Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb wytworzonych z gliny zwałowej w nawiązaniu do ich genezy

(1)

R O C Z N IK I G L E B O Z N A W C Z E T . X , Z. 2, W a r sz a w a 1961

KRYSTYNA KONECKA-BETLEY

STU D IA NAD K O M PLEK SEM SO RPC Y JN Y M 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

K om pleks sorpcy jny , jako n a jb a rd zie j ak tyw na część gleby, w pływ a decydująco na szereg w łaściw ości gleb, a co za ty m idzie, na ich żyz ność, w a ru n k u ją c ą rozw ój roślin.

C elem niniejszej p racy jest nie ty lk o c h a ra k te ry sty k a właściwości so rp cy jn y ch gleb w ytw orzonych z gliny zwałowej, ale rów nież o k re ślenie w p ły w u procesów glebotw órczych n a ich kompleks' sorpcyjny. G dyby ograniczyć się do sam ej ch a ra k te ry sty k i w łaściw ości sorpcyjnych gleb, p raca m iałab y c h a ra k te r m onografii i stanow iłaby w pew nym sensie zestaw ienie w łaściw ości so rp cy jn y ch zbadanych gleb, m ogłaby n ato m iast nie rzucać dostatecznego św iatła na zależność, jak a zachodzi m iędzy ty m i w łaściw ościam i a przebiegiem procesów glebotw órczych i ich dy n am ik ą w rozw oju h isto ry czn y m gleb.

Postaw iono n astęp u jące tezy, k tó ry c h znaczna część została udow od niona w y n ik am i analiz:

1. Proces glebotw órczy, jak rów nież jego stopień rozw oju w pływ ają na kom pleks, so rp cy jn y gleb.

2. Pro cesy geologiczne, k tó re albo poprzedzają proces glebotw órczy, albo przeb iegają z nim rów nolegle, w p ły w ają rów nież na kom pleks so rpcy jn y gleb; procesy te są u w aru n k o w ane w odniesieniu do u tw o rów zw ałow ych w iekiem zlodow acenia oraz nasileniem zjaw isk p e ry - g lacjalnych.

3. Zachodzi konieczność w yodrębnienia spośród ogólnie znanych procesów glebotw órczych procesu p rzem yw ania, tzw. lessivage, jako

(2)

470 K. Konecka-Betley

różniącego się zarów no od procesu b ru n atn ien ia , jak i bielicow ania i w pływ ającego w sposób specyficzny na kom pleks so rp cyjn y gleb.

4. G leby b ru n a tn e p rzem y te i bielicow e c h a ra k te ry z u ją się o d ręb nym i w łaściw ościam i sorpcyjn y m i, co pozwala na w ysunięcie k ry te rió w

dla ich rozpoznaw ania.

W celu głębszego w niknięcia w istotę zagadnienia i postaw ionych tez zwrócono w p racy szczególną uw agę na gleby bielicow e i p rzem y te (lessivés), w ytw orzone z glin zwałowych, n ato m iast gleby b ru n a tn e w y tw orzone z ty ch utw orów są o b jęte ty lko n iek tó ry m i badaniam i. P raca nie uw zględnia zupełnie czarn y ch ziem w ytw orzonych z glin zw ało w ych.

B adania niniejsze o b ejm u ją zatem profile gleb w ytw orzonych z gli ny zwałowej, k tó re pod w zględem m orfologicznym i fizyko-chem icz n ym w yk azu ją często różne stopnie b ru n a tn ie n ia i bielicow ania. W pew nych jed n ak przy padk ach n iek tó re z ty ch gleb w św ietle najnow szych poglądów nie w yk azu ją cech właściwego procesu bielicow ania, n a to m iast zaznacza się w nich głównie inny proces — proces przem yw ania (lessivage). Je st to koncepcja w ysuw ana obecnie przez n iek tó ry ch gle boznawców, k tó re j celem jest w y odrębnienie z w ielkiej gru p y gleb bielicow ych gleb w cześniejszego stad iu m poprzedzającego i p rzygotow u jącego proces bielicow ania.

W poprzednich pracach nad kom pleksem so rp cy jn y m gleb, w y d a nych w spólnie z M u s i e r o w i c z e m [53— 57], są scharakteryzow an e pod w zględem właściwości sorp cy jn y ch liczne profile gleb bielicow ych i b ru n atn y ch , jak rów nież czarny ch ziem, w ytw orzonych z gliny zwa łowej. Na w yn ik i ty ch b adań pow ołuję się w niniejszej pracy. B adania dotyczą głów nie pojem ności so rp cyjn ej gleb w stosunku do kationów w ym iennych, ro d zaju i ilości kationów w ym iennych w poszczególnych ty p ach i ro dzajach gleb, jak rów nież ich w pływ u na w łaściwości gleb. Dane te w dużym stopniu w y jaśn iły w łaściw ości chem iczne typów gleb P olski w zależności od ich składu m echanicznego i m ineralnego. P rofile ch araktery zow an e w tej pracy są pro filam i w y b ra n y m i spośród w ielu innych po p rzeprow adzeniu w stępn y ch b adań terenow ych i la b o ra to ry j nych w naw iązaniu do poprzednich badań. R e p re ze n tu ją one zatem n a j częściej w y stępu jące u nas ty p y gleb w ytw orzone z g lin zwałowych.

Ja k ogólnie wiadomo, so rp cy jn y m kom pleksem glebow ym nazyw am y silnie rozdrobnioną m ineraln o-o rg an iczną stałą fra k c ję gleb. W kom pleksie so rp cy jn y m w yróżniam y: kom pleks organiczny i m in eralny , jak rów nież połączenia o rganiczno-m ineralne. W odniesieniu do kom pleksu m ineraln ego gleby d ecyd u jącą rolę odgryw a nie ty lk o skład m echanicz ny, a więc fra k c ja ilasta, ale rów nież skład m in e raln y gleb, a przede w szystkim zaw artość poszczególnych gru p m inerałów ilastych (grupy:

(3)

Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 471

m ontm orylonitow a, kaolinitow a i ilitow a), w iążących się z genezą skał oraz gleb. Ogólnie m ożem y stw ierdzić, że w iek zlodow acenia odgryw a dużą rolę we w łaściw ościach kom pleksu sorpcyjnego gleb, w ytw orzo n ych z gliny zwałowej. G liny zwałowe zlodow acenia bałtyckiego, jako młodsze, p rzy ty m sam ym składzie m echanicznym w porów naniu z gli n am i zlodow aceń starszych, zaw ierają w w ierzchnich w arstw ach w ięk sze ilości dw uw artościow ych kationów w ym iennych, głów nie Ca i Mg, co wiąże się rów nież w pew nym sto pn iu z przebiegiem procesu glebotw órczego. G leby w ytw orzone z g lin zasobniejszych w zw iązki o ch a ra k te rz e zasadow ym nie ulegają w ty c h sam ych strefach ro ślin n o -k li- m atycznych ta k szybko procesow i bielicow ania, jak gleby w ytw orzone ze skał uboższych w zw iązki zasadowe.

Na wielkość i c h a ra k te r kom pleksu sorpcyjnego w pływ a także w d u żej m ierze część organiczna gleby — próchnica, przy czym nie tylko jej ilość, ale i jakość. N ależy zwrócić uw agę, że form y związków próch- nicznych zależą w znacznym stopniu od jakości i ilości m a te ria łu w y j ściowego w postaci resztek ro ślin n y ch (rodzaje zespołów roślinnych), jak rów nież od w aru n k ó w klim aty czn y ch , w pływ ających decydująco na dynam ikę m ineralizacji i hum ifik acji [35, 15, 14].

J a k w skazują liczni au to rzy [14, 41, 70], dużą rolę rów nież w cha ra k te ry sty c e w łaściw ości so rp cy jn y ch części organicznych gleby odgryw a

rozm ieszczenie form związków p róchnicznych w poziom ach genetycz nych profilu glebowego. Różnice w rozm ieszczeniu form próchnicy w y stę p u ją n a jja sk ra w ie j w glebach leśnych różnych siedlisk, natom iast w glebach u p raw nych różnice te są częściowo z a ta rte up raw ą i naw oże niem . M imo to w glebach u p raw n y ch w poszczególnych ty p ac h glebo w ych zaznaczają się pew ne różnice w rozm ieszczeniu fo rm związków próchnicznych, co w skazuje na genetyczn y związek m iędzy ty m i po łączeniam i p róchnicznym i a form am i w yjściow ym i w postaci resztek ro ślinny ch (typy ściółek).

B adania różnych au to ró w [35] w skazują, że niek tó re profile gleb upraw ny ch, będące glebam i poleśnym i, m im o zm ienionych cech, sk u t kiem długoletniej u p raw y i naw ożenia, w y k azują charak tery sty czn e ce chy n aw iązujące do daw nych procesów glebotw órczych, odbyw ających się pod roślinnością drzew iastą w różnych w aru n k ach siedliskow ych. F orm y ściółek leśnych [14, 20, 35, 61] i ro śliny w chodzące w ich skład c h a ra k te ry z u ją nie ty lk o siedliska leśne, ale w pływ ają decydująco na przebieg procesów glebotw órczych. W zależności od ty p u ściółki w je d nych glebach odbyw a się in ten sy w n y rozk ład m a te rii organicznej — m ineralizacja (np. w glebach lessivés [14]), w innych m in eralizacja su b sta n c ji organicznej przebiega bardzo powoli (np. w glebach bielicow ych). Proces h u m ifik a c ji c h a ra k te ry z u ją c y się syn tezą p ro d u k tó w pośrednich

(4)

z rozkład u resztek ro ślin n y ch odbyw a się w różnych typ ach gleb w różny m stopniu nasilenia, d ecy du jąc o d ynam ice zw iązków próch - nicznych.

