Болотоний тип ґрунтоутворення

Болотоный тип почвооброзования

Реферат по почвоведению виконав: студент 1 курсу 6 групи Васильєв Павло Сергеевич

Санкт-Петербургский Державний Университет

факультет Географії і Геоэкологии

Санкт-Петербург 2001

Болотные грунту поширені в таежно-лесной і тундрових зонах. Великі площі вони займають у північно-західних і північних областях евтопейской частини СРСР (Білорусь, Карельська АРСР, Мурманська, Ленінградська, Вологодська, Архангельська області). У азаатской частини СРСР ці грунту найбільш поширені території Західно-Сибірської низовини і Далекого Сходу. Загальна площа болотних грунтів в таежно-лесной і тундрової зонах близько 100 млн. га. Болотні грунту трапляються й дещо поза таежно-лесной і тундрової зон. Проте площа в інших зонах відносна невелика.

Болотный процес почвообразования

Болотный почвообразовательный процес характеризується накопиченням у грунті органічного речовини як торфу і оглеением мінеральної частини грунту. Формування й розвиток болотних грунтів нерозривно пов’язані з «надлишковим зволоженням, яке виникає внаслідок різноманітні причини і може бути викликане поверхневими і грунтовими водами.

Поверхностные води можуть застоюватиметься в негативних елементах рельєфу (улоговини, западины та інших.), куди вода притікає із навколишньою місцевості. Застаивание води атмосферних опадів може бути і на рівнинних елементах рельєфу у разі слабко вираженого або зовсім відсутнього поверхового стоку при слабкої водонепроникності грунтів і особливо в наявності щільного водотривкого горизонту в товщі грунту чи почвообразующей породы.

При неглибокому залягання грунтових вод останні наближаються до денний поверхні, і, насичуючи верхні горизонти грунту до влагоемкости, створюють умови, сприятливі у розвиток болотного растительности.

Торфообразование. У стадії заболочування з’являються влаголюбивые автотрофные трав’янисті рослини, які у наступні стадії змінюються зеленими мохами, кукушкиным льоном і, нарешті, білим мохом-сфагнумом. Надлишкове зволоження позначається як на складі рослинності, а й у темпах і характері розкладання рослинних остатков.

В анаеробних умовах, за браку кисню повітря, інтенсивність окисних процесів сильно зменшується і мінералізація органічних речовин остаточно не йде. Розпад органічних залишків при анаэробинозисе призводить до освіті проміжних продуктів як низькомолекулярних органічних кислот (олійна, оцтова, молочна та інших.), які ще більш уповільнюють процес мінералізації, пригнічуючи життєдіяльність мікроорганізмів, яким належить основна роль процесах перетворення органічних речовин, у почве.

Разложение органічних залишків в анаеробних умовах призводить до накопичення на поверхні грунту полуразложившихся органічних речовин, у вигляді торфу, який становить невід'ємну частину будь-якої болотного грунту. Потужність шару торфу може досягати у випадках десятка метрів і более.

В освіті торфу важлива роль належить різноманітним грунтовим мікроорганізмам. Найбільш активний біохімічний процес перетворення органічного речовини торфу відбувається у найвищому його шарі, де створюються умови деякою аерації. У нижніх горизонтах маса торфу не зазнає докорінних змін. Про це, зокрема, свідчить зміст мікроорганізмів у різних горизонтах торфу. Так, за даними кафедри ґрунтознавства ТСХА, кількість мікроорганізмів в верхньому обрії низинного торфовища становила 3660 тисяч на 1 г грунту, а нижніх шарах лише 216 тисяч.

В перетворення органічних речовин, у болотних грунтах беруть участь представники багатьох груп ґрунтових мікроорганізмів. У цьому на окремих стадіях перетворення органічних залишків чільне місце належить певним групам організмів. Спочатку на відмерлої рослинності активно розвиваються неспороносные бактерії і гриби. Надалі принаймні руйнації органічних речовин значного розвитку отримують спорообразующие бактерії, яких змінюють целлюлозоразлагающие та інші микроорганизмы.

