 79, z. 1, 1957, t [44] Mieczyński T.: Studia morfologiczne nad glebami Polski. Cz. I. Gleby bielicowe. Puławy PINGW, 1934, s [45] Miklaszewski S.: Gleby Polskie. Drukarnia Techniczna, Warszawa 1930, ss [46] Miklaszewski S.: Powstawanie i kształtowanie się gleby. Księgarnia Rolnicza, Warszawa 1922, s [47] Moskal S.: Glin ruchomy w glebach Polski. Roczn. Glebozn. t. 4, 1955, s [48] Moskal S.: Wpływ nawożenia na obecność glinu ruchomego w glebie. Roczn. Glebozn. t. 8, z. 1, [49] Musierowicz A.: Gleboznawstwo ogólne. PIWRiL, Warszawa 1956, ss [50] Musierowicz A.: Gleboznawstwo szczegółowe. PIWRiL, Warszawa 1953, ss [51] Musierowicz A.: Przyczynek do poznania skrytobielicowych gleb terenów podgórskich. Roczn. Nauk Roln., t. 54, 1950, s

51 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 519 [52] Musierowicz A., Kuźnicki F.: Magnez w glebach Niziny Mazowiecko-Kujawskiej. Roczn. Nauk. Roln., w druku. [53] Musierowicz A., Kuźnicki F., Konecka-Betley K.: Gleby brunatne i czarne ziemie zdegradowane okolic Łęczycy. Roczn. Glebozn. t. 2, 1952, s [54] Musierowicz A., Konecka-Betley K., Kuźnicki F.: Właściwości chemiczne gleb brunatnych okolic Kutna i Łęczycy. Roczn. Glebozn. t. 6, 1957, s [55] Musierowicz A., Konecka-Betley K., Hoinka J.: Studia nad kompleksem sorpcyjnym i zawartością w nim kationów wymiennych ważniejszych gleb województwa warszawskiego. Komunikat II. Badania gleb bielicowych wytworzonych z gliny zwałowej oraz gleb bielicowych pyłowych. Roczn. Nauk Roln. t. 69 A 1, 1954, s [56] Musierowicz A., Konecka -В et Le y K.: Studia nad kompleksem sorpcyjnym i zawartością w nim kationów wymiennych ważniejszych gleb wojew. warszawskiego. Komunikat V. Badania gleb brunatnych. Roczn. Nauk. Roln. t. 72 A 4, 1956, s [57] Musierowicz A., Konecka-Betley K : Czarne ziemie okolic Kutna i Łęczycy. Roczn. Glebozn. t. 8, z. 2, 1959, s [58] Musierowicz A., Olszewski Z., Kuźnicki F., Święcicki C., Koneck a-b etley K., Leszczyńska E.: Gleby woj. warszawskiego. Roczn. Nauk. Roln. 75 D, [59] Musierowicz A., Olszewski Z., Brogowski Z., Chlip a 1- ska E., Konecka-Betley K, Kępka M., Król H., Kuźnicki F., Leszczyńska E., Skorupska T., Święcicki C., Tuszyński M.: Gleby woj. łódzkiego. Roczn. Nauk. Roln., [60] Musierowicz A.: Zawartość związków magnezowych w glebach bielicowych piaskowych terenów Nizin Mazowiecko-Podlaskiej i Wielkopolsko-Kujawskiej. Postępy Nauk Roln., nr 4, 1957, s [61] Musierowicz A.: Próchnica gleb. Postępy Nauk Roln. nr 2, [62] Mückenhausen E.: Die wichtigsten Böden der Bundesrepublik Deutschland. Bonn 1957, s [63] Müller E. H.: Die Bedeutung des eiszeitlichen BodenfHessens (Soliflukcjon) für die Bodenbildung im nördlichen Teil des Rheinischen Schiefergeborges. Z. Pfl. Ernähr. Düng., 65(110), 1954, s [64] Okołowicz W.: Kryteria klimatologiczne w badaniach geomorfologicznych niżu północnoeuropejskiego. Z badań