G leby bielicow e c h a ra k te ry z u ją się w porów naniu z glebam i b r u n a tn y m i i czarnoziem am i m ały m stop n iem zarów no m ineralizacji, jak i hum ifikacji [1, 6, 14, 35, 61].

N iektórzy au to rz y przy ch arak tery zo w an iu różnych form związków próchnicznych n aw iązu ją do poziom ów g en etycznych w poszczególnych ty p ach glebow ych.

K o n o n o w a [35] ch arak tery zu jąc w łaściw ości próchnicy w róż n ych glebach podkreśla jako jed n ą z w ażniejszych cech stosunek ogól nej ilości kw asów hum inow ych do kw asów fulw ow ych. S tosunek te n w glebach zbielicow anych jest m niejszy od 1, p rzy czym zachodzą pew ne w ahania w zależności od stopnia zbielicow ania i upraw y. S tosunek te n k sz ta łtu je się pow yżej 1 w ciem no-szarych glebach leśnych i czarnoziem ach.

Z badań ty ch tru d n o jed n ak w yprow adzić k o n k re tn e w nioski od nośnie zaw artości kw asów hum inow ych i fulw ow ych w poszczególnych poziom ach g enetycznych.

D u c h a u f o u r naw iązując do m eto d y k i T iu rin a przytacza dane z w łasnych analiz. W glebach leśn ych lessivés zaw artość w olnych kw asów fulw ow ych w poziom ie A \ w ah ała się od 0,5 do 1,4%, a w poziom ie В w ynosiła ok. 0,1% , zaś w glebach bielicow ych zaw artość w ol

nych kwasów fulw ow ych przek raczała w poziom ie A i 0,2% , a w po ziom ie В 1,2— 2,0% . B adania te w sk azu ją na dużą rolę, jaką w procesie bielicow ania, w odróżnieniu od procesu lessivage, odgry w ają w olne kw asy fulw ow e, decy d ujące o przem ieszczeniu kom pleksow ych zw iąz ków o rg an iczn o -m in eraln ych z w ierzchnich v do głębszych poziomów.

K o n o n o w a podkreśla rów nież, że w glebach silnie zbielicow a n ych próchnica c h a ra k te ry z u je się dużą rozpuszczalnością, co d ecydu je o przem ieszczaniu jej w głąb p ro filu glebowego. Zw iązki próchniczne, jak podaje ona, w y stę p u ją w stan ie w olnym lu b zw iązanym z R2O3.

W edług dan y ch K o n o n o w e j w glebach darniow o-bielicow ych w porów naniu z glebam i silnie zbielicow anym i zaznacza się w yraźny w pływ procesu darniow ego na skład próchnicy. W w y nik u powyższego w poszczególnych poziom ach, z w y jątk iem poziom u Ao, zm niejsza się zaw artość w olnych kw asów fulw ow ych, co d ecyd uje o w iększej trw a ło ści zw iązków próchnicznych i lepszej s tru k tu rz e gleb.

W edług M u s i e r o w i c z a [61] w glebach bielicow ych stre fy le śnej przew aża h y d ro lity c z n y rozkład zw iązków organicznych, pow odu jący w ytw arzanie się w iększej ilości fulw okw asów w porów naniu z k w a sam i hum in o w ym i i ulm inow ym i.

(5)

Duże znaczenie dla c h a ra k te ry sty k i procesów glebotw órczych posiada stosunek С : N w częściach organicznych gleby zarów no w ściółkach leśnych, tzw. ściółkach nakładow ych, ja k i w poziom ach a k u m u la c y j nych. J a k podaje M u s i e r o w i c z , m in eralizacja i h u m ifik acja opadu roślinnego przebiega pom yślnie, jeżeli stosunek С : N jest m niejszy od 30.

D u c h a u f o u r stw ierdza, że m in eralizacja związków próchnicz- nych jest powolna p rzy sto su n k u С : N p rzek raczający m 20. P rz y sto sunkow o w ąskim С : N próchnicy ty p u m u l i m oder m in eralizacja p rze biega szybko, a przy stosun k u С : N śred n im w przypadku próchnicy ty p u m oor (Rohhum us) m in eralizacja przebiega powoli i rozkład su b sta n c ji organicznej jest ty lk o częściowy.

L a a t s c h [41] stw ierdza, że im węższy jest stosunek C : N w czę ściach organicznych gleby, ty m w artościow sze są form y związków próchnicznych. W edług niego w typow ych czarnoziem ach stosunek С : N w ah a się w granicach 1 0 :1 do 1 3 :1 . W glebach b ru n a tn y c h С : N w aha się w granicach 13 : 1 do 20 : 1, n atom iast w form ach ściółek ty p u R ohhu- m us stosunek ten je st jeszcze szerszy.

W edług K o n o n o w e j w n iek tó ry ch glebach ZSRR, jak w czar noziem ach oraz glebach ciem nokasztanow ych, stosunek С : N k sz ta ł tu je się pow yżej 10, a w glebach bielicow ych północnej stre fy leśnej sto su n ek С : N m aleje od 10,5 do 9,7.

Zdaw ałoby się pozornie, że proces bielicow ania, jako ogólnie znany, nie w ym aga scharakteryzo w ania, w św ietle jed n ak najnow szych badań u stala się nowe k ry te ria dla w y odrębniania tego procesu i uw ypu k len ia jego cech w odróżnieniu od procesu lessivage.

P ojęcie ty p u gleby jest zw iązane z przebiegiem pew nego określonego procesu glebotw órczego, przez k tó ry należy rozum ieć zjaw iska zarów no biologiczne, jak i fizyko-chem iczne zachodzące w glebie w w yn iku w za jem n ej działalności czynników glebotw órczych [49, 71, 74, 78, 83, 8 6]. D ynam ika ty ch zjaw isk d ecyd u je o rozw oju gleb, k tó re u leg ają po u p ły wie pew nego czasu zasadniczym niek ied y przeobrażeniom . S tre fa roślin- no-klim aty czn a o b ejm u je w iele procesów glebotw órczych, k tó ry c h p rze bieg zależy od cało kształtu zachodzących zjaw isk pod w pływ em w szyst kich czynników glebotw órczych.

Na obszarze Polski, w zależności od różnych okresów geologicznych, a przede w szystkim od różnych stadiów zlodowaceń, w ykształciły się z poszczególnych skał m acierzy sty ch gleby o ró żnym stopniu rozw oju. D zięki procesom glebotw órczym zachodzącym w starszy ch okresach geo logicznych w ytw o rzyły się gleby, k tó re m ożem y często obserw ować w profilach geologicznych jako gleby kopalne, np. terra rossa i terra

(6)

fusca [37]. G leby te w pew nych p rzyp ad kach ulegając odsłonięciom

mogą podlegać w spółczesnym procesom glebotw órczym .

Na w ytw orzenie się gleb w ielki w pływ w yw arły zjaw iska p e ry g la - cjalne [2, 12, 16, 17, 18, 19, 22, 30, 63, 68], k tó re na obszarze Polski, w zależności od okresów zlodowaceń, przebiegały w różnym czasie. Z ja

w iska te zadecydow ały na ogół o ro zluźnieniu i spiaszczeniu w pew nym stopniu w ierzchnich w arstw glebow ych, co zadecydow ało w dalszej ko lejności o przebiegu procesu bielicow ania. Zjaw isko pow staw ania pozio m u w ym yw ania w glebach bielicow ych wiąże się często z głębokością zam arzania i rozm arzania gleby w w aru n k ach pery g lacjaln y ch [84].

Należy podkreślić, że na obszarze Polski, n iezb y t jaskraw o zróżnico w anym pod w zględem klim aty czny m , duży w pływ na kształtow anie się gleby w yw arła rów nież skała m acierzysta, a w pew nym stopniu i rzeźba te re n u [24]. U tw ory lodowcowe, a w śród nich gliny zwałowe, podlegając zjaw iskom p ery g lacjaln y m m ogły ulegać spiaszczeniu i w y m yw aniu składników zanim w łaściw y proces bielicow ania, głów nie pod w pływ em lasów iglastych, spowodował rozpad kom pleksu m ineralnego. Na p rze bieg więc zjaw iska przem yw ania i bielicow ania w y w arły ogrom ny w pływ zarów no w a ru n k i klim atyczn e w różnych stadiach postglacjału, jak i skład m in e raln y skał m acierzystych, a przede w szystkim ich zasobność w zw iązki zasadowe.

J a k w ynika z poglądów n iek tó ry ch autorów , gleby bielicow e na obszarze środkow ej E uropy m ogły w ytw orzyć się w postglacjale, zarów no w okresie borealn y m [10, 14, 22, 64, 65], jak i w okresie su b a tla n ty c - kim [81] ze w zględu na stosunkow o niższą śred n ią roczną te m p e ra tu rę , znaczne opady atm osferyczne i na zw iązaną z w a ru n k a m i k lim aty czn y m i roślinność z przew agą drzew iglastych. W okresie a tla n ty c k im p o stg la cjału n ato m iast przew ażał najpraw dopodobniej na naszych tere n ac h p ro ces b ru n atn ien ia , jak rów nież proces przem yw ania m echanicznego (pro ces lessivage), ze w zględu na znaczne ocieplenie k lim atu przy jednocze śnie znacznej ilości opadów atm osferycznych, oraz na c h a ra k te ry sty c z n ą roślinność leśną z przew agą takich drzew liściastych, jak dąb, buk, grab, lipa itp.