Следовательно, торфообразование — це боихимический процес, у якому беруть участь численні мікроорганізми, виконують складні функції розкладанню і синтезу органічного речовини, що призводять зрештою до утворення торфу болотних почв.

Изменение умов аерації і живильного режиму причина розвитку певних груп болотного рослинності і його эволюции.

В. Р. Вільямс так розкриває загальну схему поступової еволюції луговий грунту в болотну. У розвитку луговий стадії дернового періоду головне, значення належить трьом типам злаків: корневищным, рыхлокустовым і плотнокустовым. За час панування корневищной і особливо рыхлокустовой злаковой рослинності відбувається прогресивне накопичення органічних залишків і аморфного перегною у своїй грунту. Найбільше накопичення органічного речовини відбувається у верхніх горизонтах грунту. Ця обставина призводить до обмеження припливу кисню і до згущенню умов анаэробиозиса у грунті, чому особливо сприяє велика влагоемкость органічного вещества.

Анаэробиозис різко заторможивает розкладання органічного речовини, отже, і залучення зольних елементів та азоту на нові цикли біологічного круговороту, унаслідок чого виникає відносний недолік елементів зольной їжі і азоту для рослин. Через війну нестачі елементів їжі і кисню у грунті луки, рыхлокустовые злаки витісняються плотнокустовыми злаками, які, володіючи микотрофным типом харчування, можуть розвиватись агресивно та за умов бідності грунтової середовища елементами мінеральної їжі. Але з своєї біологічної природи плотнокустовые злаки в усі зростаючій ступеня накопичують органічне речовина лежить на поверхні грунту. У умовах коріння плотнокустовых злаків, відділяючись від мінеральної частини грунту, поширюються у своїй органічного речовини, які з мері приросту вгору стає дедалі біднішими елементами зольной їжі, у результаті плотнокустовые злаки починають відмирати. І що більше приріст органічного речовини та її відкладення лежить на поверхні грунту, тим сильніше його верхні горизонти збіднюються елементами зольной їжі і азотом.

В умовах змінюють плотнокустовым злакам приходять ще менше вимогливі до мінеральної їжі болотні рослин та у тому такі олиготрофы, яким є мох сфагнум.

В різних умовах заболочування території може бути і інший характер розвитку та зміни болотного растительности.

Так, при розвитку болотного процесу у понижениях, куди з почвенно-грунтовыми водами приноситься значну кількість елементів харчування, можуть стійко розвиватися більш вимогливі до місцевих умов живильного режиму трав’янисті растения-торфообразователи — плотнокустовые злаки, осоки, пухівки, вейники, очерет та інших. Заболочування бідних підзолистих грунтів на вододілах в таежно-лесной зоні звичайно починаються з поселення зелених мохів і швидко вступає в фазу сфагнового болота. Найпоширенішими растениями-торфообразователями з трав’янистих є: осоки (Garex L.), пухівки (Eriophorum L.), очерет (Scirpus L.), тростину (Phragmites communis Trin.), вейник (Calamagrostis Adans.), шейхцерия (Schenchzeria L.), рогіз (Typha L.), канареечник (Phalazis L.), хвощовые (Equesetaceae L.) та інших. Серед напівчагарників і деревних найчастіше в торфообразовании учавствуют: багно (Ledum palustre L.), журавлина (Oxycoccus palustris Pers.), вереск (Calluna vulgaris L.), верба (Salix L.), береза (Betula L.), вільха чорна (Alnus glutinos (L.) Hulb.) сіре (Alnus incana (L.) Mecnch), сосна звичайна (Pinus silvestris L.), ялина (Picea excelsa L.), модрина (Larix sibirica Ledeb.) і др.

