Формы фосфатов в почвах саванн Мали тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 06.01.03, кандидат сельскохозяйственных наук Ефрем Ямуремие

• Ефрем Ямуремие
• кандидат сельскохозяйственных наук
• 1999

Оглавление диссертации кандидат сельскохозяйственных наук Ефрем Ямуремие

почв

1.2. Лигандные взаимодействия между фосфат- и гидроксил-

анионами в железосодержащих системах

13. Кинетика сорбции фосфатов

Выводы к главе 1

Глава 2. Эколого-географические особенности Мали

2.1. Положение страны на африканском континенте

2.2. Геоморофология

2.3. Геологическое строение

2.4. Климат

2.5. Растительность

2.6. Почвенный покров

2.7. Основные черты сельскохозяйственного производства.. 40 Выводы к главе 2

Глава 3. Строение, состав и свойства почв саванн Мали

3.1. Классификация почв

3.2. Морфология почв

3.3. Минералогический состав почв

3.4. Гранулометрический состав почв

3.5. Валовой химический состав почв

3.6. Содержание гумуса и физико-химические свойства почв

3.7 Формы соединений железа в почвах

Выводы к главе 3

Глава 4. Содержание и распределение форм соединений фосфора в почвах саванн Мали.

4.1. Фосфор в почвах тропической зоны

4.2. Фосфор в красных ферраллитных почвах Мали

4.3. Фосфор в желтых ферраллитных почвах Мали

4.4. Фосфор в желтых кварц-аллитныхпочвах

Выводы к главе 4

Общие выводы

Список литературы

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Формы фосфатов в почвах саванн Мали»

Введение.

В основу наших исследований была положена идея выявления корреляцонных связей между генетическими особенностями почв саванн Мали и формами соединений фосфора.

Сама идея научного поиска слагалась в процессе признания следующих аспектов проблемы фосфора в почвоведении и минеральном питании растений.

Во-первых, за вегетационный период растения потребляют фосфор от 20 до 60 кг Р2О5 с 1 га. Потребление идет главным образом в виде анионов Н2РО4- (или НРО4") из солей ортофосфорной кислоты (Н3РО4), а также из солей полифосфорных кислот (после их гидролиза). Поступивший в растения фосфор включается в состав различных органических соединений. Фосфор входит в нуклеиновые кислоты и нуклеопротеиды, участвующие в построении цитоплазмы и ядра клеток. В растительной клетке фосфор играет исключительно важную роль в энергетическом обмене, особенно велика его роль в углеводном обмене, в процессах фотосинтеза, дыхания и брожения. При недостатке фосфора нарушается синтез белка и уменьшается содержание его в растении; этим определяется тесная связь между азотным и фосфорным питанием растений. При недостатке фосфора в растениях снижается урожай и ухудшается его качество.

Растения наиболее чуствительны к недостатку фосфора в самом раннем возрасте, когда их слаборазвитая корневая система обладает низкой усваивающей способностью. Отрицательные последствия от недостатка фосфора в этот период не могут быть исправлены последующим (даже обильным) фосфорным питанием, хотя наибольшее поглощение его просходит в период интенсивного роста вегетативных органов.

Содержание фосфора в расчёте на Р2О5 в почвах колеблется от 0,03 до 0,2%, а общий запас его в пахотном слое почвы на одном гектаре - от 1500 до 6000 кг (Смирнов П.М., Муравин Э.А., 1984). Но основная масса фосфора находится в форме минеральных и органических соединений, недоступных для растений. В почвообразующих породах он содержится чаще в виде фторапатита Са5р(РСи)з и гидроксилапатита Са50Н(Р04)з , при разрушении которых образуются вторичные минеральные соединения фосфора, представленные различными солями ортофосфорной кислоты (Ван Везер Д.Р, 1962; 1977).