Na przebieg tzw. kw aśnej hydrolizy, d ecy d u jącej o procesie bielico w ania, w y w ierają w pływ zarów no w a ru n k i klim aty czn e oraz zw iązana z nim i roślinność, jak i skała m acierzysta, uboga w zw iązki zasadowe. I dlatego nie należy rozw oju różnych procesów glebotw órczych o grani czać w yłącznie do pew nych okresów p o stglacjału. Może być tu ty lk o mowa o przew adze pew nych procesów. N ależy rów nież zwrócić uw agę na okres trw an ia poszczególnych w aru nk ó w klim aty czny ch . P o stg la- cjalne ocieplenie [81], jak stw ierdzono m etodą 14C, nastąpiło około

(7)

8000 la t p.n.e. (cytuję za T y c z y ń s k ą ) . Znaczne oziębienie k lim atu nastąpiło około 850 lat p.n.e., co zdecydow ało o nasileniu w ty m czasie procesu bielicow ania na obszarze Polski.

G leby p rzem y te (lessivés), jak p odają liczni autorzy [7, 9, 10, 13, 14, 21, 25, 26, 33, 34, 36, 38, 39, 62, 67], w y stęp u ją przede w szystkim w za chodniej E uropie na obszarze a tla n ty c k im ze w zględu na znaczną ilość opadów atm osferycznych w okresie letn im , co decyduje o procesie łu g o w ania, jak rów nież m echanicznego przem ieszczania związków koloidal nych z w ierzchnich do głębszych w arstw . Przem ieszczanie to odbywa się zasadniczo bez rozkładu m in erałów ilastych, w pew nych jed n ak w y padkach, jak podaje E h w a 1 d, w tzw. glebach lessivés na zlepkach s tru k tu ra ln y c h m ożna już zauw ażyć ślady p ep ty zacji koloidów.

W rozw oju h istorycznym proces p rzem yw ania przew aża w klim acie okresu atlan tyckieg o , k tó ry był znacznie cieplejszy od współczesnego. G leby p rzem y te w y stęp u jące na tere n ie P olski pow stały n ajp raw d op o dobniej rów nież w cieplejszym okresie atlan ty ck im postglacjału, co w cale nie w yklucza m ożliwości przebiegu procesu przem yw an ia i w spół cześnie. Na przebieg tego procesu znaczny w pływ w yw iera zasobność skały m acierzy stej w zw iązki zasadowe przy jednoczesnej znacznej jej przepuszczalności, co decy d u je o szybkim rozkładzie zw iązków pró chnicznych.

C h a ra k te ry sty c zn y profil gleby p rze m y te j składa się z następ u jący ch poziom ów genetycznych: Aq — ściółka ty p u przew ażnie m oder, albo m ul-m oder; A1 — poziom a k u m u la cy jn y przew ażnie b arw y jasno szarej, słabiej s tru k tu ra ln y niż poziom A i w glebach b ru n atn y ch , p rzy ty m sa m ym składzie m echanicznym ; A% — w odróżnieniu od poziom u A2 gleb bielico w y ch poziom jasnożółty (paliowy) z zaznaczającą się już d e stru k cją stru k tu ry ; В — poziom nagrom adzenia się części ilastych, n ajczę ściej b arw y brązow ej, zam ulony i m n iej zbity niż poziom В iluw ialny gleb bielicow ych; С — skała m acierzysta. W odróżnieniu od typow ych gleb b ru n a tn y c h w typow ych glebach lessivés nie zaznacza się po ziom b ru n atn ien ia (B), czyli poziom intensyw nego w ietrzenia, w k tó ry m strą c ają się w odorotlenki żelaza i glinu przy pH powyżej p u nk tów izo- e lek try czn y ch ty ch związków.

N ależy jed n a k podkreślić, że nie wszyscy autorzy, któ rzy zajm u ją się zagadnieniem gleb b ru n a tn y c h i gleb lessivés, jasno p recy zu ją różnice pod w zględem cech m orfologicznych, szczególnie m iędzy g lebam i b r u n a tn y m i lessivés a glebam i lessivés.

B rak poziom u b ru n a tn ie n ia w glebach lessivés w porów naniu z gleba mi b ru n a tn y m i jest w ynikiem m .in. m niejszej zaw artości części ilastych w skale m acierzy stej, jak rów nież nieco niższym pH, m im o że gleby te pow stają w jednakow ych w aru n k ach klim aty czny ch . P rzez m echaniczne

(8)

przem ieszczanie części ilastych w głąb p ro filu należy rozum ieć m .in. ich w ym yw anie przez w ody deszczowe, p rzen ik ające głów nie przez k a n a lik i po rozłożonych korzeniach.

Ja k podaje R e u t e r [67], poziom e zróżnicow anie m a te ria łu w p ro filu glebow ym m ożna w w ielu przyp ad k ach tłum aczyć działaniem m ro zu w okresach m iędzylodow cow ych (soliflukcja), n ato m iast pionowe zróżnicowanie. — działaniem procesu przem yw ania.

E h w a 1 d podkreśla, że o ile w glebach b ru n a tn y c h na podstaw ie obserw acji szlifów w poziom ach g enetycznych nie m ożem y stw ierdzić śladów p e p ty zacji koloidów, o ty le w glebach lessivés może zaznaczać się już m in im aln a pep ty zacja koloidów na ściankach przew odów i pęk nięć gleby.

W naw iązaniu do poglądów E h w a l d a i R e u t e r a na pow sta w anie gleb lessivés, a w oparciu o bad ania geom orfologiczne [10, 18, 30] prow adzone na te re n ie Polski m ożna stw ierdzić, że w śród zjaw isk p e ry - glacjaln ych zjaw isko so lifluk cji odgryw ać może znaczną rolę zarów no w procesie lessivage, jak i w procesie bielicow ania. Zjaw isko to, polega jące na lo kalny m przem ieszczaniu m ate ria łu skalnego lu b glebow ego sk u tk iem rozm arzania i zam arzania w p ery glacjale, w efekcie końco w ym rozluźnia m ate ria ł przygotow ując go do procesu lessivage, a w d a l szej kolejności — bielicow ania.

Je d n y m z w ażniejszych k ry te rió w chem icznych, jak podaje E h w a 1 d, pozw alającym na odróżnienie gleb bielicow ych od lessivés, jest stosunek

SiC>2 : R2O3 zarów no w całym m ateriale, jak i we fra k c ji ilastej w po

ziom ach A i/B i P orów nanie w artości ty ch stosunków w skazuje na b rak rozpadu kom pleksu m ineralnego w glebach lessivés w odróżnie niu od gleb bielicow ych [10].

W ty ch p rzypadkach, gdzie zaznacza się bardzo słaby rozpad kom pleksu m ineralnego, w y rażający się przede w szystkim przem ieszczeniem z poziom u A1 do В p ó łto ratlen k ó w glinu, m am y już do czynienia z po czątkiem procesu bielicow ania.

G leby lessivés w porów naniu z bielicow ym i m ogą w yróżniać się po nadto w yższym stopniem w ysycenia k atio n a m i zasadow ym i, w yższym pH gleby, jak rów nież m echanicznym przem ieszczaniem R2O3 z w ierzch nich do głębszych w arstw .

W glebach lessivés liczba otrzym an a z podzielenia SiOg : R2O3 w po ziomie A i przez SiÜ2 : R2O3 w poziom ie B t jest większa od 1, jeżeli brać pod uw agę części ziem iste gleby. Jeżeli n ato m iast brać pod uw agę w y łącznie części koloidalne, to liczba w y rażająca stosunek SiÛ2 : R2O3 w po ziomie A1/ B1 w ynosi 1, t a k jak w glebach b ru n atn y c h , albo 1— 1,5, co w skazuje w ty m o statn im p rzy p ad k u na silniejszy stopień przem yw ania, zw iązany w pew nym stopniu z przem ieszczaniem związków żelaza, ale

(9)

bez ro zkład u m in erałó w ilastych, a co za ty m idzie, bez przem ieszczania związków glinu. Pow yższe k ry te ria nie zostały jeszcze ustalo ne przez gleboznaw ców zachodnioeuropejskich w ostatecznej form ie. S tosunek

SiC>2 : R2O3 w poziom ie A±/B ja k stw ierd zają n iektórzy au torzy [10, 13,

34], m oże w ahać się w pew nych stosunkow o niew ielkich granicach w za leżności od nasilenia poszczególnych procesów. W szystko to w skazuje, że w typow y ch glebach lessivés nie m a w yraźnego rozkładu m inerałów ilastych, a przede w szystkim zachodzi m echaniczne przem ieszczanie ty ch m ateriałów .

P o glądy gleboznaw ców am ery k ań sk ich na procesy przem yw ania i bielicow ania znaleźć m ożna w p racy T a v e r n i e r i S m i t h a [75]. W yróżniane w USA gleby sz aro b ru n atn e zbielicow ane (grey b ro w n pod- solic soils) są odpow iednikiem — co w y raźnie po d k reślają au torzy — gleb b ru n a tn y c h lessivés, jak rów nież w pew nych p rzy p adk ach gleb les sivés. G leby te, jak w yn ika z ich c h a ra k te ry sty k i, są bliższe pod w zglę dem typologicznym glebom b ru n a tn y m niż glebom bielicow ym .