Особенно великій ролі в торфообразовании грають мохи — гипновые зелені (Bryales), кукушкин льон (Polytrichum commune L.) і білі сфагновые (Sphagnales).

Оглеение. Терміни «глей» і «глееобразование» ввели в наукову термінологію Р. М. Висоцьким, що зазначив біохімічну природу глееобразования. Під глеем Р. М. Висоцький розумів «більш-менш щільну суглинистую чи глинисту породу сірого кольору, з зеленкуватим відтінком», формирующуюся за умов тривалого переувлажнения.

Высоцкий вважав, у процесі оглеения, чи глееобразования, головну роль грають явища розкиснення окису заліза, перетворення їх у сполуки закису з наступним її выщелачиванием.

Раскисление відбувається під впливом разлагающихся органічних речовин, у умовах труднощі чи полоног припинення доступу кисню повітря з участю анаеробних микроорганизмов.

Последующие дослідження таки підтвердили це положення Висоцького й виявили, що глееобразование є складний біохімічний відбудовний процес, протекающий в анаеробних умовах при неодмінному наявності органічного речовини й за участі анаеробних мікроорганізмів. За даними Є. У. Рунова, Є. Ф. Березової та інших дослідників, велика роль процесах оглеения належить маслянокислым бактеріям. Найбільші роботи у вивченні глеевого процесу проведено Я. М. Афанасьєвим, А. А. Завалишиным, До. У. Веригиной, З. П. Ярковым, І. З. Кауричевым і др.

При глееобразовании відбувається значних змін складу і властивостей органічної і мінеральної частин почвы.

В умовах анаэробиозиса у складі органічного речовини накопичуються найактивніші і рухливі фракції специфічної і неспецифічної природи (фульвокислоты, низькомолекулярні кислоти і з'єднання типу полифенолов).

При процесах глееобразования мінеральна частина грунту піддається різноманітним та складних перетворенням — відбувається руйнація первинних і вторинних мінералів й те ж час може бути синтез вторинних мінералів. З іншого боку, істотним перетворенням піддаються сполуки елементів з перемонной валентностью (Fe, Mn, P. S і N).

Процесс руйнації алюмо-феррисиликатов відбувається під впливом нагромаджуються активних органічних сполук з кислими властивостями. З іншого боку, можна припускати (А. М. Можейко, Б. А. Неунылов та інших.), що під впливом які виникають при анаэробном бродінні таких активних акцепторів кисню, як метан, сірководень, водень, деяких відновлюють экзоферментных систем мікроорганізмів можливо відщеплення зовнішніх кислородов від кристалічною грати алюмоі феррисиликатов, що викликає порушення електростатичних зв’язків в кристалічною грати та наступне її руйнація на той розчин іонів заліза, алюмінію та інших. З колоїдних і іонних розчинів, містять залізо, кремнекислоту, гідроокису алюмінію та інші сполуки, при зміні ОВ-условий реакції дегідратації може бути ресинтез вторинних мінералів (І. М. Антипов-Каратаев, Є. І. Парфьонова, Є. А. Ярилова). Ресинтез вторинних мінералів при оглеении найбільш виражений за умов ослабленої винесення продуктів глеевого процесу майже має місця при добре виражених спадних токах води за умов кислої реакції ґрунтових растворов.

Одной з найхарактерніших особливостей глееобразования є відновлення заліза. Сполуки окисного заліза, восстанавливаясь, переходить до сполуки двухвалентного, закисного железа.

Восстановление окисного заліза в закисное може статися, очевидно, як у результаті ферментативної діяльності мікроорганізмів, і внаслідок впливу продуктів життєдіяльності анаеробних мікроорганізмів. До таких продуктам можуть ставитися газоподібні сполуки (СН4, Н2, Н2S), низькомолекулярні органічні та гуминовые кислоти. За даними В. Ф. Непомилуева і М. А. Козырева, в оглеенных грунтах поширені масляно-кислые бактерії роду Clostridium так звані железовосстанавливающие мікроорганізми, які можуть переводити окисные сполуки заліза в закисные. Залежно від характеру зволоження доля сполук закисного заліза буде разной.

