GLEBY BIELICOW E WZGÓRZ OSTRZESZOW SKICH

ROCZNIKI GLEBOZNAW CZE, T. X IX, z. 2, W AR SZA W A 1968 ALOJZY KOWALKOWSKI, GERARD NOWAK GLEBY BIELICOW E WZGÓRZ OSTRZESZOW SKICH WYTWORZONE Z PIASKÓW AKUM ULACJI PERYGLACJALNEJ CZĘŚĆ II. WŁASNOŚCI GLEB BIELICOWYCH Katedra Uprawy i Nawożenia Roli WSR, Poznań WSTĘP U legające ciągłym zm ianom stosunki m iędzy litologią skały, w a ru n kam i hydrologicznym i, klim atem i szatą roślinną w p ły n ęły na w ytw orzenie na om aw ianym obszarze najm niej dwóch odrębnych kom pleksów gleb. Jeden kom pleks tw orzą gleby skrytobielicow e oraz bielicow e i bielice wytworzone z piasków różnej genezy przy panow aniu przem ywnego typu w arunków wodnych. W drugim kompleksie w ystępują gleby glejow o-bielicow e, torfiasto-glejow e i torfow e. U kształtow ały się one na piaskach eolicznych z przem ywno-glejowym, glejowym i bagiennym typem w arunków w odnych. C harakteryzując gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich przyjm u jem y za Terlikowskim [41, 42] założenie, że profile badanych gleb nie uległy dotąd istotniejszym zniekształceniom i odpowiadają układom czynników glebotw órczych, działających w przeszłości i współcześnie. METODY BADAŃ B arw y poziomów i w arstw glebowych określono za pomocą skali Munsella [28]. Zastosow ane sym bole poziomów i w arstw glebow ych posiadają n a stę pujące znaczenie: FH ektohum usow y poziom butw inow y, AhT poziom akum ulacyjno-torfow y, Ah + e poziom akum ulacyjno-eluw ial- 10 R o c zn ik i G le b o z n a w cze T. X IX, z. 2

366 A. Kowalkowski, G. Nowak ny, Ae poziom eluw ialny, Aeg poziom eluw ialny odpowierzchniowo oglejony, B fh poziom iluw ialny żelazisto-próchniczny, B hf poziom iluw ialny próchniczno-żelazisty, Bf poziom iluw ialny żelazisty, С skała m acierzysta, CG skała m acierzysta oglejona oddolnie, DG podłoże oglejone oddolnie. Ciężar objętościow y, porow atość ogólną, porow atość k apilarną, pojemność wodną m inim alną, pojemność wodną m aksym alną, szybkość kapilarnego nasycenia w odą i przepuszczalność oznaczono m etodam i podanym i w I części p racy [24]. W spółczynnik filtra c ji К obliczono w edług w zoru gdzie: Q rozchód wody w cm3, T czas w m inutach, S pow ierzchnia cylindra w cm 2, h wysokość słupa wody, l grubość w arstw y gleby. W ilgotność aktualną oznaczono w próbkach pobranych do stalow ych pierścieni o pojem ności 100 cm z zachow aniem natu raln eg o układu. Zawartość węgla organicznego w glebach oraz węgla kwasów hum i- nowych i fulwokwasów w w yciągach alkalicznych oznaczono m etodą Tiurina. S tra ty przy żarzeniu oznaczono przez prażenie m asy glebow ej w tem p eratu rze 550 C. Azot ogółem oznaczono m etodą K jeldahla. W spółczynniki ekstynkcji (S57), iloraz barw y (Q4/6) oraz absorpcję św iatła w zakresie w idzialnym przez alkaliczne wyciągi kwasów próchnicznych oznaczono według m etody Springera [39]. Czynniki stabilizacji próchnicy oznaczono według m etody Н оска [12]. рннго i phicci oznaczono elektrom etrycznie przy użyciu elektrody szklanej. W artości H, T i S (T-H) oraz skład kationów w ym iennych oznaczono m etodą M ehlicha. Skład chemiczny m asy glebowej (frakcje < 1,0 mm) oznaczono w stopach z N a2c 0 3 oraz po rozłożeniu krzem ianów kw asem fluorow odorowym. Poszczególne składniki oznaczono następującym i metodami: S i0 2 i R20 3 wagowo, Fe20 3 jodom etrycznie, A120 3 + T i0 2 z różnicy R 20 3 (P2O5 + F e20 3), P 20 5 kolorym etrycznie m etodą Tischera, CaO

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 367 i MgO kom pleksom etrycznie, Na20 i K 20 fotom etrem płom ieniowym Zeissa, MnO kolorym etrycznie m etodą nadsiarczanow ą. Łatw o rozpuszczalne Fe20 3 oznaczono m etodą Jacksona [16]. Łatwo rozpuszczalne S i0 2 i A120 3 oznaczono m etodą F o s t e r a [7]. MORFOLOGIA PROFILU W spólną cechą m orfologiczną dla wszystkich badanych gleb jest ektohum usow y poziom butw inow y FH. B runatnoczarna (10YR 2/4) butw ina tw orzy wojłok oddzielający się od gleby m ineralnej i zazwyczaj silnie przerośnięty korzeniam i roślin ru n a oraz drzew. Na sty k u z glebą m inera ln ą w y stępuje przew ażnie cienka i nieciągła w arstw a czarnej bezpostaciowej próchnicy, świadczącej o stosunkowo słabej hom ogenizacji biologicznej m ateriałów glebowych. Obecność ziaren piasku w poziomie butw inow ym jest związana niew ątpliw ie z m echanicznym działaniem całego kom pleksu czynników zew nętrznych nie w yłączając roślinności i człowieka. Duże zróżnicow anie miąższości i b arw y obserw ujem y w niżej położonym poziomie eluw ialno-próchnicznym Ah + e. Jego własności są uzależnione nie tylko od aktyw ności organizmów glebowych, ale również od natężenia przebiegającego procesu bielicow ania. W skaźnikam i tego p ro cesu są białe ziarna piasku, pod względem m orfologicznym identyczne z poziomem eluw ialnym Ae. W ystępują one na tle czarnej próchnicy, przew ażnie nie zw iązanej z m ineralną częścią gleby, i n ad ają słabo rozw iniętem u poziomowi Ah + e odcień popielaty (10YR 6/1). Natężenie barw y popielatej zależy od ilości zakum ulow anej próchnicy. M atowoczarną barw ę (2,5Y 3/0 4/0) i znaczną miąższość ma poziom Ah + e w w ilgotnych glebach glejowo-bielicowych. Ta barw a przejaw ia się jeszcze intensyw niej (2,5Y 2/0) w poziomie akum ulacyjno-torfow ym AhT gleb torfiasto-glejow ych, podtopionych niegdyś wodami gruntow ym i. Ogólne kształtow anie się miąższości i barw y poziomów Ah + e związane jest w y raźniej z ogólną w ilgotnością gleb niż z głębokością in filtra c ji wód opadowych, jak to sugeruje Rząsa [37]. Silnie przerośnięty korzeniam i poziom Ah + e przechodzi w popielaty (5Y 8/1 5/1), dobrze rozw inięty poziom w ym yw ania Ae, z w yjątkiem gleb skrytobielicow ych. Szary odcień tego poziom u jest zw iązany z obecnością kwasów próchnicznych i czarnych cząstek substancji organicznych, p rzem yw anych przez w ody opadowe z poziom u ektohum usow ego do poziomu w m yw ania Б. Uwagę zwraca splątana sieć korzeni w poziomie Ae gleb bielicowych i bielic, gdy w poziomie Ae gleb glejowo-bielicowych w ystępują tylko 10*

368 A. Kowalkowski, G. Nowak pojedyncze korzenie pionowe. W przypadku dw u pierw szych gleb znajdow ałaby więc potwierdzenie hipoteza Rode [34], Uggli [44] i Rząsy [37] o bielicującym działaniu niektórych gatunków zespołów borowych przez ich system korzeniowy i związaną z nimi m ikroflorę. Często jednak wzdłuż skrajów butw iejących korzeni palowych sosny w ystępują głębokie zacieki eluw ialne w kształcie nieregularnych klinów w cinających się głęboko w poziom iluw ialny. Uprzednio wym ienionej hipotezie przeczy także brak koncentracji żywych korzeni w poziomie Ae gleb glejowobielicowych, z w yraźnym i cechami odpowierzchniowego oglejenia (2,5Y 5/0-4/0). Ze w zrostem w ilgotności zw iększa się stopniow o miąższość i głębokość w ystępow ania poziomu Ae. Równocześnie m aleje przerośnięcie tego poziom u korzeniam i. Jeżeli poziom В znajduje się w bezpośrednim zasięgu płytko w ystępujących wód gruntow ych, poziom Ae, m askow any w m ytym i związkam i próchnicznym i, zanika częściowo lub całkowicie. Od poziomu Ae odcina się bardzo w yraźnie linią o nierów nym przebiegu niżej leżący poziom w m yw ania B. Górna jego kaw ow obrunatna (10YR 6/4 6/ 6) część Bhf ma zazwyczaj miąższość 2-5 cm, zw iększającą się w m iarę w zrostu wilgotności gleb. W glebach glejowo-bielicowych miąższość poziomu Bfh dochodzi do 10-20 cm, a jego barw a jest kasztanow obrunatna do brunatnoczarnej (10YR 2/2), często z popielatoszarym i (7YR 3/2) plam am i eluw ialnym i. Barw a ta pochodzi od nagrom adzonych związków hum usow ych, w m ytych z poziomu FH. Niższa część poziomu B(Bf), o kilkakrotnie zazwyczaj większej miąższości od Bhf, posiada w glebach suchszych barw ę pom arańczow obrunatną (10YR 8/ 6) do jednolicie szarobrunatnej (5YR 2/2). W.glebach w ilgotnych ta część poziomu B(Bf) na przejściu do niezm ienionej skały jest plam ista. Po w ysuszeniu poziom В gleb w ilgotnych jest słabo scem entowany. Oprócz tej w yraźnej dwudzielności jest godne uwagi zbieganie się zasięgu poziomu В z dolną kraw ędzią w arstw y bezstrukturalnej we wszystkich glebach bielicowych na głębokości 60-80 cm. Bezładny układ ziaren m ineralnych jest w dużym stopniu w ynikiem fizycznego działania czynników zew nętrznych na skały pierw otnie warstw ow ane. Nie można więc uw ażać, że jed y n y m czynnikiem zapoczątkow ującym procesy w ietrzenia są system y korzeniowe szaty roślinnej. Nie one to spowodowały na przykład wytworzenie smug kam ienistych w skale m acierzystej gleb skrytobielicow ych, a raczej wcześniejsze procesy mrozowe okresu peryglacjalnego. Istotne znaczenie dla gleboznawstwa ma w yjaśnienie, jak dalece można rozpatryw ać stru k tu rę i barw ę poziomu В jako relikty odziedziczone po procesach m rozow ych, a w jakim stopniu jako cechy

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 369 późniejszego procesu bielicowania. Na wzajem ne powiązanie poziomu Bf z piaskam i bezstrukturalnym i w skazuje brak ich w profilach gleb torfiasto-glejow ych, których w arstw ow ane podłoże piaszczyste powstało w m łodszym procesie deflacji albo akum ulacji eolicznej. Jak w ynika z badań Prusinkiewicza i Noryśkiewicz [31] ustalenie wieku w ydm jest podstaw ą przyjęcia określonej in te rp re ta c ji w łasności poziomu В gleb bielicowych. Niektóre cechy morfologiczne poziomu Bf badanych gleb są ch arakterystyczne dla w spółczesnej w arstw y w ietrzeniowej czynnej zm arzliny p u sty n i arktycznej lub dla n iektórych p ry m ity w nych gleb brunatnych tundrow ych w klim acie kontynentalnym. Pozwala to uważać poziom ten za relikt klim atu peryglacjalnego, mało zmieniony przez późniejszy proces glebotw órczy. Obok warstw owości charakterystyczną cechą skał m acierzystych jest barw a jasnożółta (10YR 8/2) lub szarobiała (2,5Y 6/2 7/2), zależnie od kształtow ania się stosunków w odno-pow ietrznych (rys. 1). Rys. 1. Schemat budowy badanych gleb profile 1 i 2 gleb y skrytobielicow e, 3 gleba biielicowa, 4 bielica, 5 i 6 gleby glejow o -b ielicow e, 7 i 8 gleby torfiasto-glejow e General rules of profile structure of the studied soils profiles 1 and 2 cryptopodzolic soils, 3 podzolic soils, 4 podzol, 5 and 6 gley-podzolic soils, 7 and 8 peat gley soils SKŁAD GRANULOMETRYCZNY A ktualne uziarnienie badanych gleb jest odzwierciedleniem nie tylko pierw otnych różnic w budowie skał m acierzystych, ale także w tórnych zmian spowodowanych procesem glebotwórczym. Dla tego ostatniego c h arakterystyczne było przem ieszczenie fra k c ji < 0,02 m m. Przebieg

370 A. Kowalkowski, G. Nowak krzyw ych reprezentujących sum y pierw otnych cząstek m ineralnych i w tórnie osadzonych koloidów m ineralnych i organicznych (rys. 2), dobrze inform uje o stopniowym zwiększaniu się zaw artości frakcji < 0,02 i < 0,002 m m od dolnej części profilu ku powierzchni ziemi. Jest -to szczególnie w yraźne w w arstw ie 60-80-centym etrow ej. Ta ogólna Rys. 2. Rozmieszczenie frakcji a < 0,0 2 m m, b < 0,002 m m w p r o fila ch g le b o w y c h ; 1 g le b y sk r y to b ie lic o w e (p ro file 1 i 2), 2 g le b y b ie lic o w e i b ie lic e (p ro file 3 i 4), 3 g le b y g le jo w o -b ie lic o w e (p ro file 5 i 6) Curves of profile distribution of floatable parts a < 0,0 2 m m, b < 0,002 m m ; 1 c ry p to p o d zo lic so ils, 2 p o d zo lic s o ils and p o d zo ls, 3 g le y -p o d z o lic so>ils praw idłow ość w profilach gleb skrytobielicow ych m a ch a ra k te r prostolinijny. Podobnej praw idłowości podlegają profilowe m aksim a i m inim a rozmieszczenia frakcji < 0,02 m m w glebach bielicowych, bielicach i szczególnie w glebach glejow o-bielicow ych. J e st to zw iązane z m orfologiczną budową tych gleb. M aksima w ystępują mianowicie w poziomach Ah + e i Б, a w yraźne m inim a w Ae i w skałach m acierzystych. Profilow e układy fra k c ji < 0,02 m m zd ają się w skazyw ać na d w ufazowe ich pochodzenie. Fazę w tórnej dyslokacji z in tensyw nym i procesam i bio-fizykochem icznym i poprzedziła faza w zbogacenia piasków luźnych w części spław ialne w skutek ożywionych procesów fizycznych w yw ołanych czynnikam i zew nętrznym i. N iew ykluczone, że oba te procesy przebiegały rów nolegle.