czwartorzędu w Polsce, t. 1, Warszawa [65] Okołowicz W.: Rekonstrukcja klimatu i jego zmian na podstawie morfologii terenu. Przegląd Geogr., t. 21, z. 1 2, Warszawa [6 6 ] Pavel L., Uziak S.: Minerały ilaste w glebach Karpat fliszowych. Annales UMCS, Vol. XIII, 2, Lublin 1958'. [67] Reuter G.: Anwendung genetisch-morfologischer Horizontbezeichnungen. Deutsche Akademie der Landwirtschaftswissenschaften zu Berlin, nr 37, Berlin 1958, s [6 8 ] Różycki S. Z.: Strefowość rzeźby i zjawiska peryglacjalne na ziemi Torella (Spitzbergen), Biuletyn Peryglacjalny nr 5, Łódź 1957, s [69] Russell E. J.: Warunki glebowe a wzrost roślin. PWRiL, Warszawa 1958, s

52 520 K. Konecka-Betley [70] Scheffer F., Schachtschabel P.: Lehrbuch der Agrikulturchemie und Bodenkunde. Teil I Bodenkunde. Stuttgart 1956, s [71] Skrynnikowa J. N.: Poczwiennyje rastwory jużnoj czasti lesnoj zony i ich roi w sowremiennych procjessach poczwoobrazowanija. Poczwied. Moskwa [72] S t r e m m e H. E.: Die charakteristischen Tonminerale einiger Hauptbodentypen. Z. Pfl. Ernähr. Düng., t. 65(110), 1954, s [73] Strzemski M.: Gleby województwa krakowskiego. Przegląd Geogr. t. 26, z , s. ' [74] Strzemski M.: Zarys rozwoju naukowej systematyki gleb. Pamiętnik PINGW w Puławach. Seria A 18, Puławy [75] Tavernier R. and Smith D.: The Concept of Braunderde (Brown Forest Soil) in Europe and the United States. Vol. 9, New York 1957, Advances in Agronomy. [76] Terlikowski F.: Roślinność jako czynnik glebotwórczy. Postępy Wiedzy Roln. 2, Warszawa 1951, s [77] Tokarski J.: Studia nad koloidami gleb lekkich w Polsce. Roczn. Nauk Roln., t. 76, 1957, s [78] Tomaszewski J.: Stadia rozwojowe niektórych rodzajów (typów) gleb. Roczn. Giebeln., t. 2, 1952, s [79] Tomaszewski J.: Dynamika typologicznych procesów glebowych. Roczn. Glebozn., t. 6, 1957, s [80] T sunę о T., Swanson C. L. W.: Chemical and Mineralogical Properties of a Brown Podzolic Soil. Soil. Sei. Soc. Amer. Proc. 1954, t. 18, s [81] Tyczyńska M.: Klimat Polski w okresie trzeciorzędowym i czwartorzędowym. Czasop. Geograf, t. 28, z. 2, Warszawa-Wrocław 1957, s [82] W i e r g in а К. В.: К charaktieristikie poczwoobrazowanija pod lesom i paszniej w Kaliningradzkoj obłasti. Poczwowied. nr 5, Moskwa 1958, s [83] Wiliams W. R.: Gleboznawstwo. Podstawy Rolnictwa. PWRiL, Warszawa 1950, ss [84] Wolaniecki J.: Kilka uwag o genezie gleb bielicowych powstałych z utworów pyłowych łomżańskich. Przegl. Geograf., t. 30, z. 2, Warszawa 1958, s [85] Zajcew B. D.: Opyt ustanowienia zawisimosti mieżdu sodierżaniem obmiennych kalcja i kalia, podwiżnogo fosfora i obszczego azota w pieriegnojno podzoliztych gorizontach leśnych poczw. Poczwowied. 5, Moskwa [8 6 ] Praca zbiorowa: Przyrodniczo-genetyczna klasyfikacja gleb. Prace Komisji Klasyfikacji, Nomenklatury i Kartografii Gleb. PTG, Roczn. Nauk Roln., 74 D, Warszawa 1956, s. 96.