В кислых почвах образуются алюмо - и феррофосфаты - А1РО4 и РеРС>4, а также основные соли железа и алюминия - Ее2(0Н)зР04, АЬ(ОН)з РО4, которые характеризуются очень слабой растворимостью и доступносью для растений (Гантимуров И.И., Орлов и др.Д970).

Во всех почвах в очень незначительном количестве присутсвуют хорошо растворимые в воде однозамещённые фосфаты кальция и магния, а также одно - и двухзамещённые фосфаты калия, натрия и аммония; они быстро используются растениями и микроорганизмами (Кудеяров А.Ю.,1978).

В почвах накапливаются также органические соединения фосфора, входящие в состав растительных остатков и микроорганизмов. На долю органических фосфатов приходится от 10 до 50% общего количества фосфора в зависимости от особенностей почв различных зон (ГринбергА.А., 1971; Гульрандсен Р.А.,1977; Добровольский В.В.,1971;1977; Зырин Н.Г.1964). Растения могут усваивать органические фосфаты только после их минерализации.

Недоступные для растений минеральные и органические соединения фосфора переходят в усвояемые очень медленно. Поэтому, несмотря на большие общие запасы фосфора, его усвояемых соединений в почве содержится обычно мало. Тем более, что значительная часть усвоенного

растениями фосфора вместе с зерном и другой товарной продукцией отчуждается ежегодно из почв хозяйств.

Во - вторых, изучение фосфатного режима занимает значительное место в познании и управлении плодородием ферраллитных (аллитных) почв тропической зоны. Этот аспект проблемы осложняется несколькими обстоятельствами, главными из которых на наш взгляд являются следующие:

¡.Традиционный консерватизм в понимании особенностей тропического почвообразования, заключающийся в факте признания, что оно характеризуется исключительно быстрым темпом, а почвы - высоким содержанием железа и алюминия (Карманова Л.А.,1978; Кауричев И.С., Шишова B.C. 1967; Shils C.W., Parfit R.L., Lee R.1983). В основе этого тезиса лежит принципиально верная формула функциональной взаимосвязи ряда природных фактов. В условиях высоких температур и отсутствия зимней паузы, обильного промывания атмосферными осадками и большой ёмкости биологического круговорота происходит быстрое и глубокое преобразование почвообразующих пород. В тематических разделах нашей диссертации будут приведены материалы, свидетельствующие о том, что этот тезис не может быть универсальным, а значит и не может корректно объяснить «региональные» особенности природы и свойств почв и почвенного покрова саванн Мали.

2. Неупорядоченность методологии, базирующейся на классических генетических представлениях европейской школы почвоведеия, согласно которым ферраллитные (аллитные) почвы и соответствующие им коры выверивания являются результатом ортоэлювиального педогенеза, а латерит (конкреции, кирасы) - почвенно- геохимического накопления железа, плинтит и белая глина - гироморфного почвообразования и выветривания (Соколов И.А.,1997).

3. Разночтение фактического материала и интерпретирующих его текстов в связи с неопределённой таксономической принадлежностью исследуемых почв.

4. Фрагментарность или отсутствие комплексных исследований почв тропической зоны как сложных биогеохимических систем. Наибольшей популярностью пользуются исследования, фиксирующие только фактическую сторону вопроса или гипотетические факторные связи. Принимая во внимание всё вышесказанное, нами была поставлена цель провести полный корреляционный анализ связей между особенностями почв саванны Мали и формами соединений фосфора.

Реализация цели осуществлялась в следующих направлениях.

1. Изучение и обобщение опубликованных и фондовых фактических материалов, относящихся к особенностям условий тропического педо- и литогенеза.

2. Изучение и анализ материалов по вопросам особенностей педо - и литогенеза в саваннах Республики Мали.

3. Изучение и анализ опубликованных и фондовых материалов по вопросам фосфорного режима почв тропической зоны и саванн Мали.

4. Химико - аналитическая характеристика главных типов почв саванн Мали, включающая следующие анализы и методы выполнения (табл.1).

5. Выявление корреляционных связей между главнейшими свойствами почв и подвижностью почвенных фосфатов.