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 371 WŁAŚCIWOŚCI POWIETRZNO-WODNE Z m orfologią profilu oraz z rozm ieszczeniem fra k c ji < 0,02 m m k o relują profilowe układy ciężaru objętościowego i porowatości ogólnej (tab. 1). Tabela 1 W a ż n ie jsz e w ła ś c iw o ś c i f iz y c z L e g le b Some m ore im p o r ta n t p h y s ic a l p r o p e r t i e s o f s o i l s Odkryw ka иг. P i t No G łęb o k o ść D ep th cm P oziom H o riz o n H ig ro s k o - p i-jn o ść zw ykła H ig ro s c o - p i c i t y g /10 0 g g le b y - s o i l C ię ż a r o b ję to ś c io w y B ulk d e n s it y P o ro w a to ść o g ó ln a T o t a l p o r o s i t y P c % Porow atość k a p i l a r n a C a p i l l a r y p o r o s i t y P k % 1 0-5 Ah+e 1,0 0 1,1 3 5 5,7 9 n. o. 3 0-3 5 BC 0,4 2 1,5 2 4 5,9 5 n.o. 100-1 1 0 С 0,1 1 1,6 0 3 9,8 8 2 7,9 5 2 0-5 Ah+e 0,9 8 1,3 6 4 7,8 9 n.o. 2 0-2 5 ВдС 0,5 3 1,5 0 4 3,7 3 n.o. 8 0-8 5 в2с 0,5 2 1,6 0 4 0,9 3 n. o. 1 1 0-1 2 0 D 0,1 8 1,6 0 4 0,2 5 n.o. 3 0-2 FH 1 2,7 2 n.o. n.o. n.o. 2-4 Ah+e 4,2 7 1,2 3 5 6,2 4 n.o. 7-1 2 Ae 0,2 8 1,5 7 4 6,0 0 n.o. 1 2-1 6 Bhf 0,9 9 1,4 8 5 0,7 2 n.o. 3 7-4 2 B f 0,5 1 1,5 5 4 6,2 5 n.o. 1 4 5-1 5 0 С 0,1 8 1,6 1 4 2,8 6 n.o. 4 0-5 PH 0,1 5 0,2 0 91,99 n.o. 5-1 0 Ae 0,3 8 1,5 5 4 4,8 4 2 6,0 5 10-1 5 Ae 0,1 5 1,5 2 4 3,2 6 n.o. 2 0-2 5 B hf 0,7 2 1,4 6 4 8,2 7 n.o. 3 5-4 0 Bf 0,4 7 1,6 0 4 3,3 8 2 9,7 7 1 3 5-1 4 0 С 0,1 3 1,6 4 4 1,2 1 2 3,5 3 5 0-3 FH 10,58 0,2 4 9 2,02, 3 5,66 13-1 8 Ah+e 1,1 8 1,0 7 6 1,3 4 4 5,6 0 3 5-4 0 Aeg 0,0 8 1,7 5 3 8,3 8 2 3,9 8 4 0-4 5 B fh 0,9 8 1,7 2 3 7,0 1 3 1,4 0 6 5-7 0 BfG 0,2 3 1,7 8 3 7,4 7 n. o. 9 0-9 5 CG 0,2 6 1,8 4 3 4,3 2 2 8,5 8 6 0-4 FH 9,8 9 0,1 5 7 4,2 0 n.o. 9-1 4 Ah+e 2,0 0 1,3 2 5 2,4 9 n.o. 30-3 5 Aeg 0,1 1 1,5 9 4 3,6 4 n. o. 4 0-4 5 B fh 1,7 5 1,3 6 5 0,9 5 n.o. 50-5 5 BfG 0,5 3 1,5 8 4 4,9 7 n.o. 9 5-1 0 0 CG 0,2 2 1,7 4 3 8,0 2 n. o. 7 0-5 FH 11,27 0,1 3 9 5,62 n. o. 5-1 5 AhT 7,6 1 0,4 1 7 9,1 0 n.o * 8 0-8 5 DG 0,1 6 1,7 9 1 3 7,0 8 n.o.

372 A. Kowalkowski, G. Nowak We w szystkich poziom ach porow atość jest w yższa niż w skale m a cierzystej. Jak widać, bielicowanie jest tu nie tylko w ynikiem przem ian biochemicznych, ale i procesem przekształcającym w dużym stopniu fizyczne własności substratu skalnego. Dowodzą tego różnej wielkości przestrzenie wolne w poziomach Ae i В (tab. 1). Stosunkowo dużą porowatość ogólną i kapilarną posiadają poziomy Б. W poziomach Ae porowatość ogólna natom iast jest niewiele większa niż w skale m acierzystej, a ilość porów kapilarnych często naw et m niejsza. Potw ierdza to badania Królowej [21] w stosunku do poziomu B. Jednak stosunkowo n ajm niejszą ilość porów kapilarnych stwierdzono nie w poziomach Ah, a w ektohum usowych poziomach FH, które prócz tego m ają bardzo dużą porow atość ogólną. H eterogeniczność system u porów ilu stru ją dobrze szybkości k a p ila r nego ssania (rys. 3 i 4, tab. 2). P rzy wilgotności polo we j przejaw ia się w poszczególnych poziomach glebow ych znana odw rotna w spółzależność m iędzy siłą ssania a zaw artością wody. Przy wilgotności powietrznie suchej, szybkości i wielkości siły ssania uzależnione są zarówno od składu granulom etrycznego, jak od ilości i jakości substancji organicznych. Poziomy Ae ubogie w substancje organiczne i koloidy m ineralne m ają stosunkowo dużą szybkość ssania, niekiedy naw et wyższą niż skały m acierzyste. Najm niejsze ssanie w ystępuje w poziomach FH i Ah + e, bogatych w resztki organiczne oraz związki humusowe. Te właśnie poziomy są najbardziej przepuszczalne (wskaźnik V) w stanie pow ietrznie suchym i m ają najw iększe współczynniki filtracji К, co potwierdza obserwacje Rząsy [37] i К o p p a [19]. W ysuszenie substancji organicznych powoduje wzrost ilości porów niekapilarnych, którym i przenikają strum ienie wód opadowych do niżej położonych poziomów glebowych. Ta form a infiltracji, w dużej m ierze związana z układam i system ów korzeniowych według Vetterleina [45] pan u je rów nież w w ilgotnych w iosną glebach w ytw orzonych z piasków. Niemniej m agazynowanie wód opadowych w poziomach FH i Ah + e jest możliwe głównie podczas dłużej trw ających okresów wilgotnych, po któ ry ch wielkości У i К tych poziomów są stosunkow o m ałe. Najm niejsze wartości У i К w ystępują w poziomach B. Przyczyną tego są bardzo wysokie pojemności wodne m inim alne i m aksym alne w skutek pęcznienia nagrom adzonych koloidów m ineralnych i organicznych. W iadomo, że ciała o dużej pojem ności w odnej w w aru n k ach un iem ożliw iających zw iększenie objętości sta ją się nieprzepuszczalne po n a syceniu wodą. Łatwo przepuszczalne są więc poziomy Ae i C, ubogie w koloidy. Często w ystępujące procesy oglejenia odpow ierzchniow ego i oddolnego

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 373 Rys. 3. Szybkość kapilarnego nasycenia wodą różnych p o ziomów gleb bielicowych przy wilgotności polowej Rate of capillary water saturation in different podzolic soil horizons at field humidity Rys. 4. Szybkość kapilarnego nasycenia wodą różnych poziomów gleb bielicowych powietrznie suchych Rate of capillary water saturation in different podzolic soils at air dry humidity

Odkryw k a n r P i t No G łębokość D epth cm Poziom H o rizon W ilg o tn o ść a k tu a ln a A c tu a l h u m id ity % o b j. %Pc vol.% Pc % W ażniejsze w skaźniki wodne g leb - More im p o rtan t w ater in d ic e s o f s o ils Pojem ność wodna m in im a ln a Minimum w a te r c a p a c it y Pw min Pojem ność wodna maksym alna Maximum v /a te r c a p a c ity Pw max w p ro c e n c ie p o ro w a to ś c i o g ó ln e j a s p e r c e n t o f t o t a l p o r o s i t y Ś r e d n ia szy b k o ść k a p ila r n e g o n a s y c e n ia wodą Mean r a t e o f c a p i l l a r y w a te r s a t u r a t i o n p m l/s e k /m w p oczątkow ych 30 m in i n i n i t i a l 30 m in u te s w n a s tę p n y c h 110 m in i n f o llo w in g 110 m in u te s P r z e p u s z c z a l n ość P e r m e a b il ity V p cm /sek/m g le b a w ilg o tn a - w et s o i l g le b a p o w ie trz n ie su c h a - a i r - d ry s o i l T a b e l a 2 W sp ó łc zy n n ik f i l t r a c j i F i l t r a t i o n c o e f f i c i e n t 4 10-15 Ae 2,7 4 4,0 0,8 5 8,0 9 6 3,5 6 111,9 0,0097 6,11 9,9 1,0 25 9,4 0,0225 35-40 Bf 4,0 4 n.o. n.o. 9 0,2 0,0 0 7 8 6 8,6 3 8 4,5 1 9,31 6,0 0,2 13 8,4 0,0120 135-140 С 4,5 6 7,6 5 7,1 0 6 6,6 0 0,5 289,2 0,0251 11,06 7,5 0,4 48 3,0 0,0420 1 100-110 С 5,68 7 0,0 9 7 6,2 0 1 2,5 0,3 226,2 0,0196 1 4,2 4 1 0,9 0,9 3 0 3,6 0,0 2 6 4 5 0-3 FH 1 7,1 9 3,4 0,7 4 0 4,0 0,0 3 5 1 3 8,7 5 6 2,2 0 18,68 1,7 0,7 873,3 0,0759 13-18 Ah+e 2 8,5 2 2,8 0,8 7 4,3 4 4 4,9 0,0 0 3 9 9 8,3 5 46,49 0,6 0,0 2.1923,0 0,1672 3 5-4 0 Aeg 62,48 4.2 77,9 0 0 jl2 2 6,4 0.0 0 2 3 2 3,8 4 1 0,0 0,5 1 8,5 0,0 0 1 6 40-45 Bfh 2 2,0 3 84,8 4 94,08 1,3 0,2 5,7 0,0 0 0 3 2 59,52 8,4 0,7 193,0 0,0168 90-95 CG 2 4,3 7 7 4,7 8 8 1,5 3 3,3 0,2 8 6,0 0,0 0 7 5 71,00 1 5,1 0,4 102,2 0,0089 К cm /sek 374 A. Kowalkowski, G. Nowak

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 375 powodują jednak zm niejszenie przepuszczalności tych poziomów. Silnie porow ate poziomy Ah, a szczególnie poziomy B, są natom iast trudno przepuszczalne dla wody, co stw ierdza także Stef anovits [40]. M a ksym alna pojemność wodna przekraczająca 80% porowatości ogólnej wskazuje, że w okresach wilgotnych poziomy В są nie tylko praw ie całkowicie w ysycane w odą podwieszoną, ale stw arzają także m ożliwość pow staw ania wód podpartych w poziom ach Ae. PRÓCHNICA I AZOT Ze względu na skrajnie m ałą zawartość koloidów m ineralnych szczególne znaczenie w ro zp atry w an y ch glebach m ają substancje organiczne. Dane analityczne w skazują, że najw iększe ilości substancji organicz-. nych, ubogich w N i bardzo silnie kwaśnych, nagrom adziły się w ektohum usow ych poziomach FH (tab. 3). Tworzą one, zależnie od w arunków wilgotnościowych i jakości detrytycznej m asy roślinnej, sekwencje: mor typow y w glebach skrytobielicow ych, kserom or w glebach bielicowych i bielicach, higrom or w glebach glejow o-bielicow ych i hydrom or w glebach torfiasto-glejow ych. W tej sekwencji zaznacza się tendencja do w zrostu akum ulacji resztek roślinnych o różnym stopniu hum ifikacji. W yrazem tego jest w zajem ny stosunek ilości substancji organicznych w poziomach FH, Ae Bfh i: FH Ae Bfh gleba bielicow a (nr 3) 84 1 1,5 bielica (nr 4) 147 1 2,7 gleba glejow o-bielicow a (nr 6) 156 1 10,2 (nr 5) 546 1 11,6 Tendencja ta jest zaakcentow ana stopniowym przesuw aniem się w głąb profilu ubogich w substancje organiczne poziomów Ae od głębokości 4-12 cm w glebach bielicowych do 5-20 cm w bielicach i do 23-40 cm w glebach glejow o-bielicow ych. W śród czynników obniżających aktyw ność biologiczną gleb w ym ieniana jest ubogość w yjściow ych substancji roślinnych w azot. Zjawisko to pow inno przejaw iać się w badanych glebach bielicow ych, któ ry ch stosunek С : N w poziomach FH w aha się w granicach 28,1-35,4, a w poziomach Bfh od 21,2 do 25,3. Węższe stosunki С : N w poziomach Ah + e, a szczególnie w Ae, w skazują na odrębną jakość nagrom adzonych w nich związków organicznych.