53 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb К, КОНЕЦКА-БЕТЛЕЙ ИЗУЧЕНИЕ ПОГЛОЩАЮЩЕГО КОМПЛЕКСА ПОЧВ, ОБРАЗОВАВШ ИХСЯ И З ВАЛУННОЙ ГЛИНЫ, В СВЯЗИ С ИХ ГЕНЕЗИСОМ Лаборатория Химии и Физики Института Агротехники Удобрения и Почвоведения, Варшава Резюме Предметом статьи является характеристика поглотительной способности почв, образовавшихся из валунной глины, в связи с её типологией. Исследования, проведенные на месте и в лаборатории, относятся к лесным и пахотным почвам, образовавшимся из валунной глины средне-польского периода оледенения Варты. В лабораторных опытах определено: механический состав; минеральный состав (по термическому методу Ю. Т о- карского); реакцию почвы; обменную и гидролитическую кислотность; обменные алюминий и железо; катионы обменные и растворимые в 20% НС1; соотношение Si02/R 203 в илистой фракции и в почвенных частях, а также формы гумусовых соединений. Проведено опыты, подтверждающие взаимозависимость между поглотительной емкостью почв, их минеральным и механическим составом, степенью насыщения щелочными катионами, размещением отдельных катионов в генетических горизонтах почвенного профиля, содержанием различных форм гумусных соединений с одной стороны и их типологией с другой. На основании всех исследований, как проведенных на месте, так и лабораторных, и ссылаясь на литературу, в статье сформулированы критерии, позволяющие выделить до известной степени почвы буроземные, выщелоченные (lessivés) и подзолистые, как отдельные типы. Сформулированы, между прочим, следующие выводы: 1. Как морфологические, так и химические свойства исследованных почвенных профилей обусловлены (о чем свидетельствуют результаты) как процессом оподзоливания, так и выщелачивания; как явствует из взглядов современных авторов, процесс выщелачивания т. наз. (lessivage), протекающий в условиях менее кислой реакции, является подготовительным для оподзоливания. 2. Влияние процесса оподзоливания выражения известной степенью накопления песчаных фракций в верхних горизонтах, что влечет за собой уменьшение поглотительной емкости; накопление песчаных фракций вызвано разложением илистых минералов, которое протекает в условиях сильно кислой реакции, являющейся следствием биологических процессов, происходящих в подстилке хвойных лесов.

54 522 K. Konecka-Betley 3. Процесс выщелачивания также хотя и в меньшей степени влияет на величину поглощающего комплекса почв, ввиду механического перемещения, без их разложения, илистых фракций вглубь профиля. 4. Проведенные исследования обнаружили, что, сравнительно с процессом образования буроземов, влияние как процессов оподзоливания, так и выщелачивания на обеднение верхних горизонтов обменными катионами, в первую очередь, катионами Са и Mg, связано с реакцией, механическим и минеральным составом. Поскольку это касается насыщения щелочными катионами, выщелоченные почвы занимают среднее место между буроземными и подзолистыми почвами. 5. На ход различных почвообразовательных процессов оказали значительное влияние не только климат и биологические факторы, но и рельеф поверхности, минеральный состав валунных глин, обусловленный возрастом оледенения и перигляциальными явлениями. 6. На основании проведенных исследований сформулированы критерии, связанные с поглощающим комплексом, позволяющие выделить выщелоченные буроземные и подзолистые почвы в качестве отдельных типов. Эти критерии относятся к поглотительной емкости, степени насыщения щелочными катионами, к содержанию отдельных катионов, главным образом Са и Mg, механическому составу, глубине выщелачивания карбоната кальция, реакции почвы, соотношения SiC^/FteOs, а также в известной степени к содержанию форм перегнойных соединений. 7. Соотношение С./N в лесных почвах, в зависимости от исходных форм подстилки, колеблется в широких пределах. В лесных подзолистых почвах, сравнительно с бурыми лесными почвами, оно значительно шире, ввиду меньшей степени гумификации и минерализации. 8. Характеристика почвообразовательных процессов, обсуждаемых в настоящей статье, позволяет представить самую общую схему развития почв (55 стр.). 9. Исходя из генетических предпосылок, значительную часть почв, до сего времени причисляемых к типу подзолов, следует отнести либо к 6vроземным выщелоченным почвам (sols bru n s lessivés), либо к выщелочепным (sols lessiv és).