При переодическом переувлажнении сполуки заліза можуть бути то окисной, то закисной формі, залежно від тривалістю періоду зволоження і періоду аерації.

Первым з'єднанням, що утворюється за відновлення заліза, є мобільне двууглекислое залізо Fe (HCO3)2, що у природні умови досить добре розчинно у воді й на зміну відбудовних умов на окисні легко окислюється із заснуванням гідроокису заліза:

4Fe (HCO3)2 +O2 +2H2O = 4Fe (OH)3 +8CO2.

Ржавые і охристые плями, примазки та інші залізисті освіти у слабозаболоченных грунтах обумовлені сполуками гідрату окису заліза, що утворюються на зміну окисно-відновних явлений.

При тривалому і більше постійному надмірному зволоженні за умов сталого розвитку глеевого процесу іони закисного заліза входять у реакцію з кремнеземом і глиноземом, створюючи із нею, як зазначалося, вторинні алюмо-ферросиликаты, в склад яких входить закисное железо.

Такие мінерали на відміну мінералів, містять окисное залізо, мають сизоватую, грязно-зеленоватую чи блакитнувату забарвлення. Грунтові горизонти, у яких накопичуються ці мінерали, називаються глеевыми. Якщо надлишкове зволоження нетривалий, то суцільний глеевой обрій може і утворитися, а замість нього на почвенном профілі з’являються окремі сизоватые чи зелено-голубоватые плями. Такі горизонти називаються глееватыми.

Приобретение глеевыми обріями специфічної забарвлення пов’язане з втратою плівок окисного заліза із поверхні ґрунтових мінералів, власна забарвлення яких надає характерний колір глею.

В процесі оглеения, крім вторинних мінералів, є стійкішими до окислювання, утворюються і менше стійкі мінерали, до котрих віднести сидерит (FeCO3) і вивианит [Fe3(PO4)2×8Н2О]. При оглеении грунт щодо збагачується кремнекислотой і збіднюється залізом й у меншою ступеня алюмінієм. Зіставлення даних із складу глеевого і подзолистого горизонтів показує, що остання однаково обеднен окислами заліза і алюмінію, тоді, що з глеевого горизонту выщелачивается переважно залізо, а алюміній є устойчивым.

При оглеении поруч із відновленням заліза відбувається відновлення марганцю і освіту рухливих його сполук. Продуктами відновлення сірки при розвитку стійкого оглеения є H2S і FeS. Значним перетворенням при оглеении піддаються сполуки азоту та фосфору. Перетворення азоту пов’язані з недостатнім розвитком процесів денитрификации, що призводять до швидкому зникнення нітратних форм азоту NO та можуть викликати якщо і сталий розвиток відбудовних процесів значну втрату азоту з грунту. Зміна фосфатного режиму пов’язані з утворенням оглеенных горизонтах фосфатів закису заліза типу вивианита, а при переодической зміні відбудовних процесів окислительными — накопиченням труднорастворимых фосфатів окису заліза. При переувлажнении грунтів насамперед відбувається відновлення нітратів і сульфатів і вже потім відновлюються окисные сполуки заліза і марганца.

Поскольку при оглеении утворюються активні органічні з'єднання з кислими властивостями і рухливі компоненти руйнації та відновлення мінеральної частини грунту, то складаються сприятливі умови для освіти різноманітних органо-минеральных сполук, які мають важливого значення в міграції заліза, марганцю і алюмінію з оглеенных горизонтів. Особливо сильно процеси міграції розвиваються у ґрунтах поверхового тимчасового надлишкового зволоження під впливом сезонного оглеения при поєднані із спадними струмами води. Такий элювиально-глеевый процес має важливого значення у формуванні элювиальных горизонтів у різних типах грунтів — глеево-подзолистых, солодях, «подбелах» і ін. (Ю.А.Ливеровский, И.С.Кауричев).