T a b e l a 3 co 0 5 C h a r a k te r y s ty k a s u b s t a n c j i o rg a n ic z n y c h - C h a r a c t e r i s t i c s o f o rg a n ie m a tte r P ro f i l Nr P ro f i l e No G łębok ość D epth cm Poziom Hor i z o n S t r a t y p r z y ż a r z e n iu I g n i t i o n l o s s e s С С -1,724 N С : N S57 Q4 /6 W spółc z y n n ik s t a b i l i z a c j i wg Н оска H ock s s t a b i l i s a t i o n S u b s ta n c je r o z p u s z c z a ln e f a c t o r % % w 0,5 ^ NaOH S o lu b le s u b s ta n c e s i n 0,5% NaOH Kwasy huminowe fulw okw asy ogółem t o t a l kw asy huminowe hum ic a c id s fu lw o - kw asy f u l v i с a c id s 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 Humic a c id s F u lv ic a c id s 1 0-5 Ah+e 4,1 4 2,0 4 3,5 1 0,1 0 2 2 0,0 0,3 1 0 5,9 5 0,4 9 3 1,5 1 3,7 1 7,8 0,7 7 3 0-3 5 BC 0,8 9 0,1 8 0,3 1 0,0 2 0 9,0 0,3 7 3 6,8 0 0,2 6 4 8,0 1 3,9 3 4,1 0,4 1 100-110 C* 0,2 5 0,0 8 0,1 4 0,0 0 9 8,9 2 0-5 Ah+e 4,3 7 2,4 2 4,1 7 0,1 1 2 2 1,6 0,2 6 7 5,8 3 0,5 5 3 2,0 1 4,3 1 7,7 0,8 1 20-25 ВдС 1,3 5 0,2 6 0,4 9 0,0 2 6 1 0,1 0,3 4 8 5,8 4 0,2 4 3 5,9 1 2,0 2 3,9 0,5 0 8 0-85 в2с 0,6 7 0,1 6 0,2 7 0,0 2 1 7,6 110-120 D 0,2 5 0,0 8 0,1 4 0,0 1 2 6,7. Kowalkowski, G. Nowak 3 0-2 FH 5 6,4 7 3 2,7 5 5 6,4 7 0,9 2 0 3 5,6 0,2 0 5 7,5 6 0,1 7 3 3,2 1 3,6 1 9,6 0,6 8 2-4 Ah+e 1 8,9 3 6,8 5 1 1,8 1 0,3 1 5 2 1,7 0,5 2 0 7,5 0 0,3 0 6 4,0 2 8,0 3 6,0 0,7 8 7-1 2 Ae 0,8 3 0,3 9 0,6 7 0,0 3 2 1 2,2 0,5 1 0 5,3 4 0,4 4 4 6,0 2 2,5 2 3,5 0,9 5 12-16 B hf 1,5 0 0,5 5 0,9 5 0,0 2 6 2 1,2 0,2 7 5 9,2 9 1,0 3 4 2,9 1 2,2 3 0,7 0,3 9 3 7 -^ 2 B f 0,7 0 0,1 6 0,2 7 0,0 0 9 1 7,8 0,2 7 2 7,2 2 0,2 9 4 1,6 1 1,5 3 0,1 0,3 8 145-150 С 0,1 6 0,0 1 0,0 2 0,0 0 2 5,0

c. d. t a b e l i 3 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 4 0-5 FH 6 3,1 5 3 6,6 3 6 3,1 5 1,1 5 3 3 1,8 0,1 2 0 8,2 5 0,1 9 2 7,0 1 0,0 1 7,0 0,5 9 5-1 0 Ah+e 1,8 9 0,5 5 0,9 5 0,0 3 3 1 6,7 0,5 1 9 5,3 9 0,5 6 5 1,0 2 6,6 2 4,4 1,0 9 10-15 Ae 0,5 7 0,2 5 0,4 3 0,0 1 6 1 5,6 0,6 0 8 5,1 3 0,4 5 3 8,0 2 1,2 1 6,8 1,2 6 20-2 5 Bhf 1,7 4 0,6 7 1.1 5 0,0 3 0 2 2,3 0,2 3 2 9,5 1 1,0 9 3 8,0 9,2 2 8,8 0,3 2 3 5-4 0 Bf 0,7 1 0,1 6 0,2 8 0,0 1 2 1 3,3 0,2 0 7 6,7 9 0,2 2 3 6,0 9,3 2 6,7 0,3 4 155-140 С 0,1 8 0,0 2 *0,03 0,005 4,0 5 0-5 FH 6 5,5 0 3 7,9 9 6 5,5 0 1,3 5 4 2 8,1 0,1 4 8 9,1 2 0,1 8 3 1,2 1 5,4 1 5,8 0,9 7 13-18 Ah+e 5,8 2 2,6 6 4,5 9 0,1 3 1 2 0,3 0,7 6 0 5,2 2 0,3 6 4 5,6 2 7,2 1 8,4 1,4 8 35-4 0. Aeg 0,1 8 0,0 7 0,1 2 0,0 0 6 1 1,7 1,3 6 0 4,8 8 0,6 4 4 9,0 3 1,9 1 7,1 1,8 7 4 0-4 5 B fb 1,7 4 0,8 1 1,4 0 0,0 3 2 2 5,3 1,2 0 0 5,8 8 0,7 5 4 8,0 2 4,1 2 3,9 1,0 1 6 5-7 0 BfG 0,2 8 0,0 9 0,1 6 0,0 0 9 1 0,0 0,9 6 0 7,9 0 0,5 7 6 0,0 2 6,0 3 4,0 0,7 6 90-95 CG 0,23.0,04 0,0 7 0,00 6 6,7 6 0-4 FH 6 7,2 0 3 8,9 8 6 7,2 0 1,1 0 2 3 5,4 0,1 9 0 8,6 2 0,0 7 3 0,7 1 4,5 1 6,2 0,8 9 9-1 4 Ah+e 1 3,5 6 5,1 6 8,9 0 0,1 4 9 3 4,6 0,8 3 0 4,7 0 0,2 8 4 3,3 2 7,2 1 6,1 1,6 7 3 0-35 Aeg 0,5 4 0,2 5 0,4 3 0,0 1 9 1 3,2 0,8 7 2 4,3 7 0,4 3 4 8,6 2 9,1 1 9,5 1,4 9 4 0-4 5 B fh 6,6 2 2,5 5 4,4 0 0,1 0 4 2 4,5 0,5 5 0 8,7 9 0,6 6 5 2,0 ^2 0,5 3 1,5 0,6 5 50-55 BfG 1,4 1 0,4 4 0,7 6 0,0 2 8 1 5,7 0,5 4 4 9,6 2 0,7 1 6 1,2 1 9,4 4 1,8 0,4 6 95-100 CG 0,2 7 0,0 5 0,0 9 0,0 0 5 1 0,0 7 0-5 FH 8 4,4 8 4 9,0 0 8 4,4 8 1,3 1 9 3 7,1 0,1 7 2 8,4 5 0,1 4 2 7,0 8,7 1 8,3 0,4 7 5-1 5 AhT 4 9,8 6 2 2,8 9 3 9,4 6 0,7 7 9 2 9,4 0,6 3 3 5,0 0 0,3 6 3 9,4 2 1,7 1 7,1 1,2 3 8 0-8 5. DG 0,2 9 0,0 8 0,1 4 0,0 1 0 8,0 8 0-5 FH 8 0,7 0 4 6,8 0 8 0,7 0 1,3 0 5 3 5,9 0,1 9 6 7,3 1 0,2 5 2 4,1 9,3 1 4,8 0,6 3 5-1 5 АЪФ 2 4,6 0 1 0,6 7 1 8,4 0 0,4 1 5 2 5,7 0,8 8 5 4,3 4 0,4 9 4 0,5 2 7,8 1 2,7 2,1 9 8 5-90 j DG 0,2 6 0,0 6 0,1 0 0,0 0 8 7,5 Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 377

378 A. Kowalkowski, G. Nowak W glebach skrytobielicow ych ilość su b stan cji organicznej szybko m a leje od poziomu Ah + e do ВС, a zawartość N w zrasta. Dlatego stosunki С : N w poziomach BC są wąskie, podobnie jak w skałach m acierzystych. Je st to przypuszczalnie sk u tek ożywionej aktyw ności biologicznej, zw iązanej z zasobnością tych gleb w składniki m ineralne, na co zwraca uwagę również Królikowski [20]. Znaczna akum ulacja substancji organicznych ubogich w N w ystępuje natom iast w poziomach FH i AhT gleb torfiasto-glejow ych. Nagłe przejście do oglejonego podłoża m ineralnego, bardzo ubogiego w próchnicę, wskazuje na w arunki mało sprzyjające działalności organizmów glebow ych w tej części profilu. Rys. 5. W spółzależność między ogólnymi zasobami С i N w różnych poziomach gleb bielicowych Dependences between the С and N total contents in different horizons of podzolic soils W skazane cechy podobieństwa stosunków С : N (tab. 3) ujaw niły się w yraźniej po zestaw ieniu ogólnych zasobów С i N w poszczególnych po-

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 379 ziom ach (rys. 5). Mimo niew ielkiej ilości w skaźników m ożna przeprowadzić następujące uszeregowanie poziomów genetycznych w zależności od w zrastającej zasobności su b stan cji organicznych w N ogółem: FH < Bfh < Ah+e, A e < B f< C, CG Podobieństwo stosunków С : N w poziomach FH i Bfh uw arunkow ane jest procesam i przem ieszczania łatw o rozpuszczalnych związków hum usow ych z FH do Bfh, co stw ierdzają także Tiurin oraz Ponom ariewa. W oddzielających je poziomach Ah + e i Ae stosunki С : N są wyższe i układają się na w ykresie wzdłuż jednej wspólnej linii. Nie znajdujem y więc potw ierdzenia tez Rząsy [37] i Muchy [27] o możliwości rozw oju poziomu Ae w określonej części poziomu próchnicznego przy jednoczesnym kształtow aniu się próchniczno-żelazistego Bfh. Ogólna tendencja do zm niejszania się stosunku С : N ze wzrostem głębokości wiąże się, według Prusinkiewicza [30] oraz Hoffmanna i Kowalkowskiego [13] ze w zrastającą zasobnością N w kw a sach hum usow ych. Ta specyficzna cecha w ystępuje w badanych glebach pom im o w yraźnej przew agi łatw o rozpuszczalnych fulwokwasów w dolnych poziomach oraz w poziom ach FH. K w asy hum inow e przew ażają natom iast w poziomach Ah + e i Ae> z w yjątkiem poziomów Ah + e gleb skrytobielicowych. Oprócz ty ch ogólnych praw idłow ości (tab. 3 i rys. 6) stw ierdzam y stosunkowo duże nagrom adzenie kwasów hum inow ych w glebach glejowobielicowych i w poziomach AhT gleb torfiasto-glejow ych. W artości Q4/6 bliskie 9 wskazują, że w poziomach FH i Bfh w szystkich badanych gleb w y stęp u ją obok fulw okw asów m niej trw ałe kw asy hu m i nowe b ru n atn e W skaźniki Q4/6 w ahające się od 7,50 do 4,37 w poziom ach Ah + e i Ae gleb bielicowych, bielic i gleb glejowo-bielicowych świadczą o większej roli szarych kwasów hum inow ych w tych poziomach. Te kw asy w ystępują także w poziomach Bfh gleb glejowo-bielicowych, w m niejszych jednak ilościach niż to stw ierdził Prusinkiewicz [30]. Czerwiński [6] uważa, że profilowe układy jakościowe związków próchnicznych w glebach bielicow ych w iążą się bezpośrednio z pow staw aniem ze ściółki kw asów hum usow ych w różnym stopniu dyspersji. W y daje się jednak, że akum ulacja kwasów hum inow ych uzależniona jest również od w zrastającej wilgotności gleb i związanej z nią okresowej zm ienności w arunków w odno-pow ietrznych. Próchnica om aw ianych gleb odznacza się stosunkowo dużą nietrw a- łością, c h a rak tery sty czn ą dla gleb bielicow ych, na co w skazuje tzw. 1 Pojęcia kwasów huminowych brunatnych i szarych według Springera [39].

Ekstynkcja (EJ - Eksłinktion oo 2.0 1,5 380 A. Kowalkowski, G. Nowak p r o file 1 Rys. 6. Krzywe adsorpcji światła w zakresie widzialnym przez humusowe wyciągi 0,ln NaOH i 2 g le b y sk ry to b ie lic o w e, 3 g leb a b ie lic o w a, 4 b ielica, 5 i 6 g le b y g le jo w o -b ie lic o w e, 7 d 8 g le b y to r fia s to -g le jo w e Curves of light adsorption in the area visible trough humus extracts 0,ln NaOH p r o files 1 and 2 cry p to -p o d zo lic so ils, 3 p o d zo lic so il, 4 p o d zol, 5 and 6 g le y -p o d zo lic so ils, 7 and 8 p e a t-g le y so ils

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 381 współczynnik stabilizacji (Hock [12]) niższy od 1. N ajm niej trw ałe substancje organiczne w ystępują w poziomach FH. Z głębokością stabilizacja próchnicy stopniow o w zrasta i osiąga wielkości m aksym alne w poziomach Bfh gleb glejowo-bielicowych. WŁASNOŚCI SORPCYJNE I KWASOWOŚĆ O dzw ierciedleniem profilow ego zróżnicow ania ilości i jakości próchnicy są w artości kwasowości wym iennej H, pojemności sorpcyjnej T, sum y kationów w ym iennych S oraz stopnia wysycenia kom pleksu sorpcyjnego kationam i V (tab. 4). Równoczesne zwiększenie się kwasowości czynnej i w ym iennej oraz pojemności sorpcyjnej związane jest ze wzrostem zasobów substancji organicznych według następującego uszeregowania: gleby skrytobielicowe < gleby bielicowe < bielice < gleby glejowo-bielicowe <C gleby torfiasto-glejow e. Istn ieją jed n ak sw oiste odchylenia spow odow ane zapew ne różnym stopniem hum ifikacji su b stan cji organicznych, ich polim eryzacji i kompleksowego powiązania z Al oraz Fe, a także procesami bielicowania. W poziomach FH na przykład wartości T są stosunkowo mniejsze niż w poziomach Ah + e, Ae i B. Stosunkowo małe są także wartości S w poziomach Ae i AhT. Pomimo tego w artości V osiągają w poziomach Ae nieznaczne m aksim um, a w poziomach AhT m inim um, co jest zgodne z w ynikam i badań Prusinkiewicza [30] i Czerwińskiego [6]. Bardzo silne zakw aszenie gleb w pływ a bezpośrednio na obieg sk ład ników m ineralnych i jest według Iwanowa, Ponomariewej i Deriuginy [14] czynnikiem ekologicznym pośrednio oddziałującym na produktyw ność drzew ostanu. Jak w ynika z danych Russella [36], kwasowość w zakresie ph < 4,0 w poziom ach pow ierzchniow ych b ad a nych gleb sprzyja urucham ianiu i w ym yw aniu m ineralnych składników pokarm owych oraz zanikaniu bakterii, a wzrostowi grzybów. Natężenie tych procesów może wzmagać się w podanym uprzednio uszeregowaniu gleb. Bardzo dużą i w zrastającą rozpuszczalność pow inny w ykazywać zw iązki Al. Przechodzą one przy ph < 4,0 do roztw oru glebowego w postaci jonowej jako kation Al3+ w większych stężeniach działając na rośliny toksycznie. W edług Goreckiego [9] alkalizacja silnie kw aśnych roztworów do ph 5,0 powoduje w ytrącanie koloidalnego A120 3, a dopiero przy ph 6-8 połączeń A120 3 z S i0 2. I w a s a [15] stw ierdza również, że rozpuszczalne związki Fe przechodzą do roztw oru wodnego jako kationy Fe3+ i FeO H 2+, przy w artościach ph ^ 3,2. W edług P o - 11 R oczn iki G leboznaw cze T. X IX, z. 2