55 Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 523 K. KONECKA-BETLEY STUDIES ON THE SORPTION COMPLEX OF SOILS FROM BOULDER LOAMS IN RELATION TO THEIR G ENESIS Dep. of Soil Chemistry and Physics, Institute of Soil Science and Cultivation, Warsaw ^ Summary This paper gives a characteristic of the sorption properties of soils form ed from boulder loam s in relation to th eir typology. The field and laboratory investigations comprised forest and arable soils form ed from boulder loams of the m iddle-polish glaciation period of th e W arta riv er. The laboratory determ inations covered the m echanical composition, m ineral composition (using J. Tokarski s therm ical method), soil reaction, exchange and hydrolytic acidity, exchangeable A1 and Fe, exchangeable and 20%> HC1 soluble cations, and the ratio Si02 : R2O3 in the clay fraction and earth parts, and also the forms of the hum ic com pounds. The investigations confirm the correlation betw een soil sorption capacity and its m ineral and m echanical composition, the degree of basic cations saturation, the dispersion of the single cations in the genetic soil profiles and th e ir typology. Basing on th e results of field and laboratory research and referring them to pertinent literature author suggests certain criteria allowing to distinguish brown, leached and podzolic soils as separate types. The following m ajo r conclusions are proposed. 1. The morphological as also the chemical properties of the tested soil profiles are as shown by analysis results caused by the podsolization and the washing-out process. According to the opinion of contem porary authors th e la tte r process, th e so called lessivage, as occurring in conditions of low er acid reaction, is precursory to podsolization. 2. The influence of the podsolization process finds to some extent its expression in the degree of silting of th e up p er soil layers and, concurrently, in their lowered sorption capacity. The silting is caused by decomposition of clayey m inerals, occurring in strongly acid conditions due to biological processes in th e hum us of coniferous woods. 3. The leaching process influences also (although to a m inor degree) the value of the soil sorption complex owing to m echanical translocation of the clay particles to deeper p arts of the profile w ithout decom position. 4. The investigations have shown th a t com pared w ith th e brow n ing process th e influence of the podzolizing and also th e leaching

56 524 K. Konecka-Betley process on depletion of exchange cations, notably Ca and Mg cations in the upper layers, is connected w ith soil reaction and m echanical and m ineral soil composition. Regarding saturation w ith basic cations the leached soils take an interm ediate position betw een brown and podzolic soils. 5. The course of various soilform ing processes has been strongly influenced not only by clim atic and biological factors but also by the ground relief, the m ineral composition of the boulder loams dependent on the glaciation age, and by periglacial phenom ena. 6. On basis of the investigations perform ed certain criteria related to the sorption complex have been proposed which allow to distinguish brown, lessives and podzolic soils as separate types. Those criteria refer tc sorption capacity, degree of saturation w ith basic cations in ratio to content of individual cations (notably Ca and Mg), m echanical com position, leaching depth of calcium carbonate, soil reaction, SiÛ2 : R2O3 ratio, and to some e x te n t also to content of form s of hum ic com pounds. 7. The C/N ratio varies in forest soils w ithin a wide range according to the initial forms of the litter. In podzolic as compared w ith brown forest soilsit is m uch w ider owing to their lower degree of hum ification and m ineralization. 8. The characteristics of the soilform ing processes discussed in the present paper allow to p resent a v e ry general schem e of soil developm ent. 9. According to those genetic assum ptions a m ajor part of the soils ascribed sofar to the podzolic type should be assigned to the leached brow nearths (bruns lessivés) or to the leached (lessivés) soils.