G leby bielicow e są glebam i pow stający m i przy udziale roślinności lasów głównie iglastych w klim acie w ilgotnym chłodnym , lu b w ilgotnym um iarkow anie chłodnym , tj. w tak ich w aru n kach, w k tó ry c h duża ilość opadów pow oduje silne p rzem yw anie i in tensy w ny proces w ietrzenia, przy jednoczesnym rozkładzie w tó rn y ch m inerałów ilasty ch [3, 41]. W skutek tego pow staje typow y pro fil bielicow y z ch a ra k te ry sty c z n y m i poziom am i genetycznym i: A 0l A lf A2, B, C. W przeciw ieństw ie do gleb bielicow ych gleby b ru n a tn e nie m ają poziom u Л2, a rów nież poziom (B) nie jest, jak w glebach bielicow ych, poziom em iluw ialnym , lecz jest po ziom em b ru n atn ien ia .

W ielu autorów , m .in. T o m a s z e w s k i [78, 79] i L a a t s c h [41], odnosi te rm in gleby bielicow e przede w szystkim do gleb zn ajd ujący ch się pod lasam i iglastym i, gdzie proces bielicow ania, czyli w y m y w ania składników pokarm ow ych w w yniku rozkładu kompleksu* m ineralnego, zachodzi aktualnie. W tedy profil tak i w ygląda następująco: Aq — w a r stw a ściółki słabo rozłożonej ty p u R ohhum us lub ściółki silniej rozłożo nej ty p u m oder. W arstw a ściółki odcina się ostro od poziom u Ai, k tó ry przechodzi w poziom eluw ialn y A2 jasnoszary a n aw et biaław y. P o ziom B } w dobrze w ykształconych glebach bielicow ych przew ażnie od cina się ostro od poziom u A2 i jest zabarw iony zw ykle w górnej swej części przez związki próchnicze, a w dolnej części przez zw iązki żelaza i glinu na bru n atn aw o . Poziom te n jest zazw yczaj zbity i często b a r dziej zwięzły od poziom u С ze w zględu na nagrom adzenie się w nim zw iązków koloidalnych. P rzejście poziom u В w skałę m acierzy stą nie je st ostre.

W glebach u p raw n y c h zbielicow anych, jak w skazuje większość ba-10 — R o c z n i k i G l e b o z n a w c z e t . X , z. 2.

(10)

daczy, m orfologiczne cechy zbielicow ania u leg ają w m niejszym lu b w ięk szym stopniu pew nem u zanikow i pod w pływ em u p raw y i naw ożenia, co jed nak ze w zględu na cechy fizyko-chem iczne ty c h gleb nie upow ażnia do zaliczenia ich do innego ty p u genetycznego. D la podkreślenia jed n ak ty ch zm ian spow odow anych przez działalność gospodarczą człowieka określa się te gleby jako gleby bielicow e u p raw n e [4, 50].

W przy p ad k u zaznaczenia się silnego w pływ u upraw y, naw ożenia i zm ianow ania ro ślin na cechy m orfologiczne i właściwości gleb bielico w ych m ogą się one przekształcić w o drębną k ategorię gleb antro po ge nicznych, nie m ieszczących się w ram ach obecnych sy stem aty k gene tycznych gleb [9, 23, 82].

S ta ra szkoła gleboznaw cza genetyczna, k tó rą reprezen to w ali D o k u - c z a j e w i S y b i r c e w , po d kreślała przy tw o rzen iu się gleb bielico w ych decydujący w pływ klim atu, a co za ty m idzie, ich strefow ość.

G łówną m yślą W i 1 i a m s a [83] jest stw ierdzenie, że proces b ieli- cowy to zjaw isko uzależnione w pierw szym rzędzie od biosfery (głównie zespołów roślinnych), k tó ra prow adzi do ew olucji gleb zw iązanej nie ty l ko z w pływ em klim atu , ale rów nież z czyn n ikiem czasu oraz z działa niem pozostałych czynników glebotw órczych.

M i k l a s z e w s k i [45, 46] w p racach swoich zaznacza, że na ogół gleby nasze poddają się i u leg ają bielicow aniu; różnią się one jed n ak stopniem intensyw ności tego procesu w zależności od w ypadkow ej dzia łania czynników glebotw órczych. W edług tego a u to ra proces bielicow a- nia zaznacza się n ajsiln iej w p rzy p ad k u gleb w ytw orzonych z chudych, piaszczystych g lin lodow cow ych oraz z utw o rów pyłow ych fluw iogla- cjalnych.

M i e c z y ń s k i [44] w sw ych pracach p odkreśla zależność m iędzy intensyw nością procesu bielicow ania a składem m echanicznym , reliefem i skałą m acierzystą, m niej lub w ięcej zasobną w w ęglan w apnia. M niej szą rolę w procesie bielicow ania p rzypisyw ał on na ziem iach P olski roślinności, po d k reślan ej przez badaczy rosyjskich.

T e r l i k o w s k i [76] w ostatnich lata ch sw ojej pracy naukow ej rozw ijał konsek w en tnie teo rię W iliam sa, podkreślając w pływ św iata roślinnego na kształto w anie się gleb, m .in. na proces bielicow ania.

N ależy rów nież uw zględnić nowsze poglądy na istotę procesu b ie licow ania.

W edług L a a t s c h a [41] głów ną cechą procesu bielicow ania jest rozkład kom pleksu m ineralnego pod w pływ em kw asów hum usow ych w y tw arzający ch się w ściółce leśnej. W odróżnieniu od zwykłego w ietrze nia, k tó re d aje w efekcie końcow ym n agrom adzenie m inerałów ilastych, rozkład kom pleksu m ineraln ego d a je zubożenie w ierzchnich w arstw w m in e rały ilaste, a co za ty m idzie, spiaszczanie ty ch w arstw .

(11)

Bielicow anie prow adzi rów nież, w edług tego auto ra, do zubożenia w ierzchnich w a rstw ty ch gleb m .in. w w odo ro tlen ki żelaza i glinu. W odo ro tle n k i żelaza w raz z w odorotlenkam i g lin u oraz su b stancje próchnicze strą c ają się w poziom ie В dzięki p rzekroczeniu swego p u n k tu izoelek- trycznego, k tó ry w aha się w bardzo szerokich granicach od pH 4,7 do 7,4. W kolejności n a jp ie rw przy najniższym pH strą c ają się koloidy p ró ch n i cy, potem żelaza, a na końcu glinu. M orfologicznie uw idacznia się strą c a nie próchnicy w postaci c iem n o b ru n atn ej w arstw y pod poziom em A0. T en o sta tn i poziom odznacza się jasn ą barw ą i zaw artością przede w szyst kim kw arcu. M iąższość poziom u eluw ialnego jest m iarą stopnia zbielico- w ania gleb o zbliżonym składzie m echanicznym . Obliczono np. dla szw edzkich gleb bielicow ych p rzy ro st poziom u bielicow ego (eluwialnego) n a 1— 2 m m w ciągu 100 lat.

P oglądy S c h e f f e r a i S с h а с h t s с h a b e 1 a [70] na zagadnie nie bielicow ania po k ry w ają się w znacznym stopniu z poglądam i L a a t- s с h a. A u to rzy ci p o d k reślają ponadto, że proces bielicow ania zaznacza się bardzo m ocno w glebach w ytw orzonych z różnych osadów dolinow ych i w ydm ow ych piasków , jak rów nież z ubogich w k rze m ia n y w ietrzelin piaskow ców i gru b o ziarn isty ch granitów . Na pow yższych skałach m acie rzystych, ubogich w składniki pokarm ow e roślin, u trz y m u je się roślinność przystosow ana do tak ich w arunków , m .in. roślinność iglasta i w rzoso- w ata, decyd ująca bądź sp rzy jająca procesow i bielicow ania [29].

E h w a l d i R e u t e r [20, 67] w naw iązaniu do badań К u b i e n у [37] nazy w ają bielicow ym i tak ie gleby, w k tó ry ch n a stę p u je rozkład m in erałó w ilastych oraz w w yniku tego rozk ładu odbyw a się przem iesz czanie m a te ria łu ilastego z poziom u A do B. Je d n y m z k ry te rió w pozw a lających w yróżnić typow e gleby bielicow e jest stosunek Si0 2 : R2O3 ozna czony we fra k c ji m niejszej od 0,002 m m , k tó ry w odróżnieniu od gleb b ru n a tn y c h w yraża się znacznie wyższą cy frą w poziom ie A niż w po ziom ie B.

W edług M u s i e r o w i c z a proces bielicow ania zaliczany jest do procesów biochem icznych. Nie p rzy p isu je on w ty m procesie w yłącznej roli klim atow i, lecz bierze pod uw agę w pierw szym rzędzie czyn niki bio logiczne, nie p om ijając jed n a k działania na kształtow anie się gleby po zostałych czynników glebotw órczych, k tó re w pew nych przy pad kach m o gą odgryw ać w ażną rolę [50, 51].