382 A. Kowalkowski, G. Nowak Kwasowość i w łaściw o ści so rp cy jn e g leb A c id ity and s o rp tio n p r o p e r tie s o f s o i l s Odkrywka Nr P i t No Głębokość Depth cm Poziom H orizon ph H T S н2о KC1 m.e./1 0 0 g V % 1 0-5 Ah+e 4,8 3,9 1 0,2 5 1 1,1 4 0,8 9 8,0 1 3 0-3 5 BC 5,0 4,4 3,3 7 3,6 7 0,3 0 8,1 7 100-110 С 5,5 4,7 0,7 5 1 Д З 0,3 8 3 3,3 4 2 0-5 Ah+e 4,5 3,8 1 1,6 2 1 2,3 2 0,7 0 5,6 4 20-25 ВдС 4,8 4,4 4,3 5 4,5 3 0,1 8 4,0 6 8 0-8 5 b2c 5,5 4,6 1,7 2 1,8 2 1,1 0 6 0,4 8 110-120 D 5,5 4,7 0,5 2 1,0 6 0,5 4 5 0,9 4 3 0-2 FH 3,6 2,8 8 2,2 0 8 9,9 3 7,7 3 8,5 9 2-4 Ah+e 3,7 2,8 4 4,2 0 4 7,2 1 3,0 1 6,3 7 7-12 Ae 3,9 3,3 2,5 0 2,7 7 0,2 7 9,6 7 1 2-1 6 Bhf 4,7 4,3 7,6 0 8,2 6 0,6 6 8,0 5 3 7-4 2 Bf 4,8 4,6 2,5 0 3,0 6 0,5 6 1 8,3 3 1 4 5-1 5 0 C- 5,2 4,7 0,4 0 0,5 6 0,1 6 28,56 4 0-5 FH 3,8 3,0 8 1,6 0 9 4,07 12,47 13,28 5-10 Ae 4,0 3,2 4,2 0 4,6 2 0,4 2 9,0 7 1 0-1 5 Ae 4,2 3,4 1,9 0 2,0 9 0,1 9 9,0 9 20-25 Bhf 4,7 4,0 7,9 0 8,7 8 0,88 10,02 5 5-4 0 Bf 5,0 4,6 2,8 0 3,1 7 0,3 7 1 1,6 7 135-140 С 5,4 4,6 0,7 5 0,86 0,11 1 2,7 8 5 0-3 FH 4,0 3,2 127,70 153,82 26,1 2 16,90 13-18 Ah+e 3,9 3,0 1 3,2 5 1 5,3 0 2,0 5 1 3,4 0 3 5-4 0 Aeg 4,7 4,1 0,5 4 0,7 4 0,2 0 2 6,8 9 4 0-4 5 Bfh 4,0 3,5 8,7 0 9,6 4 0,9 4 9,7 8 6 5-7 0 BfG 5,1 4,3 1,20 2,0 1 0,8 1 4 0,3 4 9 0-9 5 CG 5,2 4,8 0,8 0 1,6 0 0,8 0 4 9,8 4 6 0-4 FH 3,7 2,7 1 11,60 125,55 13,9 5 11,12 5-1 5 Ah+e 3,3 2,7 3 0,3 0 3 1,8 7 1,5 7 4,9 4 3 0-3 5 Aeg ' 3,9 3,1 1,5 0 1,6 0 0,1 0 6,2 5 4 0-4 5 Bfh 4,0 3,3 2 4,7 0 2 5,1 4 0,4 4 1,7 5 50-55. BfG 4,6 3,8 7,3 0 7,5 0 0,20. 2,7 1 9 5-1 0 0 CG 5,1 4,4 1,4 0 1,9 2 0,5 2 2 7,01 7 0-5 FH 3,6 2,7 143,13 156,05 12,92 8,2 7 5-1 5 AhT 3,5 2,8 1 2 5,4 0 1 2 6,4 8 1,0 8 0,8 1 8 0-8 5 CG 5,1 4,3 1,4 0 1,5 9 0,1 9 1 2,1 7 8 0-5 FH 3,4 2,7 1 6 5,7 9 1 8 0,4 2 1 4,6 3 8,1 8 5-1 5 AhT 3,8 3,1 5 7,6 0 58,55 0,9 5 1,63 85-90 CG 5,1 4,4 1,20 1,4 1 0,2 1 14,89

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 383 nomariewej [29] uwolnione w odorotlenki Fe mogą być osadzane z fulw okw asam i w przedziałach ph 5,8-5,9, a tlenki Al przy ph 4,5. W badanych glebach skrytobielicow ych, bielicow ych i bielicach istn ieją więc w arunki bardziej sprzyjające ak u m ulacji Fe niż w glebach glejowo-bielicowych. W tych ostatnich pow inny akum ulować się głównie zw iązki Al. SKŁAD KATIONÓW WYMIENNYCH Ilość kationów w ym iennych w profilach wiąże się głów nie ze zróżnicow aniem zaw artości próchnicy (tab. 5). Nie zawsze w badanych glebach skład kationów w ym iennych jest uzależniony od ich zdolności koagulacji i energii w ypierania. U kłady odpow iadające określonem u m iędzy innym i przez Riemiezowa [32] uszeregow aniu dla gleb nie zasolonych: Ca > Mg > К > N znajdujem y jedynie w bardzo kw aśnych poziomach FH oraz w równie silnie kwaśnych poziomach Ah + e gleb glejowo-bielicowych. W poziomach Ah + e gleb skrytobielicow ych i gleb bielicowych zaznacza się nieznaczne w zbogacenie kationów Na i w rezultacie uszeregow anie kationów przybiera postać: Ca > Mg > Na > К W poziomach Ae gleb bielicowych i bielic udział Na w zrasta dorównując praw ie ilości Ca w poziomach Ae gleb glejowo-bielicowych z uszeregow aniem Ca > Na > К > Mg W skazuje to na niską k o n centrację jonów w roztw orze glebow ym. Na tle w zrastającego zubożenia kationów dw uw artościow ych od poziomów FH do Ae interesująco przedstaw ia się w yjątkow a przewaga kationów jednow artościow ych nad dwuw artościowym i w poziomach BC gleb skrytobielicow ych: Na > Ca > Mg > К Pomimo braku morfologicznych cech bielicowania w poziomach BC w y stępuje w yraźne zubożenie Ca2+ i Mg2+, które przejaw ia się również w poziomach AhT gleb torfiasto-glejow ych. Podobne uszeregowanie kationów w ystępuje w niektórych glebach skrytobielicow ych badanych przez Czerwińskiego [6]. Wiąże się to, być może, z m ałym pobieraniem Na przez rośliny, a także ze stosunkow o niew ielkim w ym yw aniem tego i i 1

Odkryw k a Nr P i t No G łębokość D epth cm Poziom H o rizo n S k ład kationów wymiennych w g le b ach - C om position o f exchangeable c a tio n s in s o ils K a tio n y wymienne - E x c h a n g e a b le c a tio n s m.e./1 0 0 g g le b y - s o i l s Ca* * Mg* * K* Na* S1 Ca * * Mg** K* Na* w p r o c e n ta c h sumy k a tio n ó w wym iennych S.^ i n p e r c e n t o f ex c h a n g e a b le c a t i o n s - Ca* *+ Mg* * Ca* *+ Mg* * K*-+ Na* 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 15 14 1 0-5 Ah+e 0,56 0,17 0,110 0,055 0,895 6 2,7 1 9,0 12,5 5,9 4,5 0,070 K*+Na*+H* 30-35 BC 0,1 0 0,0 5 0,0 3 8 0,1 1 2 0,5 0 0 5 5,4 1 6,6 1 2,6 5 7,4 1,0 0,0 4 3 100-110 С 0,27 0,02 0,025 0,062 0,575 7 2,0 5,5 6,1 16,5 5,4 0,055 2 0-5 Ah+e 0,25 0,25 0,105 0,112 0,695 5 6,0 5 5,1 14,8 1 6,1 2,2 0,041 20-25 B-jC 0,05 0,02 0,025 0,091 0,184 2 7,2 1 0,8 1 2,5 4 9,5 0,6 0,016 80-85 в2с 0,6 6 0,2 8 0,0 5 6 0,1 2 6 1,1 0 2 5 9,8 2 5,4 5,5 1 1,4 5,5 0,4 9 6 110-120 D 0,49 0,02 0,015 0,0 1 5 0,540 9 0,7 5,7 2,8 2,8 1 7,0 0,927 384 A. Kowalkowski, G. Nowak 3 0-2 EH 5,3 6 0,8 6 0,9 5 5 0,5 5 7 7,7 5 0 6 9,5 1 1,1 1 2,5 7,2 4,1 0,0 7 4 2-4 Ah+e 1,7 5 0,6 5 0,2 7 5 0,5 5 9 5,0 1 2 5 8,1 2 1,5 9,1 1 1,2 5,9 0,0 5 5 7-12 Ae 0,1 2 0,0 8 0,0 2 8 0,0 4 0 0,2 6 8 4 4,8 2 9,9 1 0,4 1 4,9 5,0 0,0 7 8 12-16 Bhf 0,3 1 0,1 9 0,0 1 5 0,1 5 2 0,6 6 5 4 6,6 2 8,5 2,0 2 2,8 3,0 0,0 6 4 37-42 Bf 0,3 0 0,1 5 0,015 0,098 0,561 5 5,2 2 6,8 2,6 1 7,4 4,4 0,175 145-150 С 0,0 5 0,0 6 0,051 0,021 0,162 5 0,8 5 7,0 19,1 12,9 2,1 0,245

c. d. t a b e l 1 5 1 2 3 4 5 6 7 8«9 10 11 12 13 14 4 0-5 FH 9,2 0 1,8 6 1,2 0 9 0,2 0 5 1 2,4 7 4 7 3,8 1 4,9 9,7 1,6 8,2 0,1 3 3 5-1 0 Ae 0,2 2 0,1 0 0,0 3 1 0,0 6 8 0,4 1 9 5 2,5 2 3,8 7,4 1 6,2 3,2 0,0 7 4 10-15 Ae 0,08 0,0 6 0,015 0,031 0,186 4 3,0 3 2,2 8,1 16,7 3,0 0,072 2 0-2 5 Bhf 0,3 4 0,3 0 0,0 4 2 0,1 9 8 0,8 8 0 3 8,6 3 4,1 4,1 2 2,5 2,7 0,0 7 9 3 5-4 0 B f 0,2 1 0,0 5 0,0 1 9 0,0 9 5 0,3 7 4 5 6,1 1 3,4 5,1 2 5,4 2,3 0,0 8 9 155-1 4 0 С 0,0 4 0,0 3 0,0 1 5 0,0 2 1 0,1 0 6 3 7,7 2 8,3 1 4,1 1 9,8 2,2 0,0 9 0 5 0-5 FH 20,63 2,4 7 2,125 0,895 26,120 7 9,0 9,4 8,1 3,4 7,6 0,177 13-1 8 Ah+e 1,3 2 0,4 5 0,1 5 3 0,1 2 3 2,0 4 6 6 4,5 2 1,9 7,5 6,1 6,4 0,1 3 1 3 5-4 0 Aeg 0,0 7 0,0 2 0,0 5 0 0,0 5 9 0,1 9 9 3 5,2 1 0,0 2 5,1 2 9,6 0,8 0,1 3 9 4 0-4 5 B fh 0,4 6 0,3 5 0,0 3 7 0,0 9 6 0,9 4 3 4 8,7 3 7,1 3,9 1 0,2 6,1 0,0 9 2 6 5-7 0 BfG 0,4 0 0,3 1 0,0 0 3 0,0 9 8 0,8 1 1 4 9,3 3 8,2 0,4 1 2,1 6,9 0,5 4 4 '9 0-9 5 CG 0,4 0 0,2 2 ś la d y 0,1 7 6 0,7 9 5 5 0,3 2 7,6 ś la d y 2 2,1 3,5 0,6 3 5 6 0-4 FH 9,7 8 2,5 5 1,4 9 7 0,5 1 9 1 4,3 4 6 6 8,2 1 7,7 1 0,4 3,6 6,1 0,1 0 9 9-1 4 Ah+e 0,6 7 0,4 1 0,0 9 5 0,0 2 2 1,1 9 7 5 6,0 3 4,2 7,9 1,8 9,2 0,0 3 6 3 0-3 5 Aeg 0,0 3 0,0 2 0,0 2 4 0,0 3 0 0,1 0 4 2 8,8 1 9,2 2 3,1 2 8,8 0,9 0,0 3 2 4 0-4 5 Bfh. 0,3 1 0,1 0 ' 0,0 1 8 0,0 1 3 0,4 4 1 7 0,3 2 2,6 4,1 2,9 1 3,3 0,0 1 7 50-5 5 BfG 0,1 6 0,0 4 0,0 0 3 ś la d y 0,2 0 3 7 8,8 1 9,7 1,5 ś la d y 6 3,8 0,0 2 7 9 5-1 0 0 CG 0,2 6 0,2 4 0,0 1 8 ś la d y 0,5 1 8 5 0,2 4 6,3 3,4 ś la d y 2 7,7 0,3 5 2 7 0-5 FH 8,6 8 2,0 0 1,9 1 6 0,3 2 5 1 2,9 2 1 6 7,2 1 5,5 1 4,8 2,5 4,8 0,0 7 3 5-1 5 AhT 0,1 6 0,2 8 0,4 5 4 0,1 8 7 1,0 8 1 1 4,8 2 5,9 4 2,0 1 7,2 0,7 0,0 0 4 8 0-8 5 CG 0,1 4 0,0 2 0,0 1 2 0,0 2 2 0,1 9 4 7 2,2 1 0,3 6,1 1 1,3 4,4 0,1 1 1 8 0-5 FH 11,37 1,4 9 1,395 0,375 14,630 7 7,8 1 0,2 9,5 2,5 7,3 0,077 5-1 5 AhT 0,4 4 0,2 1 0,2 3 4 0 ^ 6 9 * 0,9 5 3 4 6,2 2 2,0 2 4,6 7,2 2,1 0,0 1 1 8 5-9 0 CG 0,1 1 0,0 5 0,0 1 2 0,0 3 8 0,2 1 0 5 2,4 2 3,9 5,7 1 8,0 3,2 0,1 2 8 Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 385

