ロシア平原の土壌を簡単に説明します。 東ヨーロッパ平原の川と海。 東ヨーロッパ平原の気候

北極圏とツンドラ地帯の土壌は、非常に低い温度、広範な永久凍土、およびそれに伴う極低温プロセス（冷凍撹乱、固相流、凍上、裸地、環状石、多角形の形成）などの条件下で形成されます。 土壌被覆は、帯状土壌、原始土壌、極低温スポットおよび亀裂とともに、微小不均一性、つまり参加による複雑性によって特徴付けられます。 北極諸島の砂利ローム質の堆積物は、地衣類や藻類の斑点の下にある未発達の土壌と粗い腐植岩石からなる多角形の石の複合体で占められており、原始的な輪郭と薄い有機地層を持っています。

東ヨーロッパと西シベリア平原の苔低木ツンドラのグライゼムと泥炭グライゼムは、氷の帯水域が近くに存在するローム質と粘土質の岩の上に発達しており、深さ30度から置き換わる腐植質または泥炭の地平線によって特徴付けられます。グレーで -50 cm、しばしばチキソトロピー性、厚さ。 中部と中部の大陸性ツンドラ地帯の氷の少ない永久凍土が存在する、最も水はけの悪い地域。 東シベリア灰色の土壌と湿原土壌を背景に、綿草とスゲの群落の下に芝生のクリオゼムが住んでいます。 南部の苔低木のツンドラでは、表面がきれいになったグレーゼムが現れ、そのプロファイルは厚さ1 mに達し、色と化学的性質の区別がほとんどありません。

ローム質平原の土壌被覆は、泥炭質の灰色土壌、湿原土壌、新鮮なおよび生い茂った低温斑点の土壌を含む灰色土壌の隆起-結核複合体によって表されます。 大陸のツンドラでは、亀裂ナノ多角形の複合体が優勢です。

軽い岩の上の土壌では、グレーイングは存在しないか、弱く表現されます。 砂や砂質ロームでは、灰色の土壌が薄いポドゾルやポドバーに取って代わられ、土砂、腐植質、鉄の地平線が特徴です。 ポドブルでは泥炭のリターの直下に、ポドゾルでは明確なポドゾリック地平線の下に形成されます。 これらの土壌は小さな領域を占めており、相互に、または緩い砂（オン）と組み合わせて形成されます。

東ヨーロッパと西シベリア平原、極東の低地の広大なタイガ森林地帯の土壌被覆の組成は、帯状要因と岩石学的地形学的要因の両方によって決定されます。

東ヨーロッパ平原のタイガ北部の土壌は、ローム上の暗い針葉樹の苔と低木林の下で過剰な湿気の状態で形成されます。 松林砂浜では、広大な地域が湿地の土壌で占められています。

緩やかに起伏するモレーン平野内では、グレー-ポドゾリック土壌、泥炭-ポドゾリック-グレー土壌、および泥炭の貧栄養土壌の組み合わせが優勢です。 前者は、プロファイルに沿った粒度組成の明確に表現された差異と、シルトと三二酸化物が枯渇した、透明化された溶出地層の弱い表面の曇りによって特徴付けられます。 彼らは最も消耗するポジションに限定されています。 古代の段丘や河川氷河平原の砂質堆積物では、湿気が増加すると、ポドゾルの列が形成されます：鉄 - 埋入土 > 腐植土 - 埋入土 > 灰色の埋入土 - 腐植土。

中部タイガでは、粘土質ローム質および二員岩（ローム上の0.5メートルの砂質ローム層）上に、テクスチャーのあるポドゾル質の含鉄鉄質土壌が発達し、その中で溶出地平線は、入積した含浸鉄質ポドゾルの微細プロファイルによって複雑になっている。 エルヴィアル グレーイングは、多くの場合、層の接触に関連しています。 砂の上では、ポドゾルは北のタイガと同じ列を形成しますが、外形はより厚いです。

タイガ南部の丘陵と起伏に富んだ平原の土壌被覆は、モレーンと被覆ロームから構成され、比較的均質です: 湿地ポドゾリック土壌が優勢で、ほとんどが舌状です; モスクワの東では、残存する第 2 腐植地層がその中に時々見られます。 現代の腐植地層は、タイガ中部よりも森林の落葉のより活発な分解の結果です。 タンギング - 狭いくさび形の白っぽい舌が黄土から茶色の黄土地平線に侵入することも、名残の特徴と考えられています。 アグロソディ・ポドゾリック土壌が領土の3分の1以上を占めています。 それらは、元の腐植地層と溶出地層の変化の結果である、独特の耕作可能な軽い腐植地層の存在によって、湿地-ポドゾリック地層とは異なります。 砂浜では、ポドゾルは、陸地鉄を含むソッド・ポドゾルに取って代わられ、さまざまな湿原土壌との組み合わせを形成し、アウトウォッシュ平野、つまり「森林地帯」では灰色のポドゾルが形成されます。 森林に加えて、森林草原への移行地帯には「オポール」があります。これは、第二の腐植層を持つ灰色の土壌を持つ、最も初期の農業開発の高原地帯です。

西シベリア平原のタイガの土壌被覆の特徴は、その平らで弱く切り取られた地形と、水平方向に層状に重なり、ろ過性の弱い砂質ローム質沖積湖堆積物によって決定されます。 北タイガと中タイガの違いはあまり表現されていません。 ここの最大の地域は、隆起湿原および移行湿原と泥炭湿原の貧栄養および（程度は低いが）富栄養泥炭土壌で占められています。 それらは平らな丘陵と尾根と中空の複合体を形成します。 比較的水はけの良い川沿いの地域、苔の茂る暗い針葉樹林の下のシルト質ローム上に、軽い土壌、時にはグライ質の土壌が形成されます。これは独特の土壌であり、その外観は酸化鉄の挙動によって決まります。 タイガ南部では、しばしば第 2 の腐植地層を伴う帯状の湿質ポドゾリック土壌と湿地ポドゾリックの灰色土壌が排水地域で一般的です。 湿地土壌は貧栄養泥炭土壌と富栄養泥炭土壌に代表されます。 みんなの砂へ タイガゾーングレイ・イルヴィアル・腐植質ポドゾルは限定されており、特に不均一な境界と多数のオルトサンドが特徴です。

中央シベリア高原の土壌被覆は、急激な大陸性気候、永久凍土の遍在、緻密な岩石が優勢なさまざまな土壌形成岩石、顕著な切り裂かれた起伏、および光針葉樹のタイガの優勢という条件の下で形成されます。 それは、ロシアのヨーロッパ地域ではそのほとんどが知られていない構成要素のコントラストによって特徴付けられ、帯状パターンの弱い発現を伴う岩石学的および地形学的要因が主要な役割を果たしています。

侵食が蓄積した平野の土壌被覆は、クリオゼム（泥炭または乾燥泥炭の地層と単調な鉱物プロファイルを持つ薄い土壌）によって支配されており、その特性は頻繁な極低温混合によって決定されます。 中程度および重いロームでは、グライッククライオゼムが一般的です。 クリオゼムは灰色の土壌との組み合わせを形成しますが、まれに斑点や凍った亀裂の土壌と複合体を形成します。 ツンドラのような窪地では、富栄養泥炭土壌と凍った亀裂の土壌を含む多角形の尾根の湿原がよく見られます。

火成岩と緻密な堆積岩の瓦礫の風化生成物、高原状の表面とその斜面では、土壌被覆の岩石生成の分化がはっきりと見え、そこではポドバーが優勢で、中程度および酸性の火成岩と砂岩に引き寄せられます。 貧弱な砂岩や砂の上では、それらはポドゾルに置き換えられます。 これらのパターンは、ツングースカ川下流域の中部とヴィリュイ川の上流で特にはっきりと見られます。 主要な噴出岩とその派生物では、草、苔、低木で覆われたカラマツ林の下で、粗い腐植質の茶色の土壌が形成され、エニセイ尾根（穏やかな気候）の花崗岩では、それらはポドゾルに置き換えられます。 面積の 3 番目の場所は腐植土 (石灰岩上) です。 オレニョク高原には、レンジナとクライオゼムおよびグレイゼムの奇妙な組み合わせがあり、レンジナは石灰岩の浸食されたレンジナと関連付けられています。 タイガ南部では、アンガラ川とその左支流の上流でレンジン（もはや腐植ではない）が湿地ポドゾリック土壌と組み合わされている。 泥質変成土壌は、アンガラ盆地の基本的な岩石の露頭と草松林に限定されています。