P o d k reśla on rów nież zubożenie w ierzchnich w a rstw gleb bielicow ych w sk ład n ik i pokarm ow e [5, 50, 54] w porów naniu z glebam i b ru n atn y m i, w ytw orzonym i z ty ch sam ych u tw orów m acierzystych i w ty ch sam ych w a ru n k a ch k lim atyczn y ch , co zaznacza się m orfologicznie w postaci c h arak tery sty czn y ch poziom ów genetycznych, a chem icznie rozpadem k om pleksu m ineralnego.

(12)

W edług T o m a s z e w s k i e g o [78, 79] i J a r k o w a [31] o k re sowy proces glejow y o niezb y t d użym nasileniu m oże w pływ ać d ecy d u jąco na przem ieszczanie głów nie zw iązków żelaza z w ierzchnich do g łęb szych w a rstw w w a ru n k a ch beztlenow ych. Zw iązki żelaza ulegając w ty m p rzy p ad k u re d u k c ji jako łatw o rozpuszczalne m ogą być w ym yw ane, jak tw ierd z i T o m a s z e w s k i , w daleko w iększym stopniu niż jako k re - n ian y lub jako sole w odorotlenków glinu i żelaza w klasycznych p rz y kładach procesu bielicow ania, odbyw ającego się, jak wiadom o, w w a ru n kach silnie k w aśnych. N ależy stw ierdzić, że w podtyp ie gleb bielicow ych glejow ych m orfologiczne cechy zbielicow ania zaznaczają się bardzo w y raźnie, co w skazuje na nakład an ie się ty ch dw óch procesów.

M ożna jed n a k stw ierdzić, że istn ieją k u te m u dostateczne podstaw y, aby w yróżnić oddzielnie obydw a procesy biorąc pod uwagę, że proces glejow y dający podobne przem ieszczenia zw iązków żelaza co w łaściw y proces bielicow ania m oże odbyw ać się w w a ru n k a ch odczynu obojętnego lu b zasadowego, n ato m iast proces bielicow ania jed y n ie w w aru n k ach odczynu kw aśnego.

BADANIA WŁASNE

W łaściw ości chem iczne gleb, k tó re stanow ią głów ny tem a t pracy, za leżą w znacznym stopniu od w aru nk ó w geologicznych i od m orfologii te re n u .

Z badane gleby w y stęp u ją w n astęp u jący ch regionach n a tu ra ln y c h : na w ysoczyźnie południow o-m azow ieckiej (raw skiej), wznoszącej się do 210 m n.p.m . i w K otlinie W arszaw skiej, w chodzącej w skład N iziny M azow iecko-Podlaskiej oraz na W yżynie Ł ódzkiej, dochodzącej do 316 m n.p.m ., zaliczonej wg L e n c e w i c z a [42] do obszaru W yżyny K ielec- ko-S andom ierskie j .

Na specjalne podkreślenie zasługują procesy denudacyjne, zwłaszcza w fazie p e ry g la cja ln e j zlodow acenia bałtyckiego, k tó re m iały m iejsce na obszarze całego stad iu m W arty.

W św ietle najnow szych b adań należy stadium W arty uznać za sta dium zlodow acenia środkow o-polskiego, co specjalnie podkreśla G a l o n [22], biorąc pod uw agę zasadnicze różnice m iędzy rzeźbą stadiu m b ra n denburskiego (zlodowacenie bałtyckie) a rzeźbą stadiu m W arty.

Na ogół zjaw iska p e ry g la cja ln e pow odujące den u d ację przy czy n iają się do obnażania głębszych w a rstw skały m acierzystej, b ard ziej zw ykle zasobnej w zw iązki zasadowe, co w o statecznym efekcie może zadecydo wać o m niejszy m stop n iu zbielicow ania gleb w ytw orzonych z ty ch skał. S kałam i m acierzy sty m i zbadanych gleb' są ty lk o gliny zwałowe lekkie lu b średnie, k tó re są w yługow ane z w ęglanów na znaczną na ogół głę

(13)

bokość, p rzek raczającą często 150 cm. Je d y n ie w p rzy p ad k u gleb b r u n a tn y c h w ęglan w apnia w y stęp u je na głębokości 50— 100 cm.

P rz y ch arak tery zo w an iu pow yższych gleb w ytw orzonych z gliny zw a łow ej w zięto pod uw agę zarów no b ad ania terenow e, ja k i w yn iki bad ań lab o ra to ry jn y c h . Ogólnie biorąc, spiaszczenie w ierzchnich w arstw m oże być w yw ołane zarów no procesem geologicznym , co na zbadanym obsza rze odegrało szczególną rolę w zw iązku ze zjaw iskam i peryglacjalnym i,

jak rów nież sam ym procesem bielicow ania i przem yw ania, pow odują cym przem ieszczanie zw iązków k oloidalnych w głąb pro filu glebowego. W p rzy p ad k u działania w yłącznie procesu geologicznego spiaszczone w ierzchn ie w arstw y oddzielone są ostro od gliny podłoża najczęściej w arstw ą m n iej lub w ięcej rozw iniętego b ru k u . W p rzy p ad k u spiaszczenia w w y n ik u sam ego procesu bielicow ania i przem yw ania spiaszczone w ierzchnie w arstw y przechodzą stopniow o w glinę podłoża, k tó ra zazw y czaj zalega na m niejszej głębokości. Jeżeli głów ną rolę w przem ieszcza niu części ilastych odgryw a proces przem yw ania (proces lessivage), w tedy pod poziom em A3 z n a jd u je się poziom В/ zam ulony, przy czym obydw ie te w arstw y różnią się w sposób m niej jask raw y pod w zględem zabarw ienia niż w glebach bielicow ych poziom A2 i B.

W w ielu p rzypad k ach proces geologiczny i obydw a procesy glebotw órcze m ogą się na siebie nakładać, co u tru d n ia w znacznym stopniu właściw e rozpoznanie gleb. N iem niej jedn ak w p rzy p ad k u typow ych gleb niecałkow itych, w k tó ry c h tra n s p o rt w ierzchnich w a rstw na obce genetycznie podłoże odbyw a się z dalszych m iejsc, różnice w składzie m echanicznym ty ch dw óch w arstw zaznaczają się jask raw iej, niż k iedy tra n s p o rt odbyw a się na bardzo m ałą odległość. W św ietle tych rozw a żań, jak rów nież opierając się na badan iach geom orfologicznych D y 1 i- k a [1 8 ] , w środkow ej Polsce m ożna stw ierdzić, że naw et gleby w y tw o rzone na m iejscu swego pow stania z g lin y zwałowej m ogą być w w ierz chnich w arstw ach spiaszczone dzięki procesow i zam arzania i ro zm arza nia, jak ie m iało m iejsce w p ery g lacjale w w aru n k ach k lim a tu tu n d ro wego [68].

Zjaw iska p ery g lacjaln e, w pływ ając na rozluźnienie m a te ria łu sk a l nego, d ecy d u ją już o przem ieszczeniu na m ałą stosunkow o głębokość części koloidalnych, co w pierw szej kolejności decy d u je o procesie les sivage.

Cechy m orfologiczne gleb są odzw ierciedleniem procesów glebotw ór- czych zachodzących w p ro filu glebow ym , a w pew nym stopniu są rów nież w y razem ich cech chem icznych.

W celu jaśn iejszej in te rp re ta c ji w yników badań przedstaw ia się cha ra k te ry s ty k ę m orfologiczną zbadanych profilów :

(14)

482 K. Konecka-Betley P u łtu sk 8 A2 В 0— 3 cm 3— 10 cm 10— 35 cm 35— 80 cm od 80 cm

gleba leśna bielicow a; las sosnowy około 100-le tn i z dom ieszką liściastych (dąb, osika, brzoza); podszy cie — k ru szy n a, leszczyna, jarzębina, dąb, osika, m alina, jeżyna; ru n o — tra w y , m chy, paproć, po ziomka, borów ka:

(tzw. w arstw a próchnicy nakładow ej) ściółka ty p u m oder, b ra k pod w arstw y butw ienia (F), podw arstw a h u m ifik a c ji (H) słabo rozw inięta, przechodzi stop niowo w poziom ak u m u lacy jn y ,

poziom próchniczny b arw y szarej, b e z stru k tu ra ln y , ziarna k w arcu bez b ru n a tn y c h otoczek w o d o ro tlen ków żelaza; powyższe cechy m orfologiczne w skazu ją na szeroki stosu n ek SiC>2 do R2O3.

poziom eluw ialny w ybielony, b e z stru k tu ra ln y , z ia r na k w arcu bez otoczek w odorotlenków żelaza, co w skazuje na szeroki sto su nek SiC>2 do RnC>3.

poziom ilu w ialn y b a rw y b ru n atn o rd zaw ej, w zboga cony w w olne w odorotlenki żelaza, k tó re tw orzą otoczki na ziarn ach kw arcu ; stosunek SiC>2 do R2O3 w ąski.

skała m acierzysta, glina zwałowa barw y b ru n a tn e j, nie zm ieniona procesam i glebotw órczym i.

Kociszew 3

A \ 0— 20 cm

A2 20—40 cm

В 40—80 cm

С od 80 cm

i analogiczna gleba n r 1 — gleba bielicow a orna: poziom ak u m u la cy jn y b arw y szarej, b e z s tru k tu ra l ny, b rak otoczek zw iązków żelaza na ziarn ach kw arcu.

poziom eluw ialny w y raźnie zaznaczony, w ybielony, b e z stru k tu ra ln y , przejście z A2 do В dość ostre, poziom ilu w ialn y b a rw y bru n atn o rd zaw ej, zbity, wzbogacony w p ó łto ra tlen k i żelaza i glinu,

skała m acierzysta b arw y b ru n a tn e j, w yk azująca s tru k tu rę pry zm aty czn ą. Cechy m orfologiczne, jak np. barw a i s tru k tu ra w skazują na w ąski stosunek

Si0 2:R2C>3 w p o rów n an iu z poziom am i A i i A2;

odw apnienie na w iększą głębokość.