386 A. Kowalkowski, G. Nowak składnika z gleby. W okresie w egetacyjnym bowiem w ystępują tylko krótkotrw ałe okresy o dużej wilgotności, a przesiąkanie wód opadowych jest stosunkowo płytkie. Obecność jonu Na w roztworze glebowym w pływ a co praw da korzystnie na gospodarkę wodną roślin, niem niej w stru k tu rz e m asy glebow ej w yw ołuje niekorzystne zm iany. W glebach bielicow ych, bielicach i glebach glejow o-bielicow ych ilościowe stosunki m iędzy kationam i u k ład a ją się podobnie jak w poziom ach Ah + e. W skałach m acierzystych w ystępują natom iast pod tym względem w yraźne różnice, uzależnione od kształtow ania się w arunków wodnopowietrznych. Stosunki Ca2+ + Mg2+ : K + + N a+ + H + wskazują, że w zrostowi wilgotności tow arzyszy zwiększona adsorpcja kationów dw uw artościow ych (tab. 5). Istotną cechą badanych gleb jest więc zubożenie kom pleksu sorp cy j nego w kationy dwuwartościowe, szczególnie w poziomach Ae, co ilustrują stosunki Ca2+ + Mg2+ : K + + N a+. Przyczyną tego stanu są: m ała zasobność Ca2Jr i Mg2+ w ściółce oraz wzrost procesów przem yw ania wraz ze w zrostem w ilgotności gleby. Nie tyle jednak wilgotność, ile skład chem iczny wody glebowej wyw iera według Ponomariewej [29] decydujący w pływ na kształtow anie się gleb bielicowych. Od stężenia C 0 2, H2C 0 3 i kwasów organicznych w roztworze glebowym zależy nie tylko skład kationów, lecz i zm iana kwasowości gleb do ph < 3,0. SKŁAD CHEMICZNY Z przedstaw ionej charakterystyki gleb można wnioskować, że każdem u układow i cech m orfologicznych profilu glebowego pow inien odpow iadać sw oisty obieg składników m in eraln y ch i su b stan cji organicznych. Spośród 11 zbilansowanych składników glebowych jedynie C, N i P 20 5 w y k azują we w szystkich glebach w artości dodatnie (tab. 6). C harakterystyczne zwiększanie się zasobów substancji organicznych i azotu przy równoczesnym spadku ilości P 20 5 spowodowane jest różnym przebiegiem procesów biologicznych i w ym yw aniem składników m ineralnych. I tak w glebach skrytobielicow ych i bielicowych z w yraźną biogeniczną ak um ulacją A120 3, Fe20 3, MnO, CaO i MgO przebiegają procesy typu eluw ialno-kum ulacyjnego. W bielicach ukształtow ał się typ kum ulacyjno-eluw ialny z niew ielką akum ulacją Fe20 3, MnO i MgO oraz zubożeniem A120 3 i CaO. W ybitnie eluw ialny charakter m ają gleby glejowo-bielicowe z ujem nym bilansem składników m ineralnych pomimo akum ulacji dużych ilości substancji organicznych i składników m in eralnych kom pleksow o zw iązanych. O drębne cechy obiegu ty p u k u m u lacy j-

T a b e la 6 Ogólny b il a n s sk ładników m in eraln y ch i s u b s t a n c j i o rg a n ic z n y c h w p r o f i l u glebowym o m ią ż s z o ś c i 120 cm T o ta l balance of m ineral compounds and org an ic m a tte r in 120 cm s o il p r o f ile Odkrywka P i t No S i0 2 ai2 3+ + T i02 F e2 3 UnO CaO MgO k2o NagO p 2 5 N С t / h a 1 IA 17*011,3 463,0 149,2 4,2 36,8 31,9 144,8 7 3,2 7,9 4,0 55,3 IP 18.232,0 453,6 141,6 2,5 21,1 30,7 159,4 82,5 4,4 0,0 0,0 A -1.2 2 0,7 + 9,4 + 7,6 +1,7 +15,7 +1,2-1 4,6-9,3 +3,5 +4,0 +55,3 2 I A 17.562,5 512,5 175,9 4,8 39,2 44,9 160,8 67,2 9,3 4,8 62,2 I p 18.282,0 482,4 111,6 3,5 31,2 38,4 1 7 2,8 7 1,0 5,4 0,0 0,0 Д - 719,5 +30,1 +64,3 +1,3 +8,0 +6,5-1 2,0-3,8 +3,9 +4,8 +62,2 3 I A 17.882,9 339,3 77,8 2,2 47,7 19,9 112,9 3 8,8 3,4 2,4 4 8,8 I P 18.327,8 313,9 61,4 2,1 4 7,4 13,3 115,9 4 1,8 1,9 0,0 0,0 A - 444,9 +25,4 +16,4 +0,1 +0,3 +6,6-3,0-3,0 +1,5 + 2,4 +48,8 4 Z a 17.808,9 292,9 61,7 2,5 26,2 14,1 9 7,4 3 2,6 3,9 3,0 6 1,0 I p 18.237,8 307,0 52,9 2,3 26,3 9,4 115,0 3 5,9 0,9 0,0 0,0 A - 428,9-1 4,1 + 8,2 + 0,2-0,1 + 4,7-1 7,6-3,3 + 3,0 +3,0 + 6 1,0 5 I A 1 7.8 7 7,9 2 6 4,3 3 6,5 2,0 4 5,7 1 4,7 1 0 8,4 3 5,7 2,7 5,4 1 0 8,1 Z P 2 0.0 8 6,1 3 2 2,9 4 0,9 2,1 5 5,9 1 5,1 1 3 7,8 4 5,2 2,1 0,0 0,0-2.2 0 8,2-5 8,6-4,4-0,1-1 0,2-0,4-2 9,4-9,5 +0,6 + 5,4 + 108,1 6 17.239,8 214,3 33,4 2,2 22,1 10,1 106,8 29,1 2,9 8,6 2 5 2,6 I p 19.457,8 316,7 40,6 2,6 25,5 14,1 141,3 3 8,4 2,4 0,0 0,0 A, -2.2 1 8,0-1 0 2,4-7,2 0,4-3,4-4,0-3 4,5-9,3 + 0,5 +8,6 +2 5 2,6 Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 7 a 16.738,7 271,5 4 2,4 3,3 4 0,2 17,4 144,8 5 0,5 1,2 8,9 233,2 IP 16.355,2 249,6 39,0 3,2 39,1 17,0 141,2 49,3 0,5 0,0 0,0 + 383,5 +21,9 +3,4 +0,1 +1,1 +0,4 + 3,6 +1,2 +0,7 +8,9 +233,2 2 A - a k tu a lm i zasoby w p r o f i l u glebowym - a c tu a l c o n te n t i n s o i l p r o f i l e I P - początkow e zasoby w s k a le m a c ie rz y s te j - i n i t i a l c o n te n t i n p a r e n t ro ck / \ - r ó ż n ic a m iędzy zasobam i początkow ym i a ak tu aln y m i - d if f e r e n c e betw een i n i t i a l and a c tu a l 1c o n te n ts

388 A. Kowalkowski, G. Nowak Z a w a rto ść S i0 2, A120^ i ^ е 20^ w g le b a c h T o ta l and. f r e e 3 i 0 2, A ^ O ^ 8X1(1 F e2 3 c o n te n t i n s o i l s Odkryw k a K r A t No G łębok o ść D ep th cm P oziom ^H orizon S i0 2 A12 3 F e2 3 sio 2 a i 2o5 F e 2 5 o g ó ln a z a w a rto ść w p ro c e n ta c h t o t a l c o n te n t i n p e r c e n t fo rm y w olne w p r o c e n ta c h f r e e i n p e r c e n t 1 0-5 Ah+e 8 9,9 3 3,0 8 0,8 5 0,8 1 5 0,3 8 6 0,4 1 5 3 0-3 5 BC 9 3,8 2 2,4 7 0,9 2 0,2 6 3 0,4 5 3 0,5 1 5 1 0 0-1 1 0 С 9 4,9 6 2,3 6 0,7 4 0,3 2 1 0,1 3 8 0,2 1 2 2 0-5 Ah+e 9 1,2 0 2,3 5 0,9 4 0,6 3 9 0,4 0 9 0,4 1 9 2 0-2 5 ВдС 9 3,8 2 2,8 5 0,8 4 0,3 9 4 0,5 8 0 0,5 6 7 8 0-8 5 в2с 9 2,5 6 2,9 9 1,3 5 0,6 1 4 0,7 4 0 0,5 9 0 1 1 0-1 2 0 D 9 5,2 2 2,5 1 0,5 8 0,2 57 0,1 8 5 0,2 5 0 3 0-2 FH 4 0,5 6 1,3 6 0,4 5 0,8 2 5 0,4 0 2 0,2 9 0 2-4 Ah+e 9 6,0 8 2,1 8 0,5 3 0,4 4 5 0,1 6 2 0,1 8 7 7-1 2 Ae 9 6,7 7 1,0 4 0,3 5 0,4 0 6 0,0 7 6 0,0 4 4 1 2-1 6 B hf 9 5,0 0 1,8 0 0,7 7 0,1 5 5 0,5 5 6 0,5 5 9 3 7-4 2 B f 9 5-1 5 2,2 5 0,5 5 0,2 0 3 0,5 9 5 0,2 5 2 1 4 5-1 5 0 С 9 6,4 7 1,6 5 0,3 2 0,1 5 1 0,2 1 2 0,0 9 9 4 0-5 FH 3 2,7 0 1,8 7 0,6 7 0,7 5 9 0,5 7 3 0,5 5 0 5-1 0 Ae 9 5,9 1 1,0 7 0,2 2 0,3 4 5 0,1 1 4 0,0 8 1 1 0-1 5 Ae 9 7,2 4 0,6 7 0,2 6 0,3 0 4 0,0 5 6 0,0 2 9 2 0-2 5 B hf 9 5,2 8 1,4 1 0,4 2 0,1 8 5 0,5 5 5 0,2 7 4 3 5-4 0 B f 9 5,6 3 1,8 1 0,4 3 0,2 0 5 0,6 7 5 0,1 8 1 1 3 5-1 4 0 С 9 6,7 0 1,6 3 0,2 8 0,2 8 1 0,2 0 3 0,0 6 8 5 0-3 FH 3 2,3 8 1,0 6 0,4 1 1,6 2 9 0,7 0 0 0,2 6 7 1 3-1 8 Ah+e 9 3,5 3 0,5 9 0,1 5 0,5 5 5 0,0 8 6 0,0 4 9 3 5-4 0 Aeg 9 7,4 9 1,1 1 0,1 8 0,5 2 9 0,0 3 6 0,0 0 7 4 0-4 5 B fh 9 4,6 1 2,6 1 0,2 7 0,5 7 9 0,4 1 8 0,0 4 8 6 5-7 0 BfG 9 6,6 5 1,4 8 0,2 0 0,4 8 9 0,1 6 6 0,0 0 5 9 0-9 5 CG 9 6,9 0 1,5 0 0,1 9 0,4 7 0 0,2 0 9 0,0 0 9 6 0-4 FH 3 0,0 6 0,9 7 0,3 4 0,8 2 0 0,5 6 5 0,2 5 1 9-1 4 Ah+e 8 7,0 6 0,4 4 0,1 7 1,1 1 9 0,1 5 4 0,0 6 9 3 0-3 5 Aeg 9 7,8 7 0,3 1 0,1 1 0,1 7 9 0,0 1 9 0,0 0 8 4 0-4 5 B fh 9 1,4 7 1,4 1 0,1 9 0,2 5 0 0,5 8 2 0,0 1 6 5 0-5 5 BfG 9 4,8 1 1,2 0 0,1 8 0,4 1 2 0,5 0 4 0,0 1 1 9 5-1 0 0 CG 9 6,4 4 1,5 7 0,2 0 0,5 4 6 0,2 6 5 0,0 0 8 7 0-5 FH 1 1,7 7 1,3 3 0,5 0 1,7 8 9 0,4 1 2 0,5 2 5 5-1 5 A hl 4 5,8 3 2,5 6 0,3 6 5,6 9 4 0,7 6 6 0,1 7 4 8 0-8 5 DG 9 6,1 8 1,4 7 0,2 3 0,2 8 7 0,2 4 4 0,0 0 8 nego potw ierdza dodatni bilans wszystkich składników m ineralnych w glebach torfiasto-glejow ych. Jednak jakość i własności próchnicy nie w ykluczają tu możliwości procesu eluw ialnego przy istnieniu przem yw -

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 389 nego typu w arunków wodnych. Typ kum ulacyjny jest charakterystyczny według Grosse-Braukmanna i Puffe [10] dla gleb typu bagiennego. Do cech wspólnych wszystkich badanych gleb z procesem eluw ialnym, naw et o nieznacznym natężeniu, należą duże ubytki S i0 2, K 20 i Na20. Stosunkowo najm niejsze są one w glebach bielicowych i bielicach, a w zrastają w glebach skrytobielicow ych i glejow o-bielicow ych. U zasadnione w ydaje się przypuszczenie, że zw iększenie ujem nego bilansu w y m ienionych składników jest pozorne i spow odow ane znacznym i przekształceniam i fizycznych w łasności w procesie glebotw órczym. U przednią interpretację bilansu składników m ineralnych potwierdza przebieg krzyw ych różnicowych profilowego rozmieszczenia S i0 2, A120 3, F e20 3 i P 20 5 w stosunku do skały m acierzystej. U naoczniają one jednocześnie odrębność poszczególnych stadiów rozw ojow ych badanych gleb. N ajm niejsze zróżnicow anie składu chem icznego w ystępuje w profilach gleb skrytobielicow ych. P ierw otne cechy litogeniczne i w tórne pro cesów w ietrzenia m rozowego w m ałym tylko stopniu zostały przekształcone przez procesy tw orzenia gleb. W yraźnie pedogeniczne jest profilow e rozm ieszczenie składników m i neralnych w glebach bielicowych i bielicach, z akum ulacją w poziomach FH, Ah + e i В oraz zubożeniem w poziomach Ae (tab. 7). W glebach glejowo-bielicowych z dużym zubożeniem w poziomach Ah + e i Ae oraz ze stosunkowo niewielkim i akum ulacjam i w poziomach FH i В ukształtow ał się zdecydow anie asym ptotyczny układ składników m ineralnych. Przem ieszczenie składników m ineralnych i rozmieszczenie substancji organicznej nie są ze sobą wyraźnie związane. Silniejsze współzależności istnieją tylko między akum ulacją P 20 5 i N. Jak wiadomo, m aksim a akum ulacji związków żelaza w poziomach Bfh, a związków glinu w poziomach Bf są charakterystyczne dla gleb podlegających bielicowaniu. Interesująca jest odw rotna współzależność m iędzy rozmieszczeniem próchnicy a ogólną zaw artością S i0 2 we wszystkich badanych glebach (rys. 7, tab. 3). Jest to jeszcze jeden dowód znacznego przekształcenia fizycznych w łasności su b stra tu skalnego w procesie bielicow ania. Ogólna głębokość zasięgu tych przem ian jest podobna we w szystkich glebach eluw ialnych i znajduje swój kres na 60-80 cm. W zrasta jednak przemieszczenie składników m ineralnych, a m aksim a ich nagrom adzenia w y stęp u ją w coraz głębszych partiach profilu w n astęp u jący m uszeregow aniu gleb: skrytobielicow e -> bielicow e bielice glejow o-bielicow e. O eluw ialnym charakterze przekształceń składu chem icznego b ad a nych gleb świadczy także profilowe zróżnicowanie stosunków m olarnych ogólnej zawartości S i0 2 : A120 3, S i0 2 : Fe20 3 i S i0 2 : R20 3 (tab. 8). N ajwiększe i zbliżone w artości tych stosunków w y stęp u ją w poziom ach