超大陸永久凍土の中央ヤクート盆地は、草とコケモモのカラマツ林の下にある淡い色の土壌が特徴です。 それらは弱く分化したプロファイルを持ち、弱く発現した鉄化により鈍い黄褐色に着色され、わずかに酸性の反応を伴う灰色の薄い腐植地層を持っています。 プロファイルの下部では、炭酸塩の形成が一般的であり、反応は中性またはわずかにアルカリ性です。 淡黄色の土壌の特異性は、乾燥した気候と高温の組み合わせによって説明されます。 短い夏、永久凍土、盆地の排水、森林の構成への草の参加、および母岩としての炭酸黄土様ローム。 水はけの悪い表面では、淡黄色のソロダイゼーション土壌が発達し、サーモカルストの沈下では、悲しいことに、牧草地チェルノーゼム土壌、さらにはそれらのソロネツィック土壌や塩性土壌さえも見つかります。

針葉樹林と落葉樹林の景観はロシアの狭い地域にあります。 低地や丘陵地帯によく見られます。 極東、彼らの土壌は、平野のポッドベルと茶色の土壌、つまり典型的な腐植土で表されます。 定期的に過剰な湿気（モンスーン気候と排水不良）がポッドベルのプロファイルのコントラストと差別化、溶出性の高度に漂白された地平線にマンガン鉄ノジュールが豊富に存在することを説明します。 よりバランスのとれた水分補給の状態に向けて 下部シホーテ・アリン尾根とブレインスキー尾根の斜面には、広葉樹林の下に茶色の土壌があります。 シホテ・アリンの高地では、モミ杉のタイガの下で、陸生腐植質の茶色の土壌に置き換わります。 気候の特殊性により、後者はその特性において褐色土壌とポドゾルの特徴を組み合わせています。 ロシア国内では他の場所では見られません。

森林草原と草原の土壌被覆では、農業土壌の関与が重要です。 その構造の複雑さは、帯状土壌の面積が中空起伏によって制御されている森林草原で高く、帯状パターンが優勢な黄土草原平野では著しく複雑ではありません。

黄土で覆われたロシア平原とウラル山脈の森林草原高地の土壌被覆は、灰色および農業灰色土壌と、粘土・埋入アグロケルノーゼム、まれに湿地・ポドゾリック土壌のさまざまな組み合わせで構成されています。 凹凸の起伏と石灰岩、白亜、泥灰岩、赤粘土の頻繁な露出により、土壌被覆の不均一性が高まります。 より重い岩石で構成され、排水があまり良くない低地では、隠蔽グライ性アグロケルノーゼムが優勢ですが、より良好な排水条件下では、粘土-陸生および移動性菌糸体のアグロケルノーゼムが発生します。 すべての土壌は長い間耕作されており、農業機械による侵食、除湿、圧縮のプロセスの結果、その高い自然肥沃度はいくぶん低下しています。 特に腐植質の損失がチェルノーゼム地域の東部で観察されています。 しかし、フミン酸腐植のかなりの埋蔵量、良好な構造、土壌微生物相と中動物相の活性化が依然として存在します。

西シベリアの森林草原の土壌被覆の多彩さは、全体的な排水の悪さ、塩分と重い質感の土壌形成岩の存在、および険しい窪地の地形に関連しています。 土壌被覆は、芝ポドゾリックからステップチェルノーゼム、グライド（クリプトグライ）および後者のソロネツィック誘導体までの広範囲の農業土壌によって主に組み合わせて形成されます。 大陸塩の蓄積過程の結果として、ソロネツェ、ソロンチャク（しばしば複合体に含まれる）および「コロチニエ」モルトが現れます。 気候の厳しさは、チェルノーゼムの腐植層の厚さが薄いことと、永久凍土と熱破壊の結果、その下部境界が舌のような性質を持っている理由です。

平原で 草原地帯ロシアのヨーロッパ領土は、黄土上の分離されたアグロチェルノーゼムと南部のアグロチェルノーゼムが優勢で、広大な均質な地域を形成しているが、その単調さは時折ソロネツィック土壌によって乱され、まれに天然のチェルノーゼムによって乱されることもある。 森林草原の土壌と同様に、アグロケルノーゼムでも分解プロセスが発生し、気候条件により風食が加わります。

ステップチェルノーゼムの特性の違いは、ゾーンの周縁部で最も顕著です。シスコーカサスでは、移動分離チェルノーゼムは腐植プロファイルの厚さが非常に厚く、最大120 cmで、炭酸塩が表面から現れます。一方、東シベリアの極低温菌糸体のチェルノーゼムでは、腐植地層の厚さはわずか 50 cm で、その下に炭酸塩が現れ、超永久凍土の光沢の兆候があります。

カスピ海低地の乾燥した草原と半砂漠の土壌被覆は、明確に定義された微細起伏に関連した複雑さを特徴としています。 帯状土壌（栗、褐色乾燥）とそのソロネッツの変種は主に微高地の斜面に限定されており、その上部はソロネッツと塩性土壌で占められています。 カスピ海の半砂漠では、複雑さはローム質の堆積物に遍在し、鉱化した地下水が近くに存在します。 さまざまな程度の塩分とソネツィック品種の褐色乾燥土壌、さまざまなソネツィック、および腐植質のクリプトグリー土壌の複合体への参加により、さまざまなタイプの複合体が得られます。

導入................................................. ...................................................................... ......................................2

1. 東ヨーロッパ平原における土壌形成の要因................................................................................ 3

1.1 気候................................................................................ ................................................................... ………………3

1.2 水モード................................................................ ...................................................................... .3

1.3 植物被覆と動物相................................................................................ ……………………5

2. チェルノーゼム土壌の起源と分類................................................................................ ………………9

2.1 チェルノーゼム土壌の起源................................................................................................ ......................................................9

2.2 チェルノゼム土壌の分類................................................................................ ....... .......... 十一

3. チェルノーゼム土壌の組成と特性................................................................................ ………………………… 17

3.1 機械的および鉱物学的組成................................................................................................ ……17

3.2 チェルノーゼム土壌の物理化学的性質................................................................................ ......17

4. 経済的利用チェルノーゼム土壌.................................................... 22

チェルノーゼムは土壌科学の初期から研究の対象となってきました。 MVも ロモノーソフ (1763) は、チェルノーゼムの起源について「時間の経過による動植物の体の腐敗から」という立場を定式化しました。 MVの後 ロモノーソフによれば、チェルノーゼムの性質と分布に関する事実資料が徐々に蓄積され、その起源に関する興味深い理論が数多く提唱されました。

チェルノーゼムの真の科学的研究は、V.V. によって始まりました。 ドクチャエフは、ロシアの黒土の構造、特性、分布、形成条件に関する膨大な量の資料を収集しました。 土壌の種類として、チェルノーゼムは 1896 年の土壌分類で V.V. ドクチャエフによって初めて特定されました。

導入物性と 水体制チェルノーゼムは A.A. によって実行されました。 19世紀末から20世紀初頭のイズマイルスキーとG.N.ヴィソツキー。

気候条件チェルノーゼムの分布地帯は、西から東に向かって大陸性が増加しているのが特徴です。 東ヨーロッパ平原の南西部では、年間平均気温は 8 ～ 10 ℃です。この地域の西部地域の冬は比較的暖かく穏やかですが、東部ではより厳しくなり、雪はほとんどありません。 また、西から東に向かうにつれて、霜が降りない日の数と年間降水量は減少します。

ただし、温暖な時期には、さまざまな地域の気候のコントラストが滑らかになります。

チェルノーゼム地帯の農作物の収量は、主に土壌中の植物が利用できる水分の含有量によって決まります。 これは水分が不足している領域です。 森林草原でも、乾燥年と半乾燥年の確率は約 40% です。

したがって、チェルノーゼムの研究の歴史を通じて、その水環境の研究には特別な注意が払われてきました。

A.A.はチェルノーゼムの水環境を研究しました。 イズマイルスキー、G.N. ペンシルベニア州ヴィソツキー コスティチェフ、S.I. ドルゴフ、A.F. ボルシャコフ、A.A.、ロデ、E.A.、アファナシエワなど

通常のチェルノーゼムの水環境を研究している、G.N. ヴィソツキーは、チェルノーゼムの水分の動態において、次の 2 つの時期を区別できることを確立しました。 1) 夏と秋の前半を覆う土壌の乾燥期。この時期、水分は植物によって集中的に消費され、上昇気流の優位性により蒸発します。下降するものの上を流れます。 2) 浸漬、秋の後半に始まり、霜によって中断され、春まで継続 暖かい水そして春の降水量。

チェルノーゼムの水環境におけるこれらの期間とその特徴は、すべてのチェルノーゼムに特徴的なものですが、乾燥と湿潤の期間とタイミングはサブタイプごとに異なります。 それらは主に、降水量、時間分布、気温によって決まります。 一般的なパターンは、ポドゾル化して浸出したチェルノーゼムから南部のチェルノーゼムにかけて土壌湿潤の深さが減少し、乾燥期間が長くなるのと同じ方向で土壌の乾燥が増加するというものです。