B ratków 4

A \ 0— 25 cm

gleba orna przem y ta (lessivés):

poziom ak u m u la cy jn y szary, n iekiedy z odcieniem żółtym , na ziarnach k w arcu m ożna zaobserw ow ać cienkie otoczki w odorotlenków żelaza;

(15)

A3 25— 45 cm poziom p rzem yw ania barw y jasno żółtej „paliow y”, w odróżnieniu od poziom u A2 gleb bielicow ych z ia r na kw arcu p o k ry te są jeszcze otoczkam i p ó łto ra tlen - ków żelaza; poziom zubożały częściowo w m in erały ilaste, k tó re są przem ieszczane głów nie m echanicz nie do poziom u В г bez ich rozkładu, na co w skazuje nie ty lko analiza chem iczna, ale i cechy m orfolo giczne (barw a i tek stu ra).

Bi 45— 80 cm poziom b arw y b ru n a tn e j, często w ykazujący s tru k tu rę w ielościenną, w zbogacony w porów naniu z po ziom em A i w zw iązki żelaza, jak rów nież w m in e ra ły ilaste przem ieszczane m echanicznie, na co w skazuje pod w zględem m orfologicznym w pew nym stopniu zam ulenie tego poziom u, a pod w zględem chem icznym podobny jak w poziom ie A stosunek

SiC>2 do R2O3 we fra k c ji ilastej.

С od 80 cm skała m acierzy sta nie zm ieniona procesem glebo-tw órczym — glina zwałowa barw y b ru n a tn e j, o s tru k tu rz e p ry zm aty czn ej, nie zaw ierająca do 150 cm w ęglanu w apnia.

Chodów 9 las gleba b ru n a tn a leśna (słabo p rzem y ta — lessivés), las liściasty — dębowy; resztk i sta re j dębiny, około 150 lat, w dom ieszce g rab i osika; podszyt — ja rz ę bina, leszczyna, dąb, m alina i jeżyna; ru n o — t r a wy, zawilec, przylaszczka, konw alia, poziom ka: Ao 0—4 cm ściółka ty p u m ul, opad z liści (L), b rak poziom u

butw ien ia (F) i p odw arstw y hum usow ej (H), k tó ra została w ym ieszana z częścią m in e raln ą gleby.

Ai + A3 4— 30 cm poziom a k u m u lacy jn y b arw y szaro b ru n atn ej, s tru k tu ra ln y , z w y raźn y m i otoczkam i, znacznej grubości w odorotlenków żelaza. D olna część tego poziom u słabo przejaśnion a i m ałej m iąższości — około 5 cm stanow i zaczątek poziom u A3 (lessivés).

Bi 30— 55 cm poziom zam ulenia.

(B) 55— 90 cm poziom b ru n a tn ie n ia , s tru k tu ra ln y , b arw y b ru n a t nej, zaw ierający w odorotlenki żelaza, k tó re tw orzą w yraźne otoczki na ziarn ach kw arcu.

С od 90 cm skała m acierzysta, glina zwałowa, zaw ierająca w ę glany.

(16)

Chodów 1 0 pole gleba b ru n a tn a orna, bardzo słabo przem y ta (lessi vés):

A1 + A3 0— 30 cm poziom a k u m u la cy jn y „m u ło w y ”, s tru k tu ra ln y , b a r w y szaro b ru n atn ej, z otoczkam i żelaza na ziarnach kw arcu, w dolnej części słabo przejaśnio ny (odcień żółty), przejaśn io na część m iąższości 10 cm.

Bi 30— 60 cm poziom zam ulenia.

(B) 60— 80 cm poziom b ru n atn ien ia , s tru k tu ra ln y , barw y b ru n a tn e j, zaw ierający w odorotlenki żelaza, k tó re tw orzą w y raźn e otoczki na ziarnach kw arcu.

С od 80 cm skała m acierzysta, glina zwałowa, zaw ierająca w ę glany.

O bserw acja cech m orfologicznych obydw u gleb 9 i 10 w skazuje na obecność poziom u В / (poziomu zam ulenia), różniącego się pod w zględem s tru k tu ry od poziom u (B), k tó ry rów nież w y stęp u je i co upow ażnia do zaliczenia ty ch gleb do gleb b ru n a tn y c h słabo p rzem ytych.

Pozostałe p rofile gleb 2, 5, 6, 7, re p re z e n tu ją stadia pośrednie, w y kazu jące różne stopnie nasilenia procesów przem y w ania i bielicow ania, co w yraża się rów nież w cechach m orfologicznych ty ch gleb.

Pow yższe spostrzeżenia m orfologiczne, w y n ik ające z opisów profilów , p otw ierdzają rów nież w pew nym stopniu w y niki analiz m echanicznych i chem icznych. Spośród zbadanych profilów (tabl. 1) profile 2, 4, 5 sta now ią gleby w ytw orzone z gliny zw ałow ej lekkiej (glina lekka w g PTG zaw iera 20— 35% części spław ialnych — poniżej 0,02 mm), n atom iast p ro file 6 i 7 stanow ią gleby w ytw orzone z gliny zw ałow ej średniej (glina średn ia wg PTG zaw iera 35— 50% części spław ialnych — poniżej 0,02 mm). Jak o k ry te riu m pozw alające w ydzielić gleby lekkie od gleb średnio-cięż- kich w zięto pod uw agę zaw artość części sp ław ialn ych w w ierzchnich w a r stw ach: w glebach lekkich — poniżej 20% , w glebach średnio-ciężkich 20— 35% w edług PTG. P rofile 1 i 3 stanow ią gleby silnie spiaszczone w w y niku procesu bielicow ania, w ytw orzone z gliny zw ałow ej. Nie w yklucza to n a tu ra ln ie pew nego w pływ u spiaszczenia w w y niku procesu geologicz nego, na k tó ry nałożył się proces glebotw órczy. P rz y ro zp atry w an iu sk ła du m echanicznego zbadanych gleb należy zwrócić uw agę, że w w y nik u procesu bielicow ania, jak rów nież m echanicznego przem yw ania, spłasz czenie w ierzchnich w arstw gleb bielicow ych i przem y ty ch w ytw orzo n ych z g lin zw ałow ych lekkich jest zjaw iskiem dość częstym .

P rz y ro zp atry w an iu składu m echanicznego poszczególnych poziomów g enetycznych (tabl. 1), należy wziąć pod uw agę procentow ą zaw artość

(17)

Studia nad kompleksem sorpcyjnym gleb 485 w szystkich frak cji, a w pierw szym rzędzie zaw artość części koloidalnych (<C 0,002 mm). W zrastająca zaw artość części spław ialnych, a w śród nich koloidalnych, decy d u je o w iększej pojem ności so rp cy jn ej i w iększej za w artości poszczególnych kationów w głębszych w arstw ach zbadanych gleb. Poziom y iluw ialn e gleb bielicow ych i p rzem ytych, w ytw orzonych z g lin zwałowych, zaw ierają z reg u ły w iększą ilość części koloidalnych, co w pew nym stop n iu jest zw iązane nie ty lk o ze stopniow ym przecho dzeniem w ierzchnich w a rstw w glinę podłoża, ale rów nież z przem iesz czaniem związków żelaza i glinu zarów no w w yniku rozkładu ko m plek su m ineralnego, ja k i przem ieszczania m echanicznego części ilastych. Poziom y te w stosun k u do sk ały m acierzy stej zaw ierają często nieco w ięcej części koloidalnych, co pow oduje ich w iększą zwięzłość. J a k w y nika ze skład u m echanicznego profili 2, 3, 4, 6 poziom y eluw ialne ty ch gleb zaw ierają w ięcej części spław ialn ych (wśród nich koloidalnych) od poziom ów próchnicznych. J e st to c h a ra k te ry sty c z n e dla gleb bielicow ych

0 słabym stopniu zbielicow ania, jak rów nież dla gleb przem yty ch, w y tw orzonych z gliny zwałowej.

S kład m in e raln y zbadanych gleb, określony o rie n tac y jn ą m etodą te r m iczną T o k a r s k i e g o [77], zaw iera dw ie g ru p y m inerałów ilastych: g rupę m ontm orylonitow ą, w skład k tó re j wchodzą m o n tm o ry lon it, bei- d elit i n o n tro n it oraz g ru p ę kaolinitow ą, w skład k tó re j wchodzą k ao lin it 1 haloizyt. T o k a r s k i nie precyzuje, do k tó re j z ty ch dw óch g ru p m i nerałów ilastych oznaczonych jego m etodą w chodzą m in e rały określone przez in nych au to rów jako g rup a ilitow a. Ogólna zaw artość m inerałów ilastych w iąże się ściśle z zaw artością części koloidalnych (tabl. 1, 2 i 2a) i w zrasta w głąb profilu, dając n iekiedy pew ne odchylenia. W w y o dręb nionych g ru pach m in erałó w ilastych oznaczonych tą m etodą przew aża na ogół g ru pa kaolinitow a jako bardziej stab iln a w porów naniu z g rup ą m ontm orylonitow ą. J a k w skazuje S c h e f f e r i S c h a c h t s c h a b e l [70] g ru p a m ontm orylonitow ą przew aża w glebach słabo alkalicznych, a gru p a k aolinitow a w glebach u m iarko w anych kw aśnych. W edług G o r b u n o w a [27] n atom iast odczyn gleby (pH) jest ty lko jed n y m z czynników form ow ania się m inerałów ; należy brać pod uw agę rów nież tak ie czynniki, jak k lim at, wiek, roślinność i skałę m acierzystą. M inerały g ru p y m ontm orylonitow ej i kaolinitow ej m ogą znajdow ać się w edług niego zarów no w glebach kw aśnych, obojętn ych i zasadow ych.