390 A. Kowalkowski, G. Nowak Rys. 7. Rozmieszczenie niektórych składników mineralnych w profilach gleb bielicowych I _ g le b y s k r y to b ie lic o w e, 2 g leb y b ie lic o w e i b ie lic e, 3 g le b y g le jo w o -b ie lic o w e ; P p ierw o tn a z a w a rto ść w sk a le m a c ie rzy stej Distribution of some mineral compounds in podzolic soils profiles I c ry p to -p o d z o lic soils, 2 p o d zo lic so ils and pod zols, 3 g le y -p o d z o lic so ils; P p rim ary c o n te n t In p a ren t rock

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 391 T a b e l a 8 S to su n k i ilo śc io w e S i0 2, A^O^ ^ ^ e 2^3 w Sleb acłl Q u a n tita tiv e r e l a t i o n s of t o t a l and f r e e S i0 2, AI2O3 8111(1 Fe2 3 in s o i l s Od- kryv/- ka Nr P it No Głębokość Depth cm Poziom H orizon S to su n k i m oraine M olar r e la tio n s S i0 2 S i0 2 S i0 2 A12 3 a i 2 3 R2 3 Fe2 3 S to su n k i w olnych form F ree form s r e la tio n s S to su n k i z aw a rto śc i ogóln ej do formy w olnej R e la tio n s o f t o t a l content to fre e forms S i0 2 S i0 2 a i 2 3 Al20^+Fe20^, S i02 A12 3 Fe2 3 Fe2 3 1 0-5 Ah+e 49,5 281,3 42,2 0,93 1,02 110,3 8,0 2,0 30-35 BC 1,45 0,3 4 356,7 5,9 2,9 100-110 С 68,3 321,2 5 7,2 0,65 0,92 295,8 1 7,1 3,5 2 0-5 Ah+e 65,9 258,0 52,6 0,98 0,77 142,7 5,8 2,2 20-25 56,3 296,9 47,9 1,58 0,42 238,1 4,9 2,3 80-r85 B2C 52,5 182,3 40,9 1,25 0,46 150,7 4,0 2,3 110-120 D 6 4,4 4 36,5 56,3 7,4 0 0,5 4 401,8 13,6 2,3 3 0-2 FH 50,6 239,6 42,0 1,39 1,19 49,2 3,4 1,5 2-4 Ah+e 7 4,8 482,1 6 4,8 0,87 1,27 215,9 13,5 2,8 7-12 Ae 157,9 735,2 130,1 1,73 3,3 8 238,4 13,7 7,9 12-16 Bhf 89,6 328,1 70,7 1,55 0,17 612,9 3,2 2,1 37-42 Bf 71,8 460,1 62,2 2,56 0,25 468,7 3,8 2,4 I 45- I 5O С 92,4 801,6 88,4 2,14 0,48 638,9 7,8 3,2 4 0-5 FH 29,7 129,8 2 4,2 1,7 4 0,8 4 4 3,1 3,3 2,0 5-10 Ae 152,1 1159,2 134,3 1,41 1,77 278,0 9,4 2,7 10-15 Ae 246,3 994,5 197,7 1,93 3,5 8 319,9 11,5 9,0 20-25 Bhf 114,7 603,2 96,8 1,95 0,23 520,6 2,6 1,5 35-40 Bf 89,6 591,4 78,1 3,73 0,24 466,5 2,7 2,4 135-140 С 100,7 918,3 90,6 2,98 1,04 344,1 8,0 4,1 5 0-3 FH 51,8 210,0 4 1,5 2,62 1,68 19,9 1,5 1,5 13-18 Ah+e 269,0 1657,9 232,7 1,76 4,10 169,1 6,9 3,1 35-40 Aeg 149,0 1440,1 135,4 5,1 4 7,65 296,3 30,8 25,7 40-45 Bfh 61,5 931,7 57,8 8,71 0,81 249,6 6,2 5,6 65-70 BfG 109,7 1271,7 100,9 33,20 2,86 195,6 8,9 40,0 90-95 CG 109,6 1356,4 101,6 23,22 2,15 206,2 7,2 21,1 6 0-4 FH 5 2,6 235,1 4 3,2 1,58 1,38 36,7 2,7 1,5 5-15 Ah+e 335, a 1361,7 286,7 1,94 5,51 47,8 3,3 2,5 30-35 Aeg 535,8 2365,8 440,8 2,0 0 6,63 546,8 16,3 13,7 40-45 Bfh l l o, l 1280,1 101,7 36,37 0,42 365,9 2,4 17,2 50-55 BfG 134,1 1400,5 122,6 27,64 1,31 230,1 3,9 16,4 95-100 CG 104,2 1282,2 96,2 33,12 1,27 278,7 5,9 2 5,0 7 0-5 FH 15,0 62,6 12,2 1,27 2,43 6,6 3,2 1,5 5-15 AhT 30,4 338,5 27,9 4,40 3,93 12,4 3,3 2,1 80-85 DG 111,0 1111,9 101,5 30,50 1,14 335,1 6,0 28,8 8 0-5 FH 15,1 71,6 12,4 1,11 3,33 6,2 4,4 1,6 5-15 AhT 57,3 864,4 53,7 9,02 6,13 23,3 4,7 4,4 85-90 DG 114,2 1279,6 104,8 47,75 1,78 277,4 7,5 50,0

392 A. Kowalkowski, G. Nowak Ah + e i Ae gleb bielicowych, bielic i gleb glejowo-bielicowych. W skazują one na istotne zubożenie R20 3 w poziomach Ah + e i Ae w porównaniu z poziomami FH i B. Podobne w yniki otrzym ali Rząsa [37] i Czerwiński [6]. Oprócz ogólnej dla wszystkich gleb tendencji do akum ulacji w poziomach FH i В przejaw ia się w glebach glejowo-bielicowych znaczne zubożenie półtoratlenków w porów naniu z glebami bielicowym i i bielicami, wytw orzonym i ze skał tej samej genezy. W glebach skrytobielicow ych istnieje w profilu tylko nieznaczne zróżnicow anie stosunków m olarnych. N iskie stosunki m olarne (tab. 8) w skazują na niewielkie przemieszczenie R20 3 w profilach tych gleb, w ytw orzonych ze stosunkow o zasobnych skał m acierzystych. Bardzo niskie stosunki m olarne S i0 2 : R20 3 w glebach torfiasto-glejowych można uważać za wskaźniki procesów akum ulacji półtoratlenków, a więc b rak u procesów eluw ialnych o istotniejszym natężeniu. Zbliżone ze stosunkam i m olarnym i S i0 2 : R20 3 jest kształtow anie się stosunków tzw. wolnych form S i0 2 : Al20 3 + Fe20 3. W procesie eluw ialnym powstało charakterystyczne zubożenie w ruchom e tlenki Fe i Al poziomów Ah + e, a szczególnie Ae, oraz ich akum ulacja w poziomach B. Przew aga ruchow ych związków Fe20 3 i A120 3 nad S i0 2 w całym profilu gleb skrytobielicow ych, a tylko w poziomach В i С gleb bielicowych i bielic oraz wyłącznie w poziomach Bfh gleb glejowo-bielicowych obrazuje zwiększające się natężenie procesu eluwialnego w podanej kolejności gleb. Oprócz tej ogólnej praw idłow ości, korelującej ze stopniem zakw aszenia, istnieją pewne powiązania między zawartością ruchom ych form A120 3 i Fe20 3 a kształtow aniem się w arunków wilgotności. Im w ilgotniejsza jest dana gleba, w tym większym stopniu wolny A120 3 zastępuje wolny Fe20 3, którego zasoby m aleją z głębokością profilu. Stosunek ogólnej ilości do ilości ruchomego A120 3 wskazuje jednak, że wzrost zawartości tego półtoratlenku jest względny i spowodowany dużym i ubytkam i Fe20 3. Ilus tru je to szeroki stosunek ogólnej zaw artości Fe20 3 do jego form y ruchom ej, węższy zazw yczaj w części profilu zaw ierającej więcej próchnicy. W edług Ponomariewej [29] jedną z przyczyn nagrom adzenia się w niektórych glebach wolnego A120 3 jest osadzanie związków organiczno-m ineralnych bogatych w Al i ubogich we Fe w w arunkach dużego nadm iaru fulwokwasów w roztworze glebowym. A utorka ta w skazuje jednak, że znacznie m niejsze ilości A120 3 w porów naniu z Fe20 3 potrzebne są do osadzania tej samej ilości fulwokwasów. Potw ierdza to Aristows к a j a [3] znajdując 17- do 35-krotną przewagę A120 3 nad Re20 3 w fulwokwasach. Oprócz łatwości tworzenia połączeń kom pleksowych z fulw okwasam i przew ażającym i w poziom ach iluw ialnych badanych gleb, półtoratlenek

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 393 Al odznacza się dużą ruchliwością. W edług Gorbunowa [8] oraz Zajdelmana i Oglezniewa [47] wiąże się ona ze stosunkowo powolną krystalizacją związków Al. Także A ristow skaja uważa półtoratlenki Al za elem ent ruchom y nie akum ulujący się, w przeciwieństwie do Fe, w koloniach b a k te rii najliczniej ro zw ijających się w łaśnie w poziomach В gleb bielicowych. Tak więc znaczne ilości półtoratlenków Al w badanych glebach glejowo-bielicowych mogą być uważane za jedną z przyczyn pow staw ania poziomu В bogatego w substancje organiczne, a ubogiego w te substancje w glebach skrytobielicow ych, bielicow ych i bielicach stosunkow o zasobniejszych w w olne F e20 3. W arto jeszcze nadm ienić, że według Bloomfielda [4, 5] m obilizacja półtoratlenków Fe może nastąpić w środowisku beztlenowym zarówno przy nadm iernej w ilgotności, jak też przy obecności polifenoli w e k stra k tach resztek organicznych. Od szybkości enzym atycznej oksydacji i kondensacji składników fenolowych zależy sorpcja Fe i tworzenie poziomu В m niej lub więcej bogatego w substancje organiczne. PODSUMOWANIE I WNIOSKI W yniki badań zgrom adzone w I i II części niniejszej pracy d ają podstaw ę do w stępnego sform ułow ania niektórych ogólnych zagadnień procesu bielicowania oraz stanow iska system atycznego gleb bielicowych, w ystępujących na piaszczystych terenach W zgórz Ostrzeszowskich. Szczegółowa analiza stratygrafii i m orfogenezy profilu w ykazuje poligenetyczność badanych gleb. Złożył się na nią szereg następujących po sobie procesów częściowych, zw iązanych z działaniem lokalnych u k ła dów czynników abiotycznych i biotycznych. Poszczególne procesy częściowe m ożna zgrupow ać w dwie zasadnicze fazy rozw oju gleb bielicowych. Faza pierwsza klim atogeniczna jest związana głównie z peryglacjalnym środowiskiem W ürm u. D rugą fazę biogeniczną zainicjowało ukształtow anie trw ałej szaty roślinnej w okresie późnego W ürm u. Nie w ykluczone jest w spółdziałanie procesów obu faz, zawsze jednak z dom i n acją procesów danej fazy. W fazie klim atogenicznej z długotrw ałym i procesam i w ietrzenia te r m icznego, kongeliflukcji zboczowych i deflacji ukształtow ał się przepuszczalny substrat, ubogi w łatwo rozpuszczalne składniki m ineralne. Posiadał on charakterystyczne profilowe układy struktury, tekstury i własności chemicznych. W tej fazie uform owała się pierw otna mozaika przestrzenna poziom ów wodonośnych. Procesy fazy biogenicznej rozw ijały się stopniowo, początkowo sta b i

394 A. Kowalkowski, G. Nowak lizując ukształtow ane skały i poziom y hydrologiczne, a później przekształcając je w procesie glebotw órczym. D la tej biogenicznej fazy rozw ojow ej badanych gleb bielicow ych n a j bardziej charakterystyczne są przeciw staw ne sobie procesy eluw ialne i kum ulacyjne. O bejm ują one cały zespół odpow iednich procesów częściowych w sensie R o d e g o [33]. W procesie eluw ialnym, uw arunkow anym przem yw nym lub przem ywno-glejowym typem w arunków glebowo-hydrologicznych, kształtuje się asym ptotyczny profilow y układ substancji organicznych i składników m ineralnych. P rzeciw staw ny proces kum ulacji, rozw ijany przez zbiorowiska roślinne, polega na nagrom adzaniu na powierzchni gleby i w jej profilu resztek organicznych, ubogich w azot i inne składniki m ineralne, przetw arzanych w próchnicę i m ineralizow anych przez m ikroorganizm y. Ilościow o-jakościow e efekty obu procesów przew odnich lim itow ane są zasobnością skały m acierzystej w łatwo rozpuszczalne składniki m ineralne, stosunkam i w ilgotnościow ym i i aktyw nością flory i fau n y glebow ej. Glebotwórcza rola czynnika biotycznego w badanych glebach jest wyznaczana w arunkam i wilgotności i aeracji, dalekim i od stanu optym alnego, oraz ubogością substratu m ineralnego w kationy metaliczne. Zgodnie z poglądam i Terlikowskiego [41] i Z o n n a [48] możemy stw ierdzić, że intensyw ność biologicznego rozkładu w wym ienionych w arunkach określają resztki roślinne gromadzące się na powierzchni gleby. Bielicotwórcza rola żywych korzeni m a drugorzędne znaczenie. Świadczy o tym koncentracja korzeni w poziomie FH równolegle ze zw iększającym się stopniem w ykształcenia poziomu Ae. Rozwojowi drobnych korzeni nie sprzyja duże stężenie jonów H + oraz skrajna ubogość kationów Fe2+, Ca2+ i Mg2+ w poziomach Ae, szczególnie badanych gleb glejowo-bielicowych. Prawidłow ość ta została stw ierdzona przez Aslandera [3] i Albrechta [1]. Istotną rolę w procesie bielicowania odgryw ają kwaśne produkty grzybowego rozkładu ściółki leśnej, wśród których, zdaniem Bloomfielda [4, 5], najw iększe znaczenie m ają związki polifenolowe, rozpuszczalne w wodzie. W pływ su b stan cji przesuw anych w głąb profilu gleby m in e ralnej widoczny jest już bezpośrednio pod w arstw ą butw iny. Procesy eluw ialne przebiegają więc od powierzchni gleby i kształtują poziomy akum ulacyjno-eluw ialne (Ah + e) i eluw ialne (Ae), zubożone w półtoratlenki, w zbogacone jednak w substancje próchniczne, stosunkowo odporne na działanie infiltrujących roztworów. Głębokość infiltracji opadów w okresie w egetacyjnym jest regulow ana kapilarną pojemnością wodną gleb i gęstością powierzchniowych system ów korzeniowych. Określa ona zasięg procesu eluwialnego i głębokość osadzenia poziomu iluw ialnego.