Все химические анализы, за исключением валового состава, выполнены мною лично в лабораториях кафедры почвоведения, агрохимии и агроэкологии Российского университета дружбы народов, лабораториях Московского государственного университета и почвенного института имени В.В.Докучаева. Анализы минералогического и валового химического состава ила и почв выполняли в специализированных лабораториях Почвенного института имени В.В.Докучаева при техническом и методическом содействии доктора с.х.наук Н.П.Чижиковой.

В работе использованы также материалы приватных сообщений моего научного руководителя В.Г.Ларешина, работавшего в республике Мали по линии Министерства химической промышленности СССР по проблеме возможности и целесообразности разведки и разработки фосфоритных месторождений Томбукту и производства на их базе фосфорных удобрений с целю использования их в главных земледельческих центрах страны. Одновременно с «го согласия в отдельных разделах диссертации мною были использованы опубликованные и фондовые материалы по морфологической и химико- аналитической характеристике почв саванн Мали и Гвинеи с целью сравнительного анализа и оценки полученных мною результатов.

Таблица. 1.

N п/п Вид анализа Метод анализа Количество проанализированных образцов почв

1 Минералогический состав ила По прописи почвенного института им. В.В. Докучаева 28

2 Валовой химический состав почв Рентегенофлуоресцент-ный анализатор УКА- 30 28

3 Несиликатные формы железа По Джексону 55

4 Аморфное железо общее По Тамму 55

5 Железо органо-минеральных соединений По Баскомбу 55

6 Железо минеральных соединений По Баскомбу 55

7 Нсиликатное По Джексону 55

©кристаллизованное железо

8 Силикатное железо По Джексону 28

9 Гранулометрический состав Метод пипетки, подготовка с пирофосфатом натрия 55

10 Содержание гумуса По И.В. Тюрину 55

И Актуальная кислотность (рН водный) Потенциометрически 55

12 Обменная кислотность (рН солевой) Потенцио метрически 55

13 Обменный кальций Трилонометрия 55

14 Обменный магний Трилонометрия 55

15 Обменный водород По Соколову 55

16 Обменный алюминий По Соколову 55

17 Емкость катионного обмена Стандарт для ферраллитных почв 55

18 Общий фосфор почв По Брей и Куртцу 55

19 Подвижный фосфор почв По Брей и Куртцу 55

20 Формы соединений минеральных фосфатов: Воднорастворимые, рыхлосвязанные Ал- фосфаты Ре- фосфаты Са- фосфаты Окклюдированные оксидами железа Видоизмененная схема Чанга и Джексона. 0,5 Н N1^ ОДН МаОН 0,5Н Н2804 0,ЗН КазСбШОт + №28204 55

На основании обобщений и комплексного анализа имеющейся информации были сформулированы положения, составляющие новизну исследований:

1. Впервые изучен минералогический состав красных и жёлтых ферраллитных (аллитных) и жёлтых кварц-аллитных почв саванны Мали. Установлено, что тонкодисперсная часть этих почв состоит преимущественно из несовершенных каолинитов с небольшой примесью талька, смешаннослойных образований, гиббсита, гетита и тонкодисперсного кварца.

2. В связи с изучением проблемы поведения разных форм фосфора в главных типах почв саванн Мали проведена комплексная оценка их свойств и состава, позволившая корректно установить факторую зависимость подвижности фосфора.

Установление факторной зависимости подвижности фосфора имеет не только общенаучное и познавательное значение, но и является базой для корректировки методологии оценки почв саванн Мали и построения прогностических моделей агрохимического обеспечения.

Материалы диссертации были доложены на кафедре почвоведения, агрохимии и агроэкологии РУДН и на конференции в Санкт-Петербургском государственном университете в рамках Докучаевских молодёжных чтений «Почва. Экология. Общество».