夏の降水は耕作可能な層を湿らせるだけです。 チェルノーゼムの下層地平線の水分貯蔵量は、寒冷期の降水（晩秋の降水、溶けた水）によって形成されます。 サブゾーンでは、チェルノーゼム土壌の水分含量は、土壌の地形と機械的組成に大きく依存します。 軽いローム質および砂質ローム質のチェルノーゼムは深いところまで浸されています。 凸面のレリーフ要素や斜面では、表面の流出や蒸発により水分の消費量が増加します。 窪地、特に凹面や半閉鎖した窪地では、地表水が蓄積して蒸発が弱まり、これがより深い土壌の湿潤を決定します。 閉じた窪地では地下水に到達する可能性があります。

草原チェルノーゼムの水環境は、草原地帯チェルノーゼムのものとは異なります。 ポドゾル化され、浸出された典型的なチェルノーゼムは、定期的に浸出する水の状況によって特徴付けられます。

森林草原のチェルノーゼムの土壌と地面の層の下層は、最大湿潤層よりも深く、常に一定量の利用可能な水分を含んでおり、乾燥した年には水分貯蔵庫として機能します。

水環境は、乾燥地帯と半乾燥地帯に分類される草原地帯（普通地帯および南部チェルノーゼム）ではさらに激しくなります。 草原地帯のチェルノーゼムは非浸透性の水域を持っています。土壌層の下部には、しおれた水分含有量を超えない一定の地平線が形成されています。

農作物の平均収量を得るには、播種前の土壌のメートル層に少なくとも 1000 t/ha の利用可能な水分が含まれていなければなりません。 したがって、すべての農業技術的対策は、来年の春までに土壌の根層全体で植物に有用な水分の貯蔵量を最大限に回復することを目的とすべきです。

耕作可能なチェルノーゼムでは、未使用の土壌と比較して、雪の吹きだまりや溶けた水の表面流出により、大幅な水の損失が発生する可能性があります。 雪を吹き飛ばすと土壌が深く凍結するため、後で凍ります。 未解凍の土壌層の透水性の急激な低下は、表面流出による水分の大幅な損失を伴います。

チェルノーゼムは、草原と森林草原地帯に限定された草本層の土壌です。 特徴的な腐植のプロファイルは、強力ですぐに枯れる根系を持つ草本植物の影響によるものです。

過去の森林草原地帯の自然植生は、森林地帯と牧草地の草原が交互に現れるという特徴がありました。 今日まで部分的に保存されている森林地域は、分水界、渓谷、河岸段丘に沿って位置しており、主にオークの広葉樹林に代表されます。 砂丘沿いには松林が広がっています。 牧草地の草原の植生には、フェザーグラス、フェスク、ステップオーツ、ブロム、セージ、コモンウィード、イエローアルファルファ、ブルーベルなどが含まれていました。

草原地帯の植生は、フォーブフェザーグラスとフェスクフェザーグラス草原で構成されていました。

前者の中で、主な背景は、フェザーグラス、フェスク、ステップオーツなどの狭い葉の芝草で構成され、セージ、クローバー、ブルーベルなどの葉草が広く参加しています。

フェスクフェザーグラス草原は、それほど強力ではなく多様な植生によって特徴付けられ、その主な代表は、低茎のフェザーグラス、ティルサ、フェスク、ウィートグラス、およびスゲでした。 フェスクフェザーグラス草原の植生の一般的な特徴がそれほど強力ではないこと、草林にエフェメラルやカゲロウ（モルタック、球根状ブルーグラス、チューリップ、アリッサム、ヨモギなど）が広範囲に参加していることは、顕著な水分不足の結果です。ここ。

草原および牧草地草原の草本植物群落の生物学的循環の主な特徴は次のとおりです: 1) 毎年、枯れた部分も含めて、ほぼ同量が土壌に戻ります。 栄養素、増加に使用されました。 2) これらの物質のほとんどは土壌表面には戻らず、根とともに直接土壌に戻ります。 3) の間で 化学元素、 巻き込まれている 生物学的サイクル、最初の場所はケイ素に属し、次に窒素、カリウム、カルシウムが続きます。

チェルノーゼム上の天然草群落の植物塊の量は多く、ロシア平原の森林草原では、地上植物塊が 30 ～ 40 c/ha、根が 200 c/ha です。 チェルノーゼムの植物量の年間増加は、最大発育期のバイオマス量の1.5〜2倍です。 根の成長はその総質量の50〜60％を占めます。 平均して、チェルノーゼム地帯の草本群落の落葉量は 200 c / (ha/年) です (A.A. Titlyanova、N.I. Bazilevich、1978)。

チェルノーゼムの特性の形成における生物学的サイクルの役割は、草原植物の化学組成によってはあまり決定されませんが、その強度の高さ（毎年形成される多数の化学元素）、大量のリターの侵入によって決まります。土壌への投入、細菌、放線菌、無脊椎動物の分解に積極的に関与し、それらの化学組成は敷料や一般的な生物気候条件に有利です。

中動物相はチェルノーゼムの形成に主要な役割を果たしており、ミミズの役割は特に重要です。 プロファイル内のそれらの数は1平方メートルあたり100以上に達します。 このような量のミミズは、年間 1 ヘクタールあたり最大 200 トンの土を地表に投げ込み、毎日および季節ごとに移動する結果、 たくさんの動きます。 ミミズは植物の死骸とともに土壌粒子を捕らえ、消化の過程で強力な粘土と腐植質の複合体を形成し、それが糞石の形で放出されます。 GN さんによると、 ヴィソツキー、チェルノーゼムの粒状構造は主にミミズのおかげです。

原始草原は多数の脊椎動物の生息地でした。 最も数が多く重要だったのは、掘削動物（ホリネズミ、デバネズミ、ハタネズミ、マーモット）で、大量の土を混ぜて地表に投げ込みました。 彼らは土壌に巣穴を作ることによってモグラ塚、つまり上部の腐植層の塊で覆われた通路を形成しました。 土壌混合のおかげで、齧歯動物は腐植層の炭酸塩を徐々に増やし、浸出プロセスを遅らせ、深い層に腐植層を増やし、腐植層の境界の低下をもたらしました。 したがって、彼らの活動は最も多くの組織の形成に貢献しました。 特徴的な性質チェルノーゼム。

現在、未使用の黒土はほとんど残っていない。 それらのほとんどは耕作されています。 チェルノーゼムの農業への関与により、土壌形成の生物学的要因は大きく変化しました。 多年生草の播種を除いて、農業用植生が土壌を覆うのは年間 4 か月以内です。 生物学的サイクルはオープンになりました。 アグロセノーゼで年間に生成される植物量の量は、未開の草原に比べて少なく、生成される地下バイオマスの量の差は特に大きい。 生物循環に関与する窒素とミネラル元素が少なくなります。

耕地では、微生物叢の数が大幅に増加しますが、同時に無脊椎動物、特にミミズの数、特にバイオマスが急激に減少します。 脊椎動物のトガリネズミは耕地には生息しません。

チェルノーゼムの土壌は、草原の草本植生の下で発達します。 これらの土壌の全体的な外観は、有機物が豊富であることを示しています。 チェルノーゼムのプロファイルでは、大量の腐植（250〜700 t/ha）を含む、厚い暗色の腐植層、または腐植が蓄積した層（35〜150 cm）が区別されます。

腐植層は、有機物による着色の強度が異なるため、2つの独立した層に分割されます。上部の最も腐植が豊富な部分は腐植層Aとして区別され、腐植の縞までの下部と下部は区別されます。移行地平線 B 1 として。 地平線Ｂ １ への移行は徐々にであり、茶色の色合いが現れることを特徴とし、これは下方に向かって顕著に強まる。 腐植縞Ｂ２の地平線が独立した地平線として際立っている。 腐植層の下には、多くの場合、腐植の縞模様の地平線を覆い、炭酸塩が最大に蓄積した地平線、つまり炭酸塩、または炭酸塩埋入地平線 B k があり、徐々に岩石 C に変わります。

チェルノーゼム土壌の未開の草原植生の下の未開の土壌では、草本植物の残骸からなる草原フェルト A 0 の地平線が区別されます。 耕作可能な土壌では、地平線 A の耕された部分が独立した耕作可能な地平線 A p に分離されます。

特徴的な兆候チェルノーゼム土壌 - 腐植層の粒状および泥状の構造。特に A 地平線の亜耕作可能な部分で明確に表現されます。

チェルノーゼムは、耐水性の粒状塊構造を備えた厚い腐植層のおかげで、豊富な栄養素、良好な水、空気、および物理化学的特性を備えた自然肥沃度の高い土壌として特徴付けられます。