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 395 Intensyw ność procesu bielicow ania jest regulow ana natężeniem biochemicznych procesów redukcji substancji organicznych i związków m ineralnych. U w arunkow ane są one okresow ym i anaerobiozam i, po jaw iającym i się w różnych częściach profilu zależnie od kształtow ania się stosunków w odnych. Z postępującym rozwojem poziomu В w zrasta jego kapilarna pojem ność w odna i m aleje przepuszczalność pow odując pow staw anie okresowych anaerobioz. Te ostatnie w ystępują naw et w poziomie Ae. Intensyw niejszy jest w pływ ubogich w składniki m ineralne kw aśnych wód, w y w ołujących procesy redukcyjne w dolnej części profilu i okresowe anaerobiozy w poziomach górnych. W edług Tiurina [43] już powstanie pseudofibrów w glebach skrytobielicow ych w ytw orzonych z piasków zw iększa zdolność akum ulow ania wód opadow ych. W zrost wilgotności gleb powoduje wzmożoną akum ulację substancji organicznych oraz w zbogacenie w ruchom e form y glinu w szystkich poziomów glebowych. Przy bliskim poziomie wód gruntow ych poziom Ae często jest całkowicie m askow any w m ytą próchnicą. Przy zachowaniu zstępujących ruchów wód w zrasta zakw aszenie gleby, m aleją ogólne zasoby tlenków Fe, Mn, Ca, K, Na i P oraz zwiększa się zawartość A120 3 w stosunku do Fe20 3, co stw ierdza także S i u t a [38]. Całkowite podtopienie wodami gruntow ym i powoduje jednak zaniknięcie procesu eluw ialnego i ukształtow anie charakterystycznego dla gleb bagiennych dodatniego bilansu składników m ineralnych i organicznych. O parte na kryterium wilgotności uszeregowanie gleb bielicowych Wzgórz Ostrzeszowskich (rys. 8) nie przedstaw ia ciągu kolejnych stadiów ew olucyjnych. Poszczególne m ozaiki gleb są typow e dla lokalnych u k ła dów czynników glebotwórczych. Jak stw ierdziliśm y już wcześniej [22, 23], w zależności od lokalnych stosunków wodnych, zróżnicowania skał i reliefu mogą tw orzyć się na niew ielkich naw et odległościach gleby różnych stadiów ewolucyjnych. Świadczy zresztą o tym mozaika ekologiczna w yspecjalizow anych zbiorow isk roślinnych, uzależniona od poszczególnych w łasności gleb. Jako przykład w ym ienim y paproć orlicę Pteridium aquilinum rozwijającą się na badanych glebach skrytobielicow ych, glejowo-bielicowych i torfiasto-glejow ych, a praw ie całkowicie unikającą gleb bielicowych i bielic. Ta acidofilna i glinolubna roślina jest uw ażana także przez Helluma i Zahnera [11] za w skaźnik stopnia zbielicowania gleb w borach sosnowych. W ytw arza ona najw iększą masę organiczną na badanych glebach glejow o-bielicow ych, m niejszą na glebach sk ry to b ielicowych i najm niejszą na przesuszonych glebach torfiasto-glejow ych. Jest to więc roślina w sposób istotny w pływ ająca na poziom biologicznego obiegu składników m ineralnych i substancji organicznych.

396 A. K ow alkow ski, G. Nowak Na podstaw ie szczegółowych badań w Białow ieskim P a rk u N arodowym Włoczewski [46] podkreśla, że skład gatunkow y drzewostanów jest ściśle uzależniony od w arunków glebowych i m ikrorzeźby terenu. Na podstawie korelujących mozaik glebowych i roślinnych Kopp [17, 18, 25] wyróżnia regionalne mozaiki siedlisk z charakterystycznym i dla nich ugrupow aniam i ciągów indyw iduów glebow ych. Peucedono -pinetum Gleby \skrytobielicowe \Crypto-podzolic soils Leucebryo -pineium c/odonietosum Gleby bielicowe Leucobryo-pinefum Molinietosum Wzrost wilgotności - Increosiny humidity Wzrost za к woszen i o -Increasing acidity Wzrost zasobów substancji organicznych - Increasing orgonic mo ter content Spodek zasobów - Decreasing content o f - Fez 03, Mn0, MgO, CaO, ft20, Naz0i P20s Rys. 8. Schemat rozwoju gleb bielicowych Wzgórz Ostrzeszowskich w zależności od kształtowania się warunków wilgotnościowych i szaty roślinnej Scheme of development of podzolic soils of Ostrzeszów Hills in dependence of humidity conditions and plant cover W św ietle pow yższych danych z każdym stadium rozw ojow ym b ad a nych gleb powinno być związane odpowiednie zbiorowisko roślinne. Częściowa niezgodność m iędzy w yróżnionym i jednostkam i (rys. 8) w skazuje na konieczność kontynuow ania kom pleksowych badań nad współzależnościam i m iędzy glebam i i szatą roślinną. K onfrontacja zebranych m ateriałów z w ynikam i badań Prusinkiew icza [30] w ykazuje powszechność i jedność procesów bielicowania w utw orach piaszczystych, m odyfikow aną przez w zrastające w pływ y klim atu u m iarkowanego, bardziej m orskiego lub bardziej kontynentalnego. Mozaiki gleb bielicowych podobne do istniejącej na obszarach Wzgórz Ostrzeszowskich obserwowaliśm y na terenach Borów Ebersw aldzkich i Borów Rostockich w NRD, a także w Polsce na obszarach Borów T u cholskich i Puszczy Kozienickiej. Wszędzie znajdow aliśm y potwierdzenie sugestii Prusinkiew icza [30] o w zrastającej tendencji do zm niejszania

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 397 się m iąższości i stopnia zorsztynizow ania poziom u rudaw cow ego z rosnącą kontynentalizacją klim atu. O rsztynizacja poziomów В jest w omaw ianych glebach bardzo słaba. Nie w yklucza to jednak m ożliwości lokalnego w ystępow ania cienkich i nieciągłych poziomów orsztynowych, o czym donosi np. M anikow ska [26] na W yżynie Łódzkiej. Nie tylko w ym ieniona tendencja, ale przejaw iające się ogólne zm niejszanie miąższości profilów glebow ych w porów naniu z glebam i w ilgotniejszego klim atu atlantyckiego (przym orskiego) W ybrzeża Polskiego, sugeruje możliwość w ydzielenia regionalnej facji atlantycko-kontynentalnych gleb skrytobielicow ych, bielicowych, bielic i gleb glejowo-bielicowych środkowej Polski, znajdujących się pod zm iennym i w pływ am i klim atów atlantyckiego i kontynentalnego. Omawiane gleby są typowe dla borealnych lasów iglastych tajgi i nie posiadają cech gleb darniowo-bielicow ych strefy lasów m ieszanych tajgi środkowej i południow ej, w obrębie której znajdują się przew ażające obszary Polski. Badane gleby należałoby więc zaliczyć do pozastrefowych, w ystępujących wyspow o w śród gleb darniow o-bielicow ych. Przedstaw ione w yniki badań nie w yczerpują całokształtu zagadnień genezy gleb bielicowych i ich aspektów geograficzno-klim atycznych. Ze względu na brak odpowiednich m ateriałów analitycznych pom inięto między innym i zagadnienia rozkładu m inerałów pierw otnych i w tórnych oraz syntezy m inerałów ilastych w procesie bielicowania. Konieczne są więc dalsze badania kom pleksowe. W ażniejsze wnioski dotyczące charakterystyki gleb bielicowych W zgórz O strzeszow skich można przedstaw ić w następ u jący ch punktach. 1. Rozwój gleb bielicowych przebiegał w dwu głównych fazach klim atogenicznej w peryglacjalnym środowisku W ürm u i biogenicznej u schyłku W ürm u i w holocenie. S u b stra t glebow y w fazie klim atogenicznej k ształtow ały przew ażnie procesy abiotyczne. 2. G łów ną rolę bielicotw órczą w fazie biogenicznej odgryw ają przeciw stawne procesy: kum ulacji i eluw ialny. Natężenie tych procesów jest lim itowane m ałą zasobnością skały m acierzystej w łatwo rozpuszczalne składniki m ineralne, zróżnicowanymi stosunkam i wilgotnościowymi oraz słabą aktyw nością flory i fau n y glebow ej. 3. Istotne znaczenie dla intensyw ności procesu bielicowania posiadają okresowe anaerobiozy w poziomie Ae. Nasilenie tych procesów w zrasta w raz z k ap ilarn ą pojem nością w odną i m alejącą przepuszczalnością rozw ijającego się poziom u B. 4. Procesy kum ulacji, powodowane przez zbiorowiska roślinne borów, prowadzą do nagrom adzenia na powierzchni i w profilu gleby kw aśnych su b stan cji organicznych, ubogich w azot i inne składniki m ineralne. Za- 12 R oczn iki G leboznaw cze T. XIX, z. 2

398 A. Kowalkowski, G. Nowak soby zakum ulow anych substancji organicznych zwiększają się na ogół ze w zrostem w ilgotności gleby. 5. Proces eluw ialny, przebiegający w w arunkach przem ywnego i przem y wno-glej owego typu w arunków glebowo-hydrologicznych, powoduje przem ieszczanie łatw o rozpuszczalnych zw iązków próchnicznych z poziomu FH do Bfh. Substancje organiczne w tych poziomach są mniej zasobne w azot i łatw iej rozpuszczalne niż w poziomach Ah + e i Ae. 6. Intensyw ność procesu eluw ialnego i głębokość jego zasięgu w zrastają wraz z gruntow ą i kapilarną wilgotnością gleby. W yrazem tego są obok w zrastających ilości próchnicy i związków Al w poziomach iluw ialnych m alejące zasoby żelaza, przy równoczesnym wzroście kwasowości czynnej i w ym iennej. 7. Proces eluw ialny zanika po ukształtow aniu glejowego lub bagiennego ty p u w arunków glebow o-hydrologicznych. D om inuje wów czas b a gienna k u m u lacja su b stan cji organicznych i składników m ineralnych. 8. Stosunkowo m ała miąższość profilów oraz niew ielki stopień zorsztynizowania poziomów В sugerują możliwość wydzielenia regionalnej facji atlantycko-kontynentalnych gleb skrytobielicow ych, gleb bielicowych, bielic i gleb glejow o-bielicow ych. 9. Badane gleby są typowe dla strefy borealnych lasów iglastych tajgi północnej. Nie m ają one cech gleb darniowo-bielicow ych strefy lasów m ieszanych tajg i środkow ej i południow ej. LITERATURA [1] Albrecht W. A.: Calcium and hydrogen iron concentration in the growth and inoculation of soybeans. J. Amer. Soc. Agron., 24, 1932, s. 793-806. [2] A 1 b г e с h t W. A.: Plants and exchangeable calcium of the soil. Amer. J. Bot., 28, 1941, s. 394-402. [3] Äslander A.: Die Abhängigkeit unserer Kulturpflanzen von der Reaktion und dem Nährstoffgehalt des Bodens. Z. Pflanz. Düng, und Bodenkun., 23, 1932, s. 362-381. [4] Bloomfield C.: The possible signifance of polyphenols in soil formation. J. Sei. Food Agr., 8, 1957, s. 389. [5] Bloomfield C.: Mobilization and immobilization phenomena in soils. Problems in Paleoclim atology. London New York Sydney 1964, s. 661-665. [6] Czerwiński Z.: Gleby bielicowe leśne i uprawne wytworzone z piasków różnego pochodzenia geologicznego. Warszawa 1965 (maszynopis) s. 99. [7] Foster M. D.: Geochimica and cosmochimica Acta, vol 3, 1953. [8] Gorbunow N. I.: Minierałogiczeskij i chimiczeskij sostaw ilistoj frakcji niekotorych poczw, poczwoobrazujuszczich porod i izwiesej riek Kura-Araksinkoj Nizmiennosti. Tr. Inst. Poczw., AN SSSR, t. 53, 1958. [9] Górecki j J. K.: Żako nom i er nos ti w razmieszczenii boksitowych miestorożdżenij i usłowija ich obrazowanija. Boksity, ich minierałogija i genezis. Moskwa 1958.