W w y n iku w łasnych badań m ożna stw ierdzić, że ogólna zaw artość m i nerałów g ru p y m ontm orylonitow ej w zrasta w głębszych w arstw ach przy w yższym pH w porów naniu z w ierzchnim i, podczas gdy tej zależności w m in e rała ch g ru p y kaolinitow ej nie stw ierdzono (tabl. 2 i 2a).

Pojem ność sorp cyjn a we w szystkich zbadanych glebach w poziom ach głębszych zarów no w poziom ach iluw ialnych, jak i w skale m acierzy stej

(18)

m K. Konecka-Betley

jest znacznie w yższa od pojem ności sorpcyjnej w a rstw w ierzchnich, co jest w ynikiem nie ty lk o spiaszczenia w ierzchnich w arstw oraz wyższego

pH w w arstw ach głębszych, ale rów nież i w iększego procentow ego u d zia

łu g ru p y m o ntom orylonitow ej w porów naniu z w arstw am i w ierzchn im i (tabl. 2 i 4).

W pływ w iększej zaw artości m inerałó w g ru p y m ontm orylonitow ej w głębszych w arstw ach zbadanych gleb w porów naniu z w arstw am i w ierzchnim i na w zrost pojem ności so rp cyjn ej ty c h gleb w yd aje się oczy w isty. J a k podaje S c h e f f e r , w czystej form ie k ao lin it w yk azu je po jem ność so rp cy jn ą 3— 15 m g-rów n. na 100 g m in erału , a m o n tm o ry lo n it 60— 150 m g-rów n. na 100 g tego m in erału ; ilit zaś 20— 40 m g-rów n. na 100 g m in erału .

Pow yższe w y n ik i m ogą m ieć jed y n ie znaczenie o rien tacy jn e ze w zglę du na to, że m etoda Tokarskiego, za pom ocą k tó re j oznaczono dw ie g ru py m inerałów ilastych, d aje ty lk o przybliżoną ich zaw artość. Ogólna sum a m in erałów ilastych, oznaczonych m eto dą Tokarskiego (tabl. 2a) św iadczy w pew nym stopniu o w ielkości k om pleksu sorpcyjnego ty ch gleb. W iększa zaw artość m inerałów g ru p y m ontm orylonitow ej w porów n an iu z kaolinitow ą w poziom ach genety cznych z reg u ły d ecy d u je o w iększej ich pojem ności so rp cyjnej. T rzeba jednak podkreślić, że o w łaściw ościach so rp cy jn y ch gleb d ecy d u ją nie ty lk o sum a m in erałó w ilastych, ich jakość, ale i sposób ich pow iązania z próchnicą.

Z agadnienia odczynu gleby nie m ożna rozpatryw ać w oderw an iu od kwasowości w ym iennej i glin u w ym iennego oraz pojem ności sorpcyjnej w ym iennej.

W ierzchnie w arstw y gleb (tabl. 3) m ają niższe pH od w arstw głęb szych, co wiąże się nie ty lk o z w ym yciem w ęglanu w apnia na znaczną

głębokość, ale rów nież z m niejszą zaw artością kationów o ch a ra k te rz e zasadow ym . Spośród zbadanych gleb lekkich stosunkow o wyższe pH w w ierzchniej w arstw ie w y k azu je gleba p rzem y ta (prof. 4). J e s t to je d nym z k ry te rió w pozw alających na w yróżnienie ty ch gleb od gleb bieli cowych. W łaściw y bow iem proces bielicow ania, odbyw ający się przy udziale roślinności leśnej (lasy iglaste), przebiega w w aru n k ach odczynu silnie kw aśnego przy pH poniżej 5, co w rezu ltacie d ecy du je o silnym zakw aszeniu w a rstw w ierzchnich. W glebach p rzem y ty ch nato m iast p rze m ieszczanie su b sta n c ji ilastych odbyw ać się może przy w yższym pH — nie dając rozkładu kom pleksu m in eralneg o gleby. Pow yższe zastrzeże nie odnosi się głów nie do gleb leśnych; w odniesieniu do gleb u p ra w nych nie m ożna przyw iązyw ać zbyt dużej w agi do odczynu jako do k r y te riu m typologicznego.

(19)

Skład mechaniczny g le b y - tóe chanicel s o i l co m po si tio n T a b l i c a 1 i l i c Jscov:oś<5 L o c a l i t y Głębokość pobrania próbki Sample-5а4 ? 6 depth cm C z ęśc i s z k i e l e t . S k e l e t a l p a r t s > 1 mm C z ę ś c i z i e m i s t e Earth p a r t s < 1 mm 0 c z ę ś c i z i e m i s t y c h g le b y w mm • 0 o f ea rt h p a r t s in mm Ogółem - T o t a l % 1 - 0 , 5 0 , 5 - 0 , 2 5 0 , 2 5 - 0 , 1 0 , 1 - _{0 , 0 5} _{0 , 0 2}0 , 0 5 - 0 , 0 2 -_{0 , 0 0 6} 0 ,0 U6 -_{0 , 0 0 2} 0 , 0 0 2 1 - 0 , 1 0 , 1 -_{0 , 0 2} < 0 , 0 2 %

Gleby wytworzone z g l i n y zwałowej - le k k i e .- S o i l s from boulder loams - l i g h t

S ie ra ko w ic e 0 - 10 5 , 6 9 4 , 4 0 9 , 8 . 2 4, 8 4 1 , 4 6 7 6 1 4 76 13 11 Ipow.Łowicz} 20- 25 6 , 0 9 4 , 0 0 7 , 0 25 , 5 4 3 , 5 9 5 4 1 5 76 14 10 60- 65 4 , 3 9 5 , 7 0 4 , 2 12,5 37 ,3 12 8 7 3 16 54 20 26 8 0 - 90 4 , 5 9 5 , 5 0 5 , 3 1 3, 0 5 5 ,0 13 9 5 4 15 54 22 24 110-115 4 , 5 9 5 , 5 0 4 , 2 14 ,8 3 5 , 0 15 8 8 3 12 54 23 23 Mokre - Lewe 0- 10 4 , 5 9 5 , 5 0 1 6 , 2 18,4 4 0 , 4 8 5 5 4 3 75 13 12 ^pow.S k i e r n i e _{w ic e;} 25- 30 3 , 7 7 9 4, 23 1 4 , 0 1 2 ,5 2 7 ,5 12 12 6 7 9 54 24 22 3 0- 60 4 , 1 7 95 ,8 3 1 1 ,9 1 1 ,9 4 0 , 2 11 4 4 6 11 64 15 21 90-100 4 , 4 7 95 ,5 3 1 0 , 0 8 , 7 3 3 , 3 10 9 6 12 11 52 19 29 Kociszew 0 - 20 5 , 0 0 9 5 , 0 0 2 , 5 9 , 3 5 6 , 2 10 9 7 3 3 68 19 13 vpow.Pi otrków) 3 0 - 40 1 1 , 0 8 9 , 0 0 3 , 5 6 , 8 4 8 , 7 7 7 11 4 12 60 14 27 5 0 - 60 3 , 0 0 9 7 , 0 0 1, 5 2 , 8 36 ,7 9 4 8 7 31 41 13 46 60- 80 2 , 2 0 9 7 ,8 0 2 , 5 4 , 7 4 0 , 8 6 4 6 11 25 48 10 42 Bratków 0 - 15 3 , 5 0 96 , 5 0 2 , 2 6 , 0 . 5 5 , 8 13 8 8 4 3 64 21 15 Ipow.Wieluń) 35- 45 10 ,0 0 9 0 , 0 0 3 ,5 6 , 5 3 6 , 0 17 12 9 6 10 46, 29 25 70- 80 4 , 0 0 96 , 0 0 1,5 3 , 2 4 3 , 3 10 9 7 4 22 48 19 33 120-130 2 , 5 0 9 7 , 5 0 1,5 3 , 7 3 6 ,8 10 8 9 3 28 42, 18 40 Klonowa 5 - 10 5 , 2 9 4, 8 0 7 , 3 19,4 3 8 , 3 12 7 7 3 6 65 19 16 (po w.SieradzJ 45- 50 4 , 9 9 5 ,1 0 7,1 14,5 3 3 ,4 11 11 7 6 10 35 22 23 80- 90 3 , 4 9 6 ,6 0 9 , 8 1 9 ,7 3 4 ,5 6 1 7 4 18 64 7 29

Gleby wytworzone z g l i n y zwałowej - ś re dn io c i ę ż k i e -* S o i l s 1пш boulder loams - medium