黒土地帯は長い間、ロシアの商業穀物の生産にとって最も重要な地域であった。 広大な黒土草原は常に研究者の注目を集めてきました。

V.V. ドクチャエフはチェルノーゼムを土壌タイプとして特定し、それを気候や草原の植生の影響で親岩が変化したときに形成される、植物陸生起源の土壌であると考えた。

チェルノーゼムの植物と陸生の起源に関する仮説は、M.V. によって初めて定式化されました。 ロモノーソフの論文「地球の層について」（1763年）。

起源の時間で2番目は、学者P.S.によって表明されたチェルノーゼムの起源の海洋仮説と考えることができます。 Pallas (1773) は、スタヴロポリ地域のチェルノーゼムに関連しており、彼の意見では、このチェルノーゼムは海の後退中に海の沈泥、腐った葦の塊、その他の植生から形成されたと考えられています。

3番目の理論は、チェルノーゼムの湿地起源の考えです。 ここでは 2 つのオプションを検討する必要があります。 地質学者のF.F. ヴァンゲンハイム・フォン・クォーレン (1853 年) は、チェルノーゼムが泥炭湿地からの粉砕物と北から南への氷河流によってもたらされた植物の残骸から形成され、鉱物シルトと混合されたものであると示唆しました。 ずっと後になって、アカデミアン V.R. はこの観点に戻りました。 ウィリアムズはチェルノーゼムは泥炭湿原が乾燥して舞い上がるときに形成されると信じていた。 現代の土壌科学の観点からすると、チェルノーゼムの形成を外部からの泥炭の供給と結びつけたこのバージョンの湿原仮説は支持できません。

別のアプローチの方がより効果的であることが判明しました。 学者 E.I. アイヒヴァルト (1850) と D.N. ボリシャク (1852) は、チェルノーゼムが沼地が徐々に乾燥する間に沼地から発生したと示唆しました。 チェルノーゼムの湿地起源のアイデアは、チェルノーゼムの古水相の過去に関する、より広範で深い仮説を作成するための最初のステップと考えることができます。この仮説は、V.A. によって最も完全な形で定式化されました。 コフドイ (1933、1966、1974)。

チェルノーゼムは比較的若い土壌で、氷河期以降の 10 ～ 12,000 年間に形成されました。 この年代は放射性炭素年代測定によって確認され、土壌地層上部の腐植土の年代は平均して少なくとも 1,000 年、深い地層の年代は少なくとも 7 ～ 8,000 年であることが証明された (A.P. Vinogradov) 、1969）。

チェルノーゼムの最初の分類は V.V. によって与えられました。 ドクチャエフはそれらを独立したタイプとして特定し、地形的条件に従ってそれらを流域の山のチェルノーゼム、斜面のチェルノーゼム、河岸段丘の谷のチェルノーゼムに分けました。 さらに、V.V. ドクチャエフは、腐植質含有量に応じてすべてのチェルノーゼムを 4 つのグループ (4 ～ 7、7 ～ 10、10 ～ 13、13 ～ 16%) に分けました。

N.M. はチェルノーゼムの分類にかなりの注意を払いました。 シビルツェフ。 彼の分類（1901年）では、チェルノーゼムの土壌タイプは、北部、肥厚、普通、南部のサブタイプに分類されました。

S.I.によれば、その後、北部チェルノーゼムの亜型と呼ばれるようになりました。 コルジンスキーは劣化し、その後ポドゾル化チェルノーゼムと浸出チェルノーゼムの2つの独立したサブタイプに分けられました。

1905 年に L.I. プラソロフは、アゾフとシスカウカーシア地域のチェルノーゼムの研究に基づいて、後に前コーカサス人と呼ばれるアゾフ・チェルノーゼムの亜型を特定した。 これらの地域のチェルノーゼムに関する情報の蓄積により、地方および面の土壌形成条件の結果としてのチェルノーゼムの遺伝的特徴をさらに考慮することが可能になり、独立したサブタイプのレベルでチェルノーゼムを区別することはできなくなりました。

国内のさまざまな地域でのチェルノーゼムの研究に関する広範な資料の総合に基づいて、現在、チェルノーゼムの土壌タイプをサブタイプと属に次のように分類することが受け入れられています。

以下はチェルノーゼムの主な属の説明です。

通常 – すべてのサブタイプで区別されます。 記号とプロパティはサブタイプの主な特性に対応します。 チェルノーゼムの正式名では、この属の用語は省略されます。

分化が不十分 - 砂質ローム岩の上に発達し、チェルノーゼムの典型的な特徴（色、構造など）が不十分に表現されています。

深沸騰 - より軽い機械的組成または緩和条件による浸出レジームがより顕著になるため、「通常のチェルノーゼム」タイプよりも深く沸騰します。 典型的なものの中で際立っています。 普通のと南のチェルノーゼム。

非炭酸塩 - ケイ酸カルシウムの少ない岩石で開発され、沸騰や炭酸塩の放出がありません。 主に典型的な浸出型およびポドゾル化型のチェルノーゼムのサブタイプに多く見られます。

ソロネツィック - 腐植層内には、容量の 5% 以上の交換可能な Na 含有量を持つ圧縮されたソロネツィック地層があります。 普通のチェルノーゼムと南部のチェルノーゼムの中で際立っています。

ソロダイズ化 - 腐植層に白っぽい粉末が存在すること、腐植の色の流れ、下部地平線の構造の端に沿ったワニスやグリース、そして場合によっては交換可能なナトリウムが存在することを特徴とします。 典型的なチェルノーゼム、普通のチェルノーゼム、および南部のチェルノーゼムに分布しています。

ディープグレー - 二員構成の層状の岩石上、および冬の永久凍土の長期保存の条件下で発達します。

合流 - 暖かい相のシルト粘土質の岩の上に発達し、高密度の地平線 B を特徴とします。それらは森林草原のチェルノーゼムの中で際立っています。

未発達 - 若いため、または高度に骨格または軟骨性の砂利岩の上に形成されているため、未発達のプロファイルを持っています。

すべてのチェルノーゼムは、次の特性に従ってタイプに分類されます。

腐植層の厚さに応じて、超厚い（120 cm以上）、強力な（120〜80 cm）、中程度の厚さ（80〜40 cm）、薄い（40〜25 cm）、非常に薄い（未満） 25センチメートル）;

さらに、チェルノーゼムは、それに伴うプロセスの重症度に応じてタイプに分類されます（弱い、中程度、強い浸出、弱い、中程度、強いソロネツィクなど）。

で 地理的分布チェルノーゼムのサブタイプには明確な帯状パターンがあります。 したがって、チェルノーゼム土壌の北から南までのゾーンは、ポドゾル化および浸出チェルノーゼム、典型的なチェルノーゼム、通常のチェルノーゼムおよび南部チェルノーゼムのサブゾーンに分割されます。 最も明確に定義されたサブゾーンは、国のヨーロッパ部分に表示されます。

森林草原地帯のチェルノーゼム土壌は、ポドゾル化、浸出、および典型的なチェルノーゼムによって代表されます。

ポドゾリ化チェルノーゼム。 腐植層には、白っぽい粉末の形でポドゾリックプロセスの影響の痕跡が残っています - 主な特徴 形態的性格このサブタイプの。 ポドゾル化チェルノーゼムの腐植質の輪郭は灰色で、地平線 A では濃い灰色になることは少なく、地平線 B では著しく明るい色になります。白っぽい粉末が大量に存在すると、チェルノーゼムの輪郭に灰色がかった灰色の色合いが与えられます。 通常、白っぽいコーティングの形で、B1 層の構造単位が粉末になっているように見えますが、強いポドゾル化により、A 層にも白っぽい色合いが発生します。

炭酸塩は腐植層の境界よりかなり下（通常は深さ1.3〜1.5メートル）にあります。 したがって、腐植層の下のポゾル化チェルノーゼムでは、炭酸塩から浸出した茶色がかったまたは赤茶色の日照地平線があり、ナッツ状または角柱状の構造で、独特のワニス、腐植質のコーティング、端に白っぽい粉末があります。 徐々に、これらの兆候は弱まり、地平線は、ある程度の深さで石灰質の管やクレーンの形で炭酸塩を含む岩に変わります。 それらは、通常、低分化、融合、非炭酸塩の属に分類されます。

ポドゾル化チェルノーゼムを種類に分類する場合、厚さと腐植質の含有量によって分類することに加えて、ポドゾル化の程度に応じて弱ポドゾル化と中程度のポドゾル化に分けられます。