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 399 [10] Grosse-Braukmann G., Puffe D.: Über einige Fragen des Moorwachstums und der Torfbildung. VIII-th Int. Congr. of Soil Sei. Abstr. of Pap. V. Bucharest 1964, s. 711-712. [11] Helium A. K., Zahn er R.: The frond size of bracken fern on forested outwash sand in Northern Lower Michigan. Soil Sei. Soc. Amer. Proc., t. 30, nr 4, 1966, s. 520-524. [12] Hock A.: Farbtiefen- und Farbtonwerte als charakteristische Kennzeichen für Humusform und Humustyp in Böden nach neuen Verfahren. Bodenkun. und Pflanzenern., 2 (47), 1937, s. 304-315. [13] Hoffmann M., Kowalkowski A.: Jakościowy skład próchnicy w czarnych ziemiach i glebach brunatnych Niziny Pyrzyckiej. Pozn. Tow. Przyj. Nauk., Wydz. Nauk Roln. i Leśn., z. 1, Poznań 1967. [14] Iwanow A. F., Ponomariewa A. W., Deriugina T. F.: Otnoszenije driewiesnych rastienij к włażnosti i kisłotnosti poezwy. Minsk 1966, s. 231. [15] Iwasa Yasushi: Mineralogical studies of iron minerals in soils. Bull, of the Nat. Inst, of Agric. Sei. Nishigahaira. Tokyo, s. B, nr 15, 1965, s. 187-244. [16] Jacks on M. L.: Soil chemical analysis advanced course. Madison W. 1956. [17] Kopp D., Hurtig H.: Die forstliche Standortserkundung als Beitrag zu einer Standörtlich-kartograp'hischen Inventur der Kulturlandschaft, dargestellt am Beispiel des norddeutschen Tieflandes. Archiv für Naturschutz, t. 5, z. 1, 1965, s. 3-25. [18] Kopp D.: Standortsgeographische gliederung des nordostdeutschen Tieflandes nach Ergebnissen der Forstlichen Standortserkundung. Wiss. Veröff. des Deutschen Instituts für Länderkunde. Neue Folge, 23/24, 1966, s. 67-86. [19] Kopp E.: Die Permeabilität durchlässiger Böden, die Gliederung des Makroporenraumes und die Beziehungen zwischen Permeabilität und Bodentypen. Zeitsch. für Kulturtechnik und Flurbereinigung. Jg. 6, H. 2, 1965, s. 65-90. [20] Królikowski L.: Badania nad stosunkiem węgla do azotu w ściółkach i próchnicach gleb leśnych. Warszawa 1935. [21] Królowa H.: W łaściwości wodne gleb wytworzonych z piasków zlodowacenia środkowo-polskiego. Pamiętnik Puławski, Prace IUNG, z. 21, 1966, s. 287-364. [22] Kowalkowski A.: Główne kierunki rozwoju gleb w warunkach środowiska morfogenetycznego Wzgórz Dałkowskich. Roczn. Glebozn., t. 16, z. 2, 1966, s. 356-411. [23] Kowalkowski A.: Zagadnienia genezy gleb wytworzonych z utworów lessopodobnych Wzgórz Dałkowskich. Roczn. WSR Poznań, 1967. [24] Kowalkowski A., Nowak G.: Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich wytworzone z piasków akumulacji peryglacjalnej. Cz. I. Warunki środowiska gleb o twór czego. Roczn. Glebozn., t. 19, z. 1, 1968. [25] L a n g g u t h H., Kopp D., Passarge H.: Standorte und Vegetation des Kartuzyer Waldes in polnischen Jungmoränengebiet. Forstwirtsch. Inst, beim Staatl. Kom. für Forstwirtsch., Potsdam 1965. [26] Manikowska В.: Gleby młodszego plejstocenu w okolicach Łodzi. Łódzkie Tow. Nauk., Wydz. 3, Acta Geogr. Lodziensis, Łódź 1966, s. 166. [27] Mucha W. Zagadnienia ewolucji gleb leśnych po melioracji. Roczn. WSR Poznań, 1963, s. 91-149. [28] Munsell Soil Color Charts. Baltimore 1964. 12*

400 A. Kowalkowski, G. Nowak [29] Ponomariewa W. W.: Tieorija podzołoobrazowatielnogo processa. Moskwa Leningrad 1964, s. 378. [30] Prusinkiewicz Z.: Zagadnienia leśno-gleboznawcze na obszarze wydm nadmorskich Bramy Świny. Badania Fizjogr. nad Polską Zachód., t. 7, Poznań 1961, s, 25-127. [31] Prusinkiewicz Z., Noryśkiewicz B.: Zagadnienia wieku bielic na wydmach brunatnych Mierzei Świny w świetle analizy palynologicznej i datowania radiowęglanem C14. Zesz. Nauk U.M.K. w Toruniu, Nauki Mat.-Przyrodn., z. 14, Geografia V, 1966, s. 75-88. [32] R i e m i e z o w N. P.: Poczwiennyje kołłoidy i pogłotitielnaja sposobnost poczw. Moskwa 1957. [33] Rode A. A.: Podzołoobrazowatielnyj process. Moskwa Leningrad 1937. [34] R o d e A. A.: O wozmożnoj roli rastitielnosti w podzołoobrazowanii. Poczwowiedien., nr 4-5, 1944. [35] Rodin L. E., Bazilewicz I. N.: Dinamika organiczeskogo wieszczestwa i biołogiczeskij krugooborot w osnownych typach rastitielnosti. Moskwa Leningrad 1965, s. 253. [36] Russell E. J.: The world of the soil. London and Glasgow 1959. [37] Rząsa S.: Badania terenowe i laboratoryjne nad produktywnością gleb leśnych wytworzonych z piasków luźnych w Nadleśnictwie Osiek. Folia Forestalia Polonica, s. A, z. 8, Warszawa 1962, s. 83-171. [38] Siuta J., Motowicka-Terelak T.: Rozpuszczalność niektórych m ineralnych składników gleby pod wpływem działania roztworów HC1, C2H40 2, CGH80 7, C12, Н22Оц. Pamiętnik Puławski, z. 22, 1966, s. 81-99. [39] Springer U.: Der heutige Stand der Humusuntersuchungsmethodik mit besonderer Berücksichtigung der Trennung, Bestimmung und Charakterisierung der Humussäuretypen und ihre Anwendung auf charakteristische Humusformen, Bodenkunde und Pflanzen. 6/51, 1938, s. 312-373. [40] Stefan о vits P.: Magyaarorszag talajaj. Budapest 1955. [41] Terlikowski F.: Roślinność jako czynnik glebotwórczy. Post. Wiedzy Roln., nr 2, 1951. [42] Terlikowski F.: Gleby Polski. Roczn. Glebozn., t. 3, 1954. [43] Tiurin I. W.: Piesczanyje poczwy sosnowych borow w okrestnostjach Kazani. Woprosy Genezisa i Płodorodija Poczw. Moskwa 1966, s. 5-51. [44] Uggla H.: Wpływ korzeni na zmiany morfologiczne profilu gleby leśnej. Folia Fo-restalia Polonica. Warszawa 1960, s. A, z. 4. [45] V e 11 e r 1 e i n E.: Zu Fragen des Wasserhaushaltes und der W asserversickerung im Boden unter besonderer Berücksichtigung der Grundwasserbildung. W asserwirtschaft-w assertechnik, t. 11, 1961, s. 358-366. [46] Włoczewski T.: Prace wykonane w Katedrze Ogólnej Hodowli Lasu SGGW z dotacji PAN w latach 1955-1962. Sylwan, nr 5, 1964, s. 49-53. [47] Zajdelman F. P., Oglezniew A. K.: Izmienienije chimiczeskich swojstw diernowo-podzolistych poczw pod vlijanijem oglejenija. Poczwowiedien., 5, 1965, s. 1-12. [48] Z o n n S. V.: Die biogeozönotische Methode und ihre Bedeutung für die Erforschung der Rolle der biologischen Faktoren in der Bodengenese unter Wald. Archiv, für Forstwesen, t. 4, z. 5/6, 1955, s. 578-587.

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 401 А. К О В А Л Ь К О В С К И, Г. Н О В А К ПОДЗОЛИСТЫЕ ПОЧВЫ ОСТРЖЕШОВСКИХ ХОЛМОВ ОБРАЗОВАННЫЕ ИЗ ПЕСКОВ ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНОЙ АККУМУЛЯЦИИ ЧАСТЬ II. СВОЙСТВА п одзоли сты х почв К а ф ед р а А гротехники и У добрения Почв, В ы сш ая С ельскохозяйственная Ш кола, П ознань Резюме Авторами охарактеризованы подзолистые почвы Остржешовских Холмов (Южная Великопольша). Статья опирается на результатах полевых исследований морфологического строения почвенных профилей (рис. 1) и лабораторного обследования образцов отобранных из отдельных генетических горизонтов. Определено гранулометрический состав (рис. 2), важнейшие физические свойства (таб. 1 и 2, рис. 3 и 4), общее содержание органического углерода в почвах (таб. 3) по методу Тюрина, валовой азот (таб. 3) по Кьельдалю (20), S57 и (таб. 3) по методу Спрингера (39), показатель стабилизованности гумуса (таб. 3) согласно методу Хока (12), величины H, Т и S <Т-Н) и состав обменных катионов (таб. 4 и 5) по Мэлиху, химический состав почвы (таб. 6 и 7, рис. 7) по сплавам с Na2C 03 и после разложения силикатов в HF, легко растворимые Fe20 3, А 12Оз и S i0 2 (таб. 7) по Джексону и Форстеру. Развитие испытаваемых подзолистых почв протекало согласно следующим очередным фазам: климатогенной в перигляциальной среде Вюрмского периода и биогенной на исходе названного периода и в голоцене. В биогенной ф азе развития главную подзолообразующую роль играют противоположные процессы кумуляционный и элювиальный. Для интенсивности процесса оподзоливания существенное значение имеют периодические анаэробиозисы в элювиальном горизонте. Интенсивность этих процессов повышается с повышением капиллярной влагоемкости и одновременным понижением водопроницаемости развивающегося иллювиального горизонта (таб. 2). Процессы кумуляции обязанные растительными сообществами хвойных лесов приводят к накоплению на поверхности почвы и в ее профиле кислых органических веществ бедных азотом и другими минеральными элементами (таб. 3). Ресурсы накопленных органических веществ в общем увеличиваются с повышением влажности почвы (таб. 6, рис. 12). В период элювиального процесса происходит перемещение легкорастворимых гумусовых соединений из грубогумусного горизонта FH в иллювиальногумусовый горизонт. Органическое вещество этих двух горизонтов менее обеспечено азотом и более растворимо, чем в горизонтах аккумуляционно- -элювиальном Ah + е и элювиальном Ае (таб. 3, рис. 5 и 6). Интенсивность элювиального процесса и глубина его влияния коррелятивно повышается с увлажнением почвы (рис. 8). На это указывают, наряду с растущей в иллювиальном горизонте аккумуляцией гумуса, уменьшение ресурсов ж елеза и относительное обогащение соединениями А1 (таб. 7) при одновременном увеличении активной и обменной кислотности (таб. 4). Элювиальный процесс протекает согласно промывному и промывно-глеевому типу почвенно-гидрологических условий. После сформирования глее-

402 A. Kowalkowski, G. Nowak вого либо болотного типа почвенно-гидрологоических условий элювиальный процесс затухает а доминирует биологическая аккумуляция органических веществ и минеральных элементов (таб. 6). Относительно небольшая мощность профилей (до 60 80 см) и невысокая степень орттейнизации иллювиальных горизонтов (рис. 8) внушают возможность обособления региональной фации атлантическо-континентальных почв скрытоподзолистых, подзолистых, подзолов и глеево-подзолистых. Это почвы с признаками типичными для бореальной зоны хвойных лесов северной тайги со слабо выраженными чертами дерново-подзолистых почв зоны лес ов средней и южной тайги. A. KOW ALKOW SKI, G. NOW AK PODZOLIC SOILS OF OSTRZESZÓW HILLS DEVELOPED OF PERIGLACIAL ACCUMULATION SANDS P A R T II. PO DZO LIC SO IL P R O P E R T IES D epartm ent of S oil C u ltivation and F ertiliza tio n, C ollege of A gricu lture, P oznań Summary The authors characterize podzolic soils of Ostrzeszów Hills (southern Great Poland), basing upon the results of the field investigations of soil profiles (Fig. 1) and the tests of samples taken from individual genetic horizons. Granulometric composition (Fig. 2), more important physical properties (Tab. 1 and 2, Fig. 3 and 4), total organic carbon content in soils (Tab. 3) using Tiurin s method, total nitrogen (Tab. 3) by Kjeldahl s method, S57 and Q4/6 (Tab. 3) by Springer s method, humus stabilization coefficient (Tab. 3) by Hock s method, H, T and S values and composition of exchangeable cations (Tab. 4 and 5) by Mehlich s method, chemical composition of soil mass (Tab. 6 and 7, Fig. 7) in alloys w ith Na2C 0 3 and after decomposition of silicates in HF, easily soluble Fe20 3, A120 3 and SiOz (Tab. 7) using the methods of Jackson and Foster have been determined. The development of the soils in question ran over the following subsequent phases: climatogenic in periglacial environment of the Würm period and biogenic in the late Würm and in the Holocene periods. At the biogenic phase the antithetic accumulation and eluvial processes played the main role in podzolization process, and then periodical anaerobioses in eluvial horizon were of significant importance. These processes intensified with increasing capillary water capacity and sim ultaneously decreasing perm eability of the developing illuvial horizon (Tab. 2). Cumulation processes caused by plant communities of coniferous forests, resulted in accumulation of acid organic substances, poor in nitrogen and other mineral compounds, on the surface and in the soil profile (Tab. 3). Generally the content of organic substances increases along w ith increasing soil humidity (Tab. 6, Fig. 8). In the eluvial process the easily soluble humus compounds are translocated from raw-hum us horizon into hum us-illuvial horizon. The organic substances in

Gleby bielicowe Wzgórz Ostrzeszowskich 403 these two horizons contain less nitrogen and are easier soluble than in the accumulation-eluvial Ah + e and in elu vial Ae horizons (Tab. 3, Fig. 5 and 6). Intensity and depth of reach of the eluvial process increase correlatively with the soil humidity (Fig. 8). It is indicated not only by increasing accumulation of humus in illuvial horizon, but also by diminishing content of total and easily soluble iron and relative increase of A1 compounds content (Tab. 7, 8) with sim ultaneously increasing active and exchangeable acidity (Tab. 4). The eluvial process occurs in percolation and gley-percolation types of soil- -hydrologic conditions. After the formation of glęy or peat type of soil-hydrologic conditions, the eluvial process vanishes and biological accumulation of organic substances and mineral compounds predominates (Tab. 6). A relatively sm all soil profile depth (to 60-80 cm) and a small degree of ironpan formation in illuvial horizons (Fig. 8) suggest the possibility of isolation of the Atlantic-Continental facies of the cryptopodzolic, podzolic, podzol and gley-podzolic soils. These soils have features typical for the boreal coniferous forests zone of northern Taiga, with slightly developed traits of turf-podzolic soils of the central and southern Taiga forestzone. Wpłynęło do redakcji w kwietniu 1967 r.