В тому випадку, коли оглеение розвивається у умовах близького залягання грунтових вод або під впливом надлишкового зволоження водами внутрипочвенного стоку, спостерігається зворотний процес — гидрогенной акумуляції у верхніх горизонтах рухливих продуктів глеевого процесу особливо сполук железа.

Таким чином, розвиток глеевого процесу призводить до істотного погіршення агрономічних властивостей грунтів та їх поліпшення потрібно корінну зміну водно-воздушного режиму з допомогою осушувальних меліорацій, а грунтів тимчасового поверхового переувлажнения (мінеральні полугидроморфные грунту) застосуванням комплексу агротехнічних мероприятий.

Основные типи заболачивания

Согласно трудам В. С. Доктуровского, Г. И. Танфильева, В. Р. Вильямса, В. Н. Сукачева прийнято розрізняти дві основні типу заболочування чи болотообразования: 1) заболочування суші та 2) заторфовывание водойм. Натомість, заболочування суші проявляється по-різному залежно з походження і складу викликає його влаги.

Заболачивание суши

Поверхностное заболочування атмосферними водами відбувається переважно на важких по механічному складу породах і вирівняних територіях, позбавлених значних ухилів місцевості. Заболочування грунту атмосферними осдками має ту отличитеольную здатність, що атмосферні опади перебувають у собі невелика кількість мінеральних сполук, необхідні харчування рослин. У початковий період поверхового заболочування атмосферними водами, як у грунті створюються анаэробные умови, відбувається уповільнене розкладання рослинних залишків як наслідок цього, підвищення змісту органічного речовини в гумусовом обрії (до 15−20%), який відрізняється, зазвичай, широким співвідношенням між вуглецем і азотом. Водночас зі збільшенням змісту органічного речовини є і оглеение верхніх горизонтів, що веде до хімічним і морфологічним змін, притаманним глееватых горизонтів. Під час цієї стадії заболочування атмосферними водами в таежно-лесной зоні формується перегнойно-глеево-подзолистая грунт. При подальшому заболачивании грунту відбувається прогресивне наростання торф’яного обріїв та посилення процесу оглеения, у результаті утворюється торфянисточи торфяно-подзолисто-глеевые почвы.

Усиление поверхового заболочування призводить до утворення торфяно-глеевой грунту, що з торф’яного горизонту потужністю трохи більше 50 див і суцільного глеевого горизонту, залягающего нижче торф’яного шару. У дальнейщем при наростання потужності шару торфу торфяно-глеевая грунт перетворюється на болотну торф’яну почву.

Заболачивание прісними (м'якими) грунтовими водами відбувається на бескарбонатных, найчастіше легких материнських породах, подстилаемых водоупорными, важкішими по механічному складу відкладеннями (наприклад, супеси і піски, подстилаемые моренними важкими суглинками і глинами). Заболочування подібного типу має місце, зазвичай, на вододільних просторах на бескарбонатных породах з близьким заляганням почвенно-грунтовых вод. Хоча грунтових вод і більше минерализованы, ніж води атмосферних опадів, однак у умовах зволоження рослинний покрив представлений переважно сфагновым мохом і болотяними полукустарниками (багно, журавлина, брусниця та інших.), і навіть пушицей, осокою та інші травами. З деревних порід тут могли трапитися пригноблені сосна, береза, ялина, які за наростання торф’яних відкладень послідовно випадають: спочатку береза, потім ялина і, нарешті, сосна.

В таежно-лесной зоні при грунтовом заболачивании м’якими водами на першої стадії формуються торфянистые подзолистые грунту, які мають ознаки оглеения в материнської породі і в обрії У і мають лежить на поверхні грунту торф’янистий обрій потужністю 10−12 см.