チェルノーゼムが浸出している。 ポドゾリル化チェルノーゼムとは異なり、腐植層に珪質粉末が含まれていません。

Horizo​​n A は濃い灰色または黒色で、明確に定義された粒状または粒状の塊状の構造を持ち、ゆるい構造をしています。 その厚さは 30 ～ 35 cm から 40 ～ 50 cm の範囲にあり、地平線 B1 の下端は平均して 70 ～ 80 cm の深さにありますが、場合によってはそれよりも低くなる場合もあります。 特性 形態的特徴浸出したチェルノーゼム - 炭酸塩から浸出した地平線 B 2 の地平線 B 1 の下の存在。 この地平線は、明確に定義された茶色がかった色、腐植の縞模様と残留物、および木の実のような角柱状または角柱状の構造を持っています。 次の地平線 (BC または C) への移行は通常明確であり、境界は石灰カビと葉脈の形での炭酸塩の蓄積によって区別されます。

主な属は、普通、低分化、非炭酸塩、濃灰色、融合型です。

典型的なチェルノーゼム。 これらは通常、深い腐植質プロファイル (90 ～ 120 cm、またはそれ以上) を持ち、腐植層中に菌糸体または石灰質の管の形で炭酸塩を含んでいます。 炭酸塩は60〜70 cmの深さからより頻繁に現れます. 腐植層のより詳細な形態学的説明のために、腐植色の移行する2つの層が地層A - AB 1およびB 1の下で区別されます。

地平線 AB 1 は濃い灰色で、下向きにかすかに茶色がかった色合いがあり、地平線 B 1 はすでに明確な茶色の色合いによって区別されます。 AB 1 地平線の下部、またはほとんどの場合は B 1 地平線で、炭酸塩の風解が見られます。

Horizo​​n B 2 (BC) と岩石には、菌糸体、石灰質の管、クレーンの形で炭酸塩が含まれています。

に分け 次の誕生：レギュラー、非炭酸、深沸き、炭酸塩味。

草原地帯のチェルノーゼム

草原地帯のチェルノーゼムは、普通のチェルノーゼムと南部のチェルノーゼムに代表されます。

普通のチェルノーゼム。 地平線 A は濃い灰色または黒色で、厚さ 30 ～ 40 cm の明確な粒状または塊状の粒状構造を持ち、徐々に地平線 B 1 (はっきりした茶色がかった濃い灰色、塊状または塊状の角柱状の構造) に変わります。 ほとんどの場合、通常のチェルノーゼムの腐植層の厚さは65〜80 cmです。

地平線 B 1 の下には腐植縞模様の地平線 B 2 があり、しばしば炭酸塩日光地平線と一致するか、非常に急速にそれに変化します。 ここでの炭酸塩はメジロの形をしています。 この特徴により、通常のチェルノーゼムと以前に考えられていたサブタイプが区別されます。

通常のチェルノーゼムのサブタイプは、通常、炭酸塩、ソロネツィック、深沸点、低分化型およびソロ化型の属に分類されます。

南部チェルノーゼムが占領 南部草原地帯であり、濃い栗色の土壌と直接隣接しています。

Horizo​​n A は厚さ 25 ～ 40 cm で、濃い灰色または濃い茶色で、多くの場合わずかに茶色がかっており、ゴツゴツした構造をしています。 Horizo​​n B 1 は、透明な茶褐色とゴツゴツとした角柱状の構造が特徴です。 腐植層の合計の厚さ（A+B 1）は45〜60 cmです。

黄砂炭酸塩層ではメジロが鮮明に表現されることが多い。 沸騰線は地平線 B1 の下部または腐植層の境界に位置します。

南方チェルノーゼムは次の属に分類されます：普通、ソロネツィック、炭酸塩、深沸点、低分化、ソロ化。

チェルノーゼムの土壌は、土壌を形成する岩石の組成によって決定される機械的組成が非常に多様です。

チェルノーゼム型土壌の一般的な特徴は、土壌形成の過程で機械的組成に顕著な変化がないことです。 ポドゾル化されたチェルノーゼムと部分的に浸出されたチェルノーゼムでのみ、プロファイルの下方で粘土の割合がわずかに増加しています。 プロファイルの上部のシルトの一部の減少は、ソロネツィックおよびソロ化されたチェルノーゼムでも観察されます。

チェルノーゼムの鉱物組成は一次鉱物が大半を占めています。 二次鉱物のうち、ほとんどのチェルノーゼム土壌にはモンモリロナイトおよびハイドロマイカグループの鉱物が含まれており、その中でモンモリロナイトが優勢です。

チェルノーゼムのシルト質部分には、結晶化した三二酸化物、非晶質物質、および少量の高度に分散した石英も含まれています。

高度に分散されたミネラルがプロファイルに沿って均一に分布しています。 チェルノーゼムの鉱物組成の違いは、岩石の特徴と一次鉱物の風化条件に関連しています。

化学組成.

その最も重要な特徴は、腐植質中のチェルノーゼムの豊富さと、腐植質プロファイル中の植物栄養要素の生物起源の蓄積です。 プロファイルに沿った鉱物部分の全体的な組成の相対的均一性、炭酸塩の分布の陸生的性質、および易溶性の塩からの土壌の浸出。

腐植土の分布では、深さとともにその含有量が徐々に減少しており、これは腐植土の形成と草本植物の根系の分布との密接な関係を強調しています。 チェルノーゼム腐植は水にわずかに溶けます。

腐植質の含有量に応じて窒素量も変動します（0.2～0.5％）。 ケイ酸と三二酸化物の総含有量はプロファイル全体で均一であり、これは土壌ミネラルの破壊プロセスがないことを示しています。 プロファイルの上部で R 2 O 3 のわずかな減少とケイ酸の濃縮が、ポドゾル化および程度は低いが浸出チェルノーゼム、ならびにソロネツィックおよびソロ化された通常および南部チェルノーゼムで観察されます。彼らの起源の特殊性。

チェルノーゼムにおける炭酸カルシウムの分布の陸生的な性質は、その水とその性質によるものです。 熱体制、土壌空気および土壌溶液中の CO 2 の動態。 春、下降流が最も発達する時期に、炭酸塩が洗い流されます。 ただし、易溶性の塩に見られるように、最大​​湿潤の深さに達しない場合は、炭酸カルシウムの溶解度が非常に低く、土壌空気および土壌溶液中の二酸化炭素濃度が低いために遅延します。土壌中では、活発な生物学的プロセスはまだ起こっていません。 その後の温度の上昇により、根の呼吸が活性化され、微生物の活動が活性化され、土壌溶液中のCO 2 濃度が増加し、その結果、重炭酸カルシウムがより多く生成され、重炭酸カルシウムが上昇し始めます。上昇流に沿ってプロファイルを上昇します。 溶液がプロファイルを上に移動し、二酸化炭素が除去されるにつれて温度が上昇するため、重炭酸塩は炭酸塩に変化し、溶液から落ちます。 上昇流に伴って上昇する炭酸塩の沈殿は、蒸発や植物による消費のための水の消費にも関連しています。

チェルノーゼムの特徴はこうして発達する 季節変動炭酸塩分布の上限：春と秋に低下し、夏に低下します。 これらの変動の規模は、土壌形成の帯状および面状の条件、および土壌の力学的組成によって異なります。

腐植質中のチェルノーゼムの豊富さと生体カルシウムの集中的な移動が、それらの有利な性質を決定します。 物理化学的特性: チェルノーゼムは、高い吸収能力、塩基による吸収複合体の飽和、上層の層の中性に近い反応、および高い緩衝能力によって特徴付けられます。 交換可能な陽イオンの組成において、主な役割はカルシウムに属します。 マグネシウムは量の15〜20％を占めます。 ポドゾル化および浸出したチェルノーゼムでは、吸収複合体に水素が存在し、加水分解酸性度が顕著な値に達する可能性があります。 通常および南部のチェルノーゼムでは、吸収された陽イオンには少量の Na+ が含まれており、他のサブタイプのチェルノーゼムと比較して Mg2+ の割合がわずかに増加します。 ソロネツィック・チェルノーゼムでは、大量のナトリウムイオンが吸収されています。 遊離炭酸塩を含む地平線は、わずかにアルカリ性の反応を示します。

チェルノーゼム土壌の物理的特性は、腐植質の含有量の多さ、腐植層の厚さ、構造の良さによって主に決まります。 したがって、チェルノーゼムは、腐植層の緩やかな組成、高い水分容量、良好な透湿性などの好ましい物理的特性によって特徴付けられます。

最もよく構造化された土壌は、浸出された、典型的かつ普通の重ローム質および粘土質のチェルノーゼムです。 ポドゾリ化されたおよび南部のチェルノーゼムは、水に安定な骨材の含有量が減少していることを特徴としています。 チェルノーゼムの耕作とその長期的な農業利用により、耕作地層内の水に安定した骨材の数は減少しますが、典型的および普通のチェルノーゼムでは、それはかなり長期間残ります。 上級.