Часть результатов исследований опубликована в 5 статьях, в том числе: в научных трудах Государственного университета по землеустройству (2 статьи); в сборнике тезисов Докладов докучаевских молодёжных чтений 99 «Почва. Экология. Общество» (2 статьи), в Материалах IV Путинской конференции молодых учёных( Пущино, 1999) и Международной конференции «Ломоносов- 99» (Москва, МГУ, 1999).

Выявление корреляционных связей между главнейшими свойствами почв и формами соединений минеральных фосфатов проведено в коллекционных образцах почв, отобранных из 12 разрезов доктором

сельскохозяйственных наук Уаном Амаду Ибрахимом и любезно предоставившим нам для исследований.

Изучение макроморфологии этих образцов и диагностика классификационной принадлежности их проведена на кафедре почвоведения и агрохимии РУДН в 1990 году доцентом Ларешиным В.Г.

Пользуясь случаем, хочу выразить искреннюю благодарность научному руководителю, заведующему кафедрой почвоведения, агрохимии и агроэкологии Ларешину В.Г., директоу Почвенного института имени В.В.Докучаева академику Шишову Л.Л., доктору сельскохозяйстевенных наук Уану Амаду Ибрахиму, декану сельскохояйстевенного факультета РУДН профессору Горчакову В.В., доктору биологических наук, профессору Карпачевскому Л.О., кандидату биологических наук, ст.н.с. МГУ Зубковой Т.А., заведующей лабораторией кафедры почвоведения, агрохимии и агроэкологии Мельниковой Н.М., доценту Ерошкиной А.Н. за консультации, методическую и техническую помощь, за постоянное внимание, проявляемое ко мне в период обучения в аспирантуре.

[.Аналитический обзор литературы.

1.1. Физико-химические свойства ферраллитных почв.

Изучению поглотительной способности ферраллитных почв тропиков посвящено значительное количество работ. Среди основных проблем рассматриваются вопросы емкости катионного обмена и участия в катионообменных свойствах минеральной и органической частей почвы. Рядом авторов на основе использования данных катионообменных свойств, разработаны классификации ферраллитных почв тропиков. В литературе значительное место уделяется проблемам снижения кислотности и регулирования состава поглощенных катионов путем известкования. Наибольшее число работ, при изучении поглотительной способности ферраллитных почв, посвящено вопросам фосфатного режима - сорбции и фиксации фосфатов, фракционному составу фосфатов

и проблемам регулирования неблагоприятного фосфатного режима ферраллитных почв.

Свойства почвенного поглощающего комплекса впервые были положены в основу классификации почв К.К.Гедройцем (1955). В своей классификации, помимо черноземного, солонцового и подзолистого типов почвообразования, он выделяет и латеритный тип почвообразования. Ряд авторов в своих классификациях тропических почв учитывают и такие факторы, как: величина емкости катионного обмена, состав катионов и степень насыщенности почв основаниями. Так, Ф.Дюшофур (1970) при выделении трех основных групп почв по степени интенсивности ферраллитизации, указывает на величину емкости катионного обмена как на один из критериев разделения этих почв. Выделяемые автором слабоферраллитные почвы имеют емкость обмена выше 20 мг-экв/100 г почвы, ферраллитные - ниже 20 мг-экв/100 г почвы, а ферраллиты обладают очень низкой емкостью катионного обмена. В свете изучения почвенного поглощающего комплекса тропических почв весьма интересной представляется классификация почв Бразилии, составленная Лемосом(1967). Классификация основана на подразделении тропических почв на две большие группы: 1) почвы с латеритным горизонтом В и 2) почвы с текстурным горизонтом В. Внутри этих двух больших групп автор выделяет классы с учетом величины емкости обмена, степени насыщенности почв основаниями, содержания обменного алюминия в процентах от емкости в горизонте В.

Исследуя почвы Гавайских островов, Т. Тапас1а(1951) использует величину емкости катионного обмена как критерий классификации при группировке почв. При этом автор учитывает химические свойства почв, степень их выветрелости и окислительные условия.