По мері посилення заболочування грунтовими прісними водами йде прогресивне розвиток болотного процесу, що виражається як і наростании горизонту торфу на поверхні грунту, і у посиленні оглеения мінеральної частини грунту. На подальших стадіях заболочування утворюється торфяно-глеевая грунт, яка за посиленні заболочування перетворюється на болотну грунт верхового, сфагнового болота.

Заболачивание жорсткими грунтовими водами. Зволоження грунтів жорсткими грунтовими водами, багатими мінеральними сполуками, зумовлює виростання на таких ділянках різноманітної рослинності, часто має пишне розвиток. Тут добре розвиваються деревні породи (верба, чорна вільха, береза та інших.), чагарники (смородина та інших.), і навіть трав’янисті (мятлик болотний, душситый колосок, мітлиця біла, трясунка і разнотравье).

В умовах багатою рослинності і надлишкового зволоження грунтів жорсткими грунтовими водами, багатими живильними елементами і бикарбонатами кальцію, формуються дерново-глеевые грунту із сильним перегнойным обрієм і високим відсотком гумусу, имеыщие слабокислую чи нейтральну реакцию.

Пстепенно в верхньому обрії внаслідок уповільненої розкладання відмерлої рослинності накопичуються напіврозкладені рослинні рештки розуму та він одержує характер оторфованного горизонта.

При подальшому розвитку заболочування лежить на поверхні дерново-глеевых грунтів починає формуватися торф’яний обрій і вони переходить до болотну грунт низинного болота.

Возникшие у його чи інших природні умови болотні освіти не залишаються постійними у часу, а безупинно змінюються, переходячи з однієї стадії розвитку на другую.

Такую еволюцію болотних грунтів можна поспостерігати на природі, коли грунту низинних боліт переходить до грунту перехідних, та був і верхових болот.

Заторфовывание водоемов

Основная частина боліт, особливо у північної половині європейській частині СРСР, утворилася в результаті заболочування суші; певна частина боліт утворилася шляхом заторфовывания водойм (озер, ставків, затонів річок, струмків тощо.). Дно таких водойм зазвичай поступово покривається мінеральним мулом, приносимым водними потоками. Одночасно водна товща починає заселятися водними рослинними і тваринами організмами (водорості, різноманітні молюски та інших.), складовими планктон. Щороку отмирающая маса планктону опускається на дно водойми і, змішуючись з мінеральним мулом, утворює сапропель (який гниє мул), який із часом переходить у більш тверду органо-минеральную масу, яка звалася сапропелита. Принаймні заповнення водойми сапропелем у ньому, починаючи з берегів, поселяються землеводные рослини — хвощі, очерет, тростину та інші рослини, котрі після відмирання заповнюють бассейн.

Наряду з глибинним зарастанием водойми часто-густо лежить на поверхні утворюється плаваючий килим, що з рослин (трифоль, сабельник, телорез, ряска, плаваючий рдест, осоки, мохи і др.).

Постепенно розростаючись, ці рослини утворюють сплавину, нижня частину якого поступово відривається і опускається на дно. Рослинні залишки, розкладаючись в анаеробних умовах, поступово утворюють потужні верстви органічного речовини. У таких випадках заторфовывание водойми відбувається як згори, і знизу. Після заповнення органічної масою всього водойми лежить на поверхні його поселяється різноманітна болотна рослинність, й надалі болотний процес при відповідних умовах, може проходити послідовно стадії торф’яних грунтів низинного, перехідного і верхового болота.

Классификация болотних почв

Болотные грунту, як і всі азональные грунту, формуючись у різних грунтово-кліматичних зонах, відмінними між собою деякими генетичними особливостями, обумовленими характером природних умов даної зони. Болотні грунту таежно-лесной зони, наприклад, представленны переважно низинными і верховими болотяними ґрунтами, мають потужний торф’яний горизонт.

В південніших зонах ці грунту представлені у основному болотяними заплавними ґрунтами степів, буроземно-лесными болотяними ґрунтами, болотяними ґрунтами сероземной зони і болотними ґрунтами субтропічних областей.