構造が優れているため、腐植層のチェルノーゼムの密度は低く、1～1.22 g/cm 3 の範囲ですが、亜腐植層でのみ 1.4～1.5 g/cm 3 に増加します。 通常のチェルノーゼムと南部のチェルノーゼムの浸出地平線では、密度が著しく増加する可能性があります。 ソロネッツ チェルノーゼムは、B1 地平線の密度の増加が特徴です。

地平線上部のチェルノーゼムの固相の密度は低く (2.4 ～ 2.5 g/cm3)、これは豊富な水分によるものです。 上部腐植のプロフィール。 亜腐植地層や岩石では、その値は 2.55 ～ 2.65 に増加します。 チェルノーゼムの良好な構造は、腐植層の高い多孔性 (50 ～ 60%) を決定し、深さとともに徐々に減少します。 チェルノーゼム土壌は、毛管気孔率と非毛管気孔率の好ましい含有量によって特徴付けられます。

非毛細管気孔率は全気孔率の 1/3 になる可能性があり、これによりチェルノーゼムの良好な空気透過性と水透過性が保証されます。

透水性が最も高いのは耕作地層Aと地層B1の上部であり、耐水性の塊状粒状構造がよく表現されている。 地層 A の耕作可能な部分は、構造物の噴霧と地平の圧縮のため、耕作可能な部分よりも 1.5​​ ～ 2.5 倍遅く水分を吸収します。 チェルノーゼム土壌を深く耕し、その表面を緩い状態に維持することは、降水の最良の吸収に貢献します。 厚い腐植層がチェルノーゼムの高い水分容量を決定します。

黒土地帯はこの国の最も重要な農業地域です。 ここでは、冬小麦と春小麦、トウモロコシ、ヒマワリ、テンサイ、カーリー亜麻などの穀物、工業用種子、油糧種子が栽培されています。 これらは畜産と果樹栽培が広く発展した地域です。

チェルノーゼム土壌での農業生産の最も重要な課題は、その高い潜在的な肥沃度を正しく利用し、腐植層を破壊から保護することです。 この問題を解決する主な方法は、水分の処理、蓄積と適切な使用、肥料の適用、播種地域の構造の改善、高収量の作物や品種の導入、浸食との闘いなどの合理的な方法です。

チェルノゼム土壌の各サブタイプ内で、その農業学的評価は次のように決定されます。 遺伝的特徴：腐植層の厚さと腐植の総埋蔵量、機械的組成、浸食の程度、土壌形成岩石の性質と厚さ、土壌耕作のレベル。 腐植層の厚さが厚いほど、チェルノーゼムの栄養素の総量は豊富になります。 腐植層の厚いチェルノーゼムでは、水環境はより有利に発展します。 したがって、チェルノーゼムでは、農作物の収量と腐植層および腐植埋蔵量の厚さとの間に直接の相関関係があります。

平面侵食のプロセスは、最上部の肥沃な層の流出を引き起こし、チェルノーゼムの肥沃度を急激に低下させ、その水、栄養および微生物学的体制、および物理化学的および物理機械的特性を悪化させます。

砂岩や他の緻密な岩石の下にある頁岩、石灰岩、その他の岩石の溶出岩上に発達したチェルノーゼムの農業学的利点は減少しつつあります。

個々のサブタイプ内で、チェルノーゼムの農業学的評価は、そのサブタイプと一般的な特性にも影響されます。 したがって、浸出したチェルノーゼムの場合、これらの違いはそのプロファイルの浸出の程度に関連しています。

排水されたチェルノーゼムは、劣った農業物理的特性によって特徴付けられます。 普通チェルノーゼムと南部チェルノーゼムの亜地帯では、炭酸塩チェルノーゼムとソロネツィックチェルノーゼムの農業特性が悪化しています。 炭酸塩チェルノーゼムは風食を受けやすく、リン肥料を適用すると植物が到達しにくい形態にすぐに変化します。

単独のチェルノーゼムは、入力物理的および入力機械的特性が好ましくないため、単独性の度合いが高くなるほど、チェルノーゼムの農業特性は悪化し、農作物の収量が低下します。 チェルノーゼムとの複合体におけるソロネッツの参加の相対的な増加は、陸塊の評価を悪化させます。

チェルノーゼムの土壌の肥沃度を高めるには、特に普通および南部のチェルノーゼムのサブゾーンでは、水分の蓄積とその合理的な使用が非常に重要です。 したがって、農業技術の実践の中で、春の畑作業の期限を短くし、最適な水環境を構築するための措置を最優先すべきである。

そのような対策としては、きれいな休閑地の導入、早めの深耕、土壌のローリングと適時なすき込み、斜面を横切る耕作、秋に溝を作り、雪解け水を吸収して浸食を防ぐための畑のスライスなどが挙げられます。

最も困難な問題は黒土の灌漑です。 自然の排水が良好な地域で、圧縮されにくい中程度および軽い土壌で最も効果的です。 この場合、生育期中に土壌水分をPPVの少なくとも70〜75％に維持するために、自然水分に加えて灌漑を行う必要があります。

灌漑は、総塩分濃度が 1 g/l 未満の水と低強度の散水で実行する必要があります。

過度の散水、鉱化水の使用、排水不良や重い土壌の地域では、浸水、二次塩類化、アルカリ化、合体などのマイナスの現象が発生し、チェルノーゼムの劣化につながります。

特に普通のチェルノーゼムと南部のチェルノーゼムにとって非常に重要なのは、雪の保持（播種カーテン、保護ストリップなど）です。

風食を受けやすい軽いチェルノーゼム土壌では、 良い結果カビのない平らな秋の栽培が可能で、残りの切り株が雪の蓄積に寄与し、土壌の吹き飛ばしを防ぎます。

特別な注意普通および南部のチェルノーゼム間の水分蓄積に対する農業技術的対策の複合体では、不利な農業物理的性質を持ち、水収量が減少するソネツィック土壌と炭酸塩土壌が必要です。

チェルノーゼムの土壌は、潜在的な肥沃度が高いにもかかわらず、肥料によく反応します。特に森林草原のチェルノーゼムは、湿気条件が最も好ましいためです。 普通および南部のチェルノーゼムでは、湿潤対策が実行されると肥料の最大の効果が達成されます。

窒素肥料のプラスの効果は、粘土質および重いローム質土壌から軽いローム質および砂質ローム質土壌になるほど増加します。 これは、腐植質が非常に豊富で団粒が良好であるため、重機械組成のチェルノーゼム土壌の硝化能力がより顕著であることによって説明されます。

チェルノーゼムでは、座りがちなリン酸塩が優勢であるため、これらの土壌はリン酸塩肥料によく反応します。 リン酸塩岩は、加水分解酸性度の高いポドゾル化および浸出したチェルノーゼムに効果的です。

肥料はすべてのチェルノーゼム土壌に大きなプラスの効果をもたらしますが、特に軽い質感のチェルノーゼムに顕著です。 まず第一に、穀物、テンサイ、ジャガイモに適用されます。

肥料の有効性は、森林草原のチェルノーゼムから南部のチェルノーゼムまで、湿気条件の悪化により低下します。 したがって、水分不足が顕著な地域では、よく分解された肥料を使用し、深く取り込み、保湿する対策が非常に重要です。

動員と 合理的な使用チェルノーゼム土壌の潜在的な肥沃度を実現するには、水環境を改善するための手段と組み合わせて、正しい処理技術を使用して微生物プロセスを活性化する必要があります。

生理学的に酸性の肥料の体系的な使用と農作物からのカルシウムの絶え間ない除去は、カルシウム欠乏とチェルノーゼム土壌の酸性化を引き起こします。 利用可能なデータは、石灰が植物の収量と品質にプラスの影響を与えることを示しています。

保護森林帯はチェルノーゼム地帯で重要な役割を果たしており、微気候、水環境を改善する包括的な手段であり、多くの地域で侵食と戦う手段として重要な役割を果たしています。

保護林の植林作業を行うときは、さまざまなチェルノゼム土壌の森林栄養特性の特性を考慮する必要があります。 森林草原のチェルノーゼムはポドゾル化され、浸出されており、特別な埋め立て措置なしでオークやその他の森林作物を植えるのに適した典型的なものです。

普通および南部のチェルノーゼムでは、積雪、融解水の吸収、および適切な水分消費に関する農業技術的措置が必要であり、作物の範囲もより限定されています。 ソロネッツウスの普通チェルノーゼムとサザンチェルノーゼム、およびソロ化チェルノーゼムの場合、高度な農業技術と保湿対策に加えて、特別な種類の森林作物が必要です。