Jjruźbice 0- 15 3 , 8 96 , 2 0 2 , 5 7,8 4 8 , 7 8 12 6 8 7 59 20 21 (pow.Łask; 25- 35 3 , 2 9 6 ,8 0 1, 7 3 , 2 39 ,1 8 6 7 13 22 44 14 42 65 - 75 3 , 0 9 7 , 0 0 1,7 3 , 7 3 6 , 6 8 8 ? 10 25 42 16 42 130-135 3 , 2 0 9 6 , 8 0 2 , 0 4 , 5 4 5 , 5 11 7 6 2 22 52 18 30 S ę d z i e j o w i c e 0 - 15 1 2 ,3 8 7 , 7 0 2 , 6 0 , 6 5 0 , 8 9 5 7 6 11 62 14 24 ( pow. Łask) 30- 35 6 , 2 9 3 , 6 0 2 1 , 3 10,3 2 7 ,4 10 6 7 A 14 59 16 25 6 0 - 75 5 , 0 9 5 , 0 0 16 ,3 5 . 3 32 ,4 13 5 4 8 14 54 18 26 100-12 0 3 , 2 9 6 , 8 0 8 , 5 3, 3 23,2 10 7 9 8 31 35 17 48 S tu d ia na d k o m p le k se m so rp cy jn ym g le b

(20)

T a b l i c a 2 Zawartość minerałów i l a s t y c h - Content o f c l a y mineral

Miejscowość L o c a l i t y Głębokość pobrania próbki Sample-ta k in g depth cm Montmorylonit a M o n t m o r il lo n it e " * K a o l i n i t - K a o l i n i t e % ozn. we fr ak- c j i < Q , l mm p w y d z ie le n iu g l e b y de te r m .i n the f r a c t i o n s 0 , 1 mm a f t e r ce p a r a t io n from the s o i l z p r z e l i c z , na c a ł o ś ć g le b y computed fo r t o t a l s o i l 0 , 1 mm we f r a k c j i <1 mm ozn. w g l e b i e p ie r w ot ne j in fraction 1 mm determ, in primary s o i l ozn. we f r a k - c j i < 0 , l mm po w y d z i e l e  n i u z g le b ÿ d e te r m .i n the f r a c t i o n 0 , 1 mm a f t e r s e p a r a t i o n from the s o i l z p r z e l i c z , na c a ł o ś ć g le b y computed f o r t o t a l s o i l 0 , 1 mm we f r a k c j i <1 mm ozn. w g l e b i e p ie r w ot ne j i n f r a c t i o n 1 mm determ. in primary s o i l Gleby wytworzone z g l i n zwałowych - le k k i e - S o i l s from baulder loams - l i g h t Sier ako wic e 0- 10 2,5 0 , 7 6 1, 4 5 9 , 1 2 , 6 8 , 2

20- 25 2 , 9 0 , 8 4 3 , 7 7 , 0 2 , 0 4 , 7 60- 65 5 ,4 3 , 3 3 , 6 11,5 6 , 7 5 , 8 80- 90 5 , 4 2 , 9 2 , 1 9 , 3 4 , 0 6 , 5 110-115 5 , 6 3 , 0 2 , 5 8 , 0 4 , 2 3 , 8 130-140 4 , 8 2, 5 1, 5 6 , 0 3 , 5 3 , 0 Łiokre - Lewe 0 - 10 2 , 3 1 , 2 0 , 5 11,3 5 , 6 6 , 5 2 5 - 30 5 , 0 2 , 6 2 , 2 11, 5 6 , 0 8 , 8 50 - 60 5 , 7 2 , 4 1 , 2 1 4, 8 6 , 1 5 , 7 90 -10 0 7, 1 4 , 2 2 , 5 10, 5 6 , 1 3,3 Kociszew 0- 20 4 , 2 1,4 1 , 8 14, 4 4 , 8 4 , 6 30- 40 4 , 7 2 ,7 2 , 8 10,5 6 ,1 3 , 4 5 0 - 60 13, 3 9, 5 8 , 5 6 , 8 4 , 8 6 , 7 60- 80 1 0 ,8 8 , 3 8 , 2 8 , 4 6 , 5 4 , 9 Bratków 0- 15 2, 5 1 ,2 1 ,0 7,5 3 , 6 5 , 5 3 0- 45 3 ,5 1 ,6 1,0 7 , 0 3 , 2 2 , 8 7 0- 80 9 ,4 6 , 7 5 , 9 10,3 7, 3 5 , 5 120-130 6 , 7 4 , 4 4 , 1 8 , 9 5 , 8 7 , 2 Klonowa 5- 10 0 , 8 0 , 0 3 1, 1 8 , 6 3 , 2 4 , b 30- 35 2 , 5 1 , 0 4 , 3 8 , 0 3 , 2 4 , 7 40- 50 7 , 2 1, 7 0 , 5 6 , 3 4 , 0 5 , 0 80- 90 6 , 3 4 , 0 4 , 2 5 , 8 4 , 0 5 , 5 G le Dy wytworzone z g l i n zwałowych - średnio c ię ż k ie - S o i l s from baulder loams - medium

Drużbice 0- 15 5 , 8 3 , 0 2 , 8 10 ,5 3 , 4 4 , 7 25- 35 7, 7 2, 3 5 ,5 11, 4 8 , 1 7 , 8 65- 75 5 , 9 4 , 5 4 , 8 6 , 5 5 , 0 5 , 8 130-135 6, 4 4 , 5 4 , 6 5 , 8 4 , 1 5 , 2 S ę d z ie jo w ic e 0- 15 3 , 0 1,5 1,3 9 , 0 5 , 2 n.o 30- 35 3 , 2 1,2 2, 5 5 , 5 2 , 0 4 , 7 60- 75 6,6 4 , 7 4 , 6 5 , 5 3 , 0 3 , 4 100 -120 7, 7 5 , 9 6,2 6 , 6 5 , 1 6 , 0

(21)

T a b l i c e 2a

Ogólna zawa rto ść minerałów i l a s t y c h - T o t a l c o n te n t od c l a y min er al e

Miejscowość L o c a l i t y Głębokość pobrania próbki Sample - tak in g depth cm Çuma minerałów i l a s t y c h - T o t a l c l a y mi n er al e Frakcja F r a c t io n < 0 , 0 2 mm % we f r a k c j i < 0 , 1 mm po wy d z i e l e n i u z g le b y in f r a c t i o n < 0 , 1 mm a f t e r s e p a r a t i o n from the s o i l we f r a k c j i <1 mm ozn.w g l e  b i e pi er w ot ne j in f r a c t i o n < 1 mm d e te r m .i n primary s o i l w p r z e l i c z e n i u na c a ł o ś ć g le b y computed f o r t o t a l s o i l < 0 , 1 om

Gleby wytn orzone z g l i n zwałowych - le k k ie - S o i l s from baulder loams - l i g h t S ie ra ko w ic e 0- 10 11,6 9, 6 5 3 , 3 6 1 1 , 0 20- 25 9 , 9 8 , 4 2 , 8 4 X0,0 60- 65 1 6 ,9 9 , 4 1 0 , 0 2 6 , 0 80 - 90 14 ,7 8 , 6 6 , 9 2 4 , 0 110-115 13 ,6 6 , 3 7 , 2 2 3 , 0 130-140 1 1 , 6 4 , 5 6 , 0 n . o . Mokre - Lewa 0 - 10 1 3 , 6 7 , 0 6 , 0 1 2 , 0 25- 30 16,5 1 1 , 0 8 , 6 2 2 , 0 5 0 - 60 20 ,5 6 , 9 8 , 5 2 1 , 0 90-100 1 7 ,6 5 , 6 10 ,3 2 9 , 0 Kociszew 0 - 20 1 8 ,6 6 , 4 6 , 2 1 3 , 0 30- 40 1 5, 2 6 , 2 8 , 8 2 7 , 0 50 - 60 2 0 , 1 1 5 , 2 1 4, 3 4 6 , 0 60 - 80 1 9 , 2 1 3 , 1 14 , 8 4 2 , 0 Bratków 0- 15 1 0 , 0 6 , 5 4 , 8 15 ,0 30 - 45 10, 5 3 . 8 4 , 8 2 5 , 0 70- 80 19 ,7 1 1 ,4 1 4 , 0 3 3 , 0 : 20-130 1 5 , 6 1 1 ,3 1 0 , 2 4 0 , 0 Klonowe 5 - 10 9 ,4 5 , 7 3 , 2 3 1 6 , 0 3 0 - 35 1 0. 5 9 , 0 4 , 2 2 3 , 0 4 0 - 50 13,5 5 , 5 5 , 2 2 9 , 0 8 0 - 90 1 2 ,1 9 , 7 8 , 8 n . o .

Gleby wytworzone z g l i n zwałowych - ś r e d n ie c i ę ż k i e - S o i l s from bau lder loams ■ medium

Drużbice 0 - 15 16 ,3 7,5 6 , 4 2 1 , 0 2 5 - 35 1 9 , 1 13 ,3 1 0 , 4 4 2 , 0 i C5- 75 12 ,4 1 0 , 6 9 , 5 4 2 , 0 1 130-135 1 2 , 2 9 , 8 8 , 6 3 0 , 0 S ę d z i e j o w i c e 0 - 15 1 2 , 0 4 , 0 6 , 2 2 4 , 0 3 0 - 35 8 , 7 7 , 2 3 , 2 2 5 , 0 6 0 - 75 12,3 8 , 0 8 , 5 2 6 , 0 100-120 14 ,3 1 2 , 2 1 1 , 0 4 8 , 0