Болотные грунту південних зон утворюються у понижениях рельєфу, переважно у заплавах річок, з поверховим і грунтовою зволоженням під болотного рослинністю, переважно під очеретяними, осоковыми, тростниково-рогозовыми та інші ассоциациями.

Болотные грунту різних зон поруч із загальними властивостями і ознаками несуть і сліди зонального характера.

Например, болотні грунту сероземной зони відрізняються малої потужністю торф’яного обріїв та значної засоленістю. Болотні ж грунту буроземно-лесных областей, навпаки, мають потужніші торф’яні горизонти і, зазвичай, зничительно заилены.

Некоторые типи болотних грунтів південних зон несуть у собі зональні ознаки карбонатности, солонцюватості, осолодения, засоленості і т.д.

Безусловно, вони значно різняться між собою і злочини по генезису, і з родючості, що з що свідчить визначає застосування меліоративних і агротехнічних заходів із їх освоєння і использованию.

Поскольку болотні грунту таежно-лесной зони займають значно більші площі й є важливим резервом під час освоєння нових земель, з їхньої класифікації ми бачимо зупинимося більш подробно.

Все болотні грунту таежно-лесной зони залежно з походження, умов залягання і характеру рослинності ділять на два типу — болотні верхові грунтів та болотні низинні грунту. Вони, своєю чергою діляться більш дрібні таксономические подразделения.

Болотные верхові грунту поширені головним чином північної і середній тайзі таежно-лесной зони європейській частині Союзу РСР, і навіть північ від Західної Сибіру, на Камчатці і Сахаліні. Болотні верхові грунту утворюються найбільше на вододілах за умов зволоження прісними атмосферними застійними водами. Рослинний покрив їх представлений переважно сфагновым мохом, і навіть полукустарниками (морошка, багно, кассандра, лохина та інших.) і деревними породами (ялина, сосна, береза), зазвичай сильно угнетенными.

По ступеня розвитку процесу почвообразования розрізняють два підтипу болотних верхових грунтів — болотні торфяно-глеевые й болотні верхові торфяные.

Болотные торфяно-глеевые грунту формуються на більш знижених частинах вододілів чи з околиць верхових боліт, на борових піщаних терасах і зандровых рівнинах. У профілі грунтів розрізняють такі горизонти: сфагновый відбуксирувати, торф’яний обрій, глеевый горизонт.

Болотные верхові торф’яні грунту займають центральні частини верхових торф’яних боліт на вододільних рівнинах і піщаних терасах зони під специфічної олиготрофной растительностью.

Профиль цієї грунту слабко диференційований на горизонти і на відміну від торфяно-глеевых грунтів представлений органогенными обріями, подстилаемыми торфоорганогенной породой.

В типі верхових болотних грунтів вирізняються такі роды.

1. Звичайні. Органогенный обрій (чи весь профіль грунту) складається з сфагнового торфа.

2. Перехідні остаточно-низинные засфагненные. Утворюються з болотного низинної грунту при втрати верхніми обріями в зв’язку зі минерализованными грунтовими водами. Тому під шаром сфагновых торфів у грунті є шар трав’янистого торфу.

3. Гумусово-железистые. Характерні для торфяно-глеевых грунтів, та розвитку на песках.

Верховые болотні грунту поділяють на види за такими признакам.

По потужності органогенного горизонту в торф’яний заляжи:

торфянисто-глеевые малопотужні - потужність торфу від 20 до 30 див (для мезлотных областей);

торфяно-глеевые — потужність 30−50 см;

торфяные на дрібних торфах — потужність торф’яний поклади 50−100 см;

торфяные на середніх торфах — потужність поклади 100−200 см;

торфяные на глибоких торфах — потужність поклади >200 см.

По ступеня розкладання торфу (верхні 30−50 см):

торфяные — ступінь розкладання торфу 55.