何世紀にもわたって、ロシア平原は貿易ルートに沿って西洋文明と東洋文明を結ぶ領土として機能しました。 歴史的に、これらの土地には 2 つの交通量の多い貿易動脈が通っていました。 1つ目は「ヴァリャーグ人からギリシャ人への道」として知られています。 それによると、学校の歴史で知られているように、中世には東欧諸国とルーシ民族の物品の貿易が西ヨーロッパ諸国と行われていた。

2つ目はヴォルガ川沿いのルートで、中国、インド、中央アジアから南ヨーロッパへ、あるいはその逆方向に船で物資を輸送することが可能になりました。 ロシアの最初の都市は、キエフ、スモレンスク、ロストフなどの貿易ルートに沿って建設されました。 ヴェリーキー・ノヴゴロドは「ヴァリャーグ人」からの北の玄関口となり、貿易の安全を守った。

現在でもロシア平原は戦略的に重要な地域である。 この国の首都はその土地にあり、 最大の都市。 国家生活にとって最も重要な行政の中心地がここに集中しています。

平野の地理的位置

東ヨーロッパ平原、またはロシア語は、東ヨーロッパの領土を占めます。 ロシアでは、これらは最西端の土地です。 北西部と西部では、スカンジナビア山脈、バレンツ海と白海、バルト海沿岸、ヴィスワ川によって制限されています。 東と南東はウラル山脈とコーカサスに隣接しています。 南部では、平野は黒海、アゾフ海、カスピ海の海岸によって制限されています。

レリーフと景観

東ヨーロッパ平原は、構造岩の断層の結果として形成された、緩やかに傾斜した起伏で表されます。 起伏の特徴に基づいて、山塊は中央、南部、北部の 3 つの縞に分けることができます。 平野の中心部は広大な丘陵と低地が交互に並んでいます。 北部と南部はほとんどが低地であり、まれに標高が低くなります。

地殻変動によって地殻が形成されており、この地域では小さな揺れが発生する可能性がありますが、ここでは目立った地震はありません。

自然地域と地域

(平野には滑らかなドロップが特徴的な面があります)

東ヨーロッパ平原には、ロシアにあるすべての自然地帯が含まれます。

• ツンドラと森林ツンドラはコラ半島北部の自然に代表され、領土の小さな部分を占め、東にわずかに広がります。 ツンドラの植生、すなわち低木、コケ、地衣類は、森林ツンドラの白樺の森に置き換えられます。
• 松とトウヒの森があるタイガが平野の北と中央を占めています。 混交広葉樹林との境界では湿地が多く見られます。 典型的な東ヨーロッパの風景 - 針葉樹林と混交林、沼地が小さな川や湖に取って代わられます。
• 森林草原地帯では、丘と低地が交互に見られます。 この地域ではオークとトネリコの森が典型的です。 白樺やポプラの森がよく見つかります。
• 草原は渓谷に代表され、オークの森や木立、川岸近くにはハンノキやニレの森が生い茂り、野原にはチューリップやセージが咲きます。
• カスピ海低地には半砂漠や砂漠があり、気候は厳しく、土壌は塩分を含んでいますが、そこでも、日々の急激な変化によく適応するさまざまな種類のサボテン、よもぎ、植物などの植生を見つけることができます。気温。

平野の川と湖

（リャザン地方の平地にある川）

「ロシアの渓谷」の川は雄大で、北か南、北極海と大西洋、あるいは大陸の南の内海へと、その水をゆっくりと流れます。 北部の川はバレンツ海、白海、またはバルト海に流れ込みます。 南方向の川 - 黒海、アゾフ海、またはカスピ海へ。 ヨーロッパ最大の川であるヴォルガ川も、東ヨーロッパ平原の大地を「のんびりと流れています」。

ロシア平原は王国だ 天然水そのあらゆる現れにおいて。 数千年前に平原を通過した氷河は、その領土に多くの湖を形成しました。 特にカレリアにはそれらがたくさんあります。 氷河の存在の影響で、北西部にラドガ湖、オネガ湖、プスコフ・ペイプス貯水池などの大きな湖が出現しました。

ロシア平原の局在化した地球の厚さの下に、膨大な量の3つの地下盆地の量で自噴水が貯蔵されており、その多くは浅い深さに位置しています。

東ヨーロッパ平原の気候

(プスコフ近郊のわずかに丘陵地帯のある平坦な地形)

大西洋の指示 気象条件ロシア平原にて。 湿気を移動させる気団である西風により、平野部の夏は暖かく湿気が多く、冬は寒く風が強くなります。 寒い季節には、大西洋からの風が約 10 個の低気圧をもたらし、暑さや寒さが変動する原因となります。 しかし、北極海からの気団も平地に向かう傾向があります。

したがって、気候は山塊の内部、南と南東に近い部分でのみ大陸性になります。 東ヨーロッパ平原には亜寒帯と温帯の 2 つの気候帯があり、東に行くほど大陸性が高まります。

ロシアとソ連の自然地理学
ヨーロッパ部分: 北極、ロシア平原、コーカサス、ウラル

ロシアの地域自然レビュー

「ロシアの自然に関する地域レビュー」セクションの各章

• ロシアの自然地域
• 東ヨーロッパ（ロシア）平原
  • 土壌、植生、動物相

東ヨーロッパ（ロシア）平原

私たちのウェブサイトの「世界の自然」セクションで、東ヨーロッパ平原の自然の写真をご覧ください: クルシュー砂州、モスクワ地域、ケルジェンスキー自然保護区、ヴォルガ中部。

土壌、植生、動物相の簡単な特徴

ロシア平原の土壌植生と動物相は、明確に定義された帯状構造を示しています。 ここでは、ツンドラから砂漠への自然地帯の変化が見られます。 各ゾーンは、特定の種類の土壌、独特の植生、および関連する動物相によって特徴付けられます。

土壌。 ツンドラ地帯内の平野の北部では、ツンドラの粗い腐植質のグライ土壌が最も一般的であり、その上部の地平線には、弱く分解されたコケと強いグレー化の蓄積があります。 グレーの程度は深さとともに減少します。 水はけの良い場所で見られる ツンドラ・グレイク灰色化の程度が低い土壌。 排水溝がある場所 大気中の降水量難しい、形成する ツンドラ泥炭土壌と泥炭灰色土壌.

ロシア平原の森林の下では、ポドゾリックタイプの土壌が一般的です。 北ではそうです 灰色ポゾリック土壌と組み合わせて 湿原ポドゾリックピートとピートグレー; 真ん中のタイガ - 典型的な ポドゾリック土壌さまざまな程度のポドゾル化、そして南へ - ソドポドゾリック、南部のタイガだけでなく、混交林と落葉樹林のゾーンでも発達しました。 広葉樹林、主にオーク林の下、つまり 主に森林草原地帯が形成されており、 灰色の森の土壌.

チェルノーゼムは草原の植生の下によく見られます。 より湿気の多い条件で開発された 浸出およびポドゾル化されたチェルノーゼム、乾燥が進むとチェルノーゼムに取って代わられる 典型的、普通、南部。 南東部には平原が見られます 栗そして 茶色の砂漠と草原の土壌。 ここが彼らが得た場所です 最大の分布ロシアで。 栗、明るい栗、茶色の土壌はしばしばソロネツィックです。 カスピ海地域の乾燥した草原、半砂漠、砂漠の土壌の中で、 塩をなめるそして 塩性湿地.

ロシア平原の植生は、多くの非常に重要な特徴において、我が国の他の広い地域の植生とは異なります。 ここだけ共通 針葉樹、落葉樹、広葉樹の混合林、半砂漠、砂漠草 - よもぎ、よもぎ、よもぎ - 塩草の植生。 ロシア平原でのみ、森林ツンドラのまばらな森林ではトウヒが優勢であり、森林草原では主な森林形成種はオークです。 平原のタイガは驚くべき単調さによって区別されます。すべてのサブゾーンでそれは次のようなものによって支配されています。 トウヒ林、砂質の基質では道を譲ります 松林。 平野の東部では、タイガにおけるシベリア針葉樹の役割が増大しています。 ここの草原はロシアで最大の面積を占めており、ツンドラは比較的小さな面積で、主に矮性白樺やヤナギの南部の低木ツンドラに代表されます。

東ヨーロッパ平原の動物相には、西部と東部の種の動物がいます。 ここではツンドラ、森林、草原、そして程度は低いですが砂漠の動物がよく見られます。 森林動物は最も広く代表されています。 西洋種の動物は混交林や広葉樹林に引き寄せられます（マツテン、クロケナガイタチ、ハシバミ、ヤマネなど）。 いくつかの東部の動物種（シマリス、イタチイタチ、オブ・レミングなど）の範囲の西の境界線は、ロシア平原のタイガとツンドラを通過しています。 アジアの草原からは、現在ではカスピ海地域の半砂漠と砂漠でのみ見られるサイガカモシカ、マーモット、赤みを帯びたジリスが平原に侵入しました。 半砂漠と砂漠には、旧北極の中央アジア亜地域の住民（トビネズミ、スナネズミ、多数のヘビなど）が住んでいます。

ロシア平原の環境問題をより深く理解するには、この地理的地域にどのような天然資源があり、何が注目に値するのかを詳細に検討する必要があります。

ロシア平原の特徴

まず第一に、ロシア平原がどこにあるのかという質問に答えます。 東ヨーロッパ平原はユーラシア大陸に位置し、アマゾン平原に次いで世界第2位の面積を誇ります。 東ヨーロッパ平原の2番目の名前はロシア語です。 これは、その大部分がロシア国家によって占領されているという事実によるものです。 この地域には、国の人口の大部分が集中しており、最大の都市が位置しています。

平野の長さは北から南まで約2.5千km、東から西までは約3千kmです。 ロシア平原のほぼ全域は平らな地形ですが、わずかな傾斜が5度以下です。 これは主に、平野が東ヨーロッパのプラットフォームとほぼ完全に一致しているという事実によるものです。 ここでは破壊的な自然現象（地震）は感じられず、結果として破壊的な自然現象は存在しません。

平野の平均高さは海抜約200メートルです。 最大高さブグルマ・ベレベエフスカヤ高地の標高は479メートルに達し、ロシア平原は条件付きで北部、中部、南部の3つの帯に分けることができます。 その領土には、中央ロシア平原、スモレンスク・モスクワ高地などの多くの丘陵、そしてポレジー平原、オカドン平原などの低地があります。

ロシア平原には資源が豊富です。 ここには、鉱石、非金属、可燃性など、あらゆる種類の鉱物があります。 鉄鉱石、石油、ガスの採掘は特別な場所を占めています。

1. 鉱石

クルスク鉄鉱石 鉱床: レベディンスコエ、ミハイロフスコエ、ストイレンスコエ、ヤコブレフスコエ。 これらの開発された鉱床の鉱石は鉄含有量が高く、41.5% です。

2.非金属

• ボーキサイト。 預金：ヴィスロフスコエ。 岩石中のアルミナ含有量は70％に達します。
• チョーク、マール、細粒砂。 預金：ヴォルスコエ、タシリンスコエ、ディアトコフスコエなど
• 褐炭。 スイミングプール：ドネツク、ポドモスコヴヌイ、ペチョラ。
• ダイヤモンド。 アルハンゲリスク地域の鉱床。

3.可燃性

• オイルとガス。 石油およびガスの産出地域: ティマン-ペチョラおよびヴォルガ-ウラル。
• オイルシェール。 預金：カシピロフスコエ、オブセシルツコエ。

ロシア平原の鉱物が採掘される 違う方法、環境に悪影響を及ぼします。 土壌、水、大気の汚染が発生します。

東ヨーロッパ平原の自然に対する人間活動の影響

生態学的問題ロシア平原は主に 人間の活動：鉱床の開発、都市、道路の建設、大企業からの排出、大量の水の使用、その埋蔵量は補充する時間がなく、また汚染されています。

以下では、ロシア平原全体を検討します。 この表には、どのような問題が存在し、どこに問題があるのか​​が示されます。 発表済み 可能な方法闘争。

ロシア平原の生態学的問題。 テーブル

問題	原因	ローカリゼーション	何が脅かすのか	ソリューション
土壌汚染	KMAの開発	ベルゴロド地方 クルスク地方	穀物収量の減少	黒土や表土を堆積して埋め立てる
	インダストリアル・エンジニアリング	地域: ベルゴロド、クルスク、オレンブルク、ヴォルゴグラード、アストラハン		廃棄物の適正処理、荒廃地の再生
	工事 鉄道そして高速道路	全エリア
	チョーク、亜リン鉱、岩塩、頁岩、ボーキサイトの鉱床の開発	地域: モスクワ、トゥーラ、アストラハン、ブリャンスク、サラトフなど。
水圏汚染	KMAの開発		地下水位の低下	水の浄化、地下水位の上昇
	地下水の汲み上げ	モスクワ地方、オレンブルク地方。 や。。など。	カルスト地形の出現、岩盤沈下による地表変形、地滑り、陥没穴
大気汚染	KMAの開発	クルスク地方、ベルゴロド地方。	有害な排出物による大気汚染、重金属の蓄積	森林や緑地の面積を増やす
	大企業	地域: モスクワ、イヴァノヴォ、オレンブルク、アストラハンなど。	温室効果ガスの蓄積	企業パイプへの高品質フィルターの設置
	大都市	すべての主要センター		車の数を減らし、緑地や公園を増やす
減少 種の多様性植物と動物	狩猟と人口増加	全エリア	動物の数は減少し、動植物の種は消滅しつつある	自然保護区と保護区の創設

ロシア平原の気候

東ヨーロッパ平原の気候は温帯大陸性気候です。 内陸に進むにつれて大陸性が高まります。 最も寒い月（1 月）の平野の平均気温は、西部で -8 度、東部で -12 度です。 まさにその瞬間に 暖かい月（7月）北西部の平均気温は+18度、南東部は+21度です。

降水量は暖かい季節に最も多く、年間降水量の約 60 ～ 70% になります。 高地では低地よりも降水量が多くなります。 西部の年間降水量は800 mm、東部では600 mmです。

ロシア平原には、草原と半砂漠、森林草原、タイガ、ツンドラ（南から北に移動する場合）など、いくつかの自然地帯があります。

平野の森林資源は、主に松とトウヒの針葉樹種によって代表されます。 以前は、森林は積極的に伐採され、木材加工産業に利用されていました。 現在、森林にはレクリエーション、水の調整、水の保護という重要な意味があります。

東ヨーロッパ平原の動植物

小さな気候の違いにより、ロシア平原の領土では顕著な土壌と植物の帯状分布が観察されます。 南部の北部の湿地-ポドゾリック土壌は、より肥沃なチェルノーゼムに置き換えられ、植生の性質に影響を与えます。

人間の活動により、動植物は大きな被害を受けています。 多くの植物種が消滅しました。 動物相の中で最も大きな被害を受けたのは、常に狩猟の望ましい対象であった毛皮を持つ動物であった。 ミンク、マスクラット、タヌキ、ビーバーは絶滅の危機に瀕しています。 ターパンのような大型の有蹄類は永久に絶滅し、サイガやバイソンはほぼ絶滅しました。

特定の種の動植物を保護するために、オクスキー、ガリシアゴーラ、中央チェルノゼムヌイにちなんで名付けられた自然保護区が設立されました。 V.V.アレキナ、ヴォルスクラの森など。

東ヨーロッパ平原の川と海

ロシア平原がある場所には、多くの川や湖があります。 主要な河川が重要な役割を果たしている 経済活動人々はヴォルガ、オカ、ドンです。

ヴォルガ川はヨーロッパ最大の川です。 ヴォルガ・カマ水力産業複合体がそこに位置しており、ダム、水力発電所、貯水池が含まれています。 ヴォルガ川の長さは3631kmです。 その支流の多くは灌漑のために経済に使用されています。

ドンは産業活動でも重要な役割を果たしています。 その長さは1870kmです。 ヴォルガ・ドン運河とチムリャンスク貯水池は特に重要です。

これらのほかに 大きな川コペル川、ヴォロネジ川、ビチュグ川、北オネガ川、ケム川などの川が平原を流れています。

ロシア平原には、川に加えて、バレンツ川、白川、黒川、カスピ海が含まれます。

ノルド・ストリーム・ガス・パイプラインはバルト海の底に沿って走っています。 これは水文対象物の生態学的状況に影響を与えます。 ガスパイプラインの建設中に水が詰まり、多くの種類の魚の数が減少しました。

バルト海、バレンツ海、カスピ海では一部のミネラルが抽出され、それが水域に悪影響を及ぼします。 産業廃棄物の一部は海に流出しています。

バレンツ海と黒海では、タラ、ニシン、ヒラメ、ハドック、オヒョウ、ナマズ、カタクチイワシ、パイクパーチ、サバなど、数種類の魚が工業規模で漁獲されています。

カスピ海では主にチョウザメ漁が行われています。 恵まれた自然条件により、海岸には療養所や観光センターが数多くあります。 黒海に沿った航路があります。 石油製品はロシアの港から輸出されています。

ロシア平原の地下水

地表水に加えて、人々は地下水を使用しますが、不合理な使用により、土壌に悪影響を及ぼします - 沈下が形成されるなど。 平野には、カスピ海、中央ロシア、東ロシアの 3 つの大きな被圧盆地があります。 広大な地域に水の供給源として機能します。