По существующим представлениям, ферраллитные почвы обладают низкой емкостью катионного обмена вследствие их специфического минералогического состава, представленного каолинитом и

полутораоксидами, и низкого содержания органического вещества. Так, В.Г. Витязев (1973) указывает, что почвы, сформированные на ферраллитной коре выветривания, характеризуются небольшими величинами удельной поверхности по сравнению с почвами сиаллитной коры выветривания. К такому же выводу приходит Fiskell J.G.A. (1970), изучая удельную поверхность и ёмкость поглощения илистых фракций почв Панамы. Объясняя низкую ёмкость катионного обмена латосолей Бразилии Fassbender H.W.,Vieira L., Stabile M.E.(197ö), Восточного Пакистана Arum Kumar Basak(1970) (Бангладеш) авторы указывают на преобладание каолинита в илистой фракции. Различия в величинах ёмкости объясняют различным содержанием органического вещества. Pinto Ricardo (1968), анализируя вклад органического вещества и минеральной части ферраллитных почв Анголы в величину ёмкости катионного обмена, приходит к выводу, что в верхних горизонтах роль органического вещества в 2-30 раз больше, чем минеральной части. Ёмкость катионного обмена органического вещества в его исследованиях колебалась между 108 и 186 мг-экв/100 г, а для глин - от 5 до 12 мг-экв/100 г. На значительный вклад органического вещества в величину ёмкости обмена катионов указывает ряд авторов (Boissezon Paul, 1970; Du Plessis S.F., 1970; Kelley Carl W, Thomas R.P.,1942; Nwinyi S.S.O., 1973; Pinto Ricardo R.,1968; Крумкачев Л.И.Д984; Bennett H.H., Allison R.V.,1928) . Так, Du Plessis S.F. (1970) отмечает, что в образцах почв, содержащих от 0,39 до 1,88% С, около 60% емкости обмена связано с органическим веществом почвы. Введение в культуру земледелия ферраллитных почв Западной Африки Brams Е. (1973), Шевченко Т.Н.(1985), Hingiston FJ(1967, 1963) привело к падению содержания органического вещества и сопровождалось снижением ёмкости обмена на 30 % и было особенно резким в течение первых лет культивации. Способность к катионному обмену органического вещества ферраллитных почв под вечнозеленым

лесом Берега Слоновой Кости колебалась от 110 до 175 мг-экв /100 г. В более глубоких гумусовых горизонтах органическое вещество имело несколько большую поглотительную способность, что связано с более благоприятными условиями гумификации. Качество гумуса существенно влияет на катионнообменные свойства органического вещества. Муль, как указывает ряд авторов (Du Plessis S.F.,1970; Pinto Ricardo R.,1968; Veíasco de Pedro F. 1973), обладает самой высокой ёмкостью. В некоторых работах отмечается и отрицательная роль органического вещества (Върбанова Здравка, 1971; Boissezon Paul, 1970; Leenheer L., Appelmans F. 1954). Было обнаружено, что величина ёмкости обмена почвы была ниже, чем сумма ёмкости обмена органического вещества и глины. Авторы объясняют данное явление тем, что в кислой среде, при образовании гумусо-глинистых комплексов, происходит взаимная блокировка зарядов, что приводит к снижению эффективной ёмкости обмена.

Кроме органического вещества и каолинитовой природы глинистых минералов, существенное влияние на изменение способности ферраллитных почв к катионному обмену оказывает высокое содержание свободных полутораоксидов. В литературе по вопросу влияния полутораоксидов на катионнообменные свойства ферраллитных почв существуют различные мнения. Так, в латеритных почвах островов Кука М. Fieldes, L.D. Swindale, Т.Р. Richardson (1952) отмечали высокую емкость катионного обмена за счет оксидов алюминия, железа и титана находящихся в аморфной форме. В.М. Фридланд, И.Г. Цюрупа, H.A. Андреева (1966), обрабатывая образцы почв Северного Вьетнама в естественном состоянии соляной кислотой с целью удаления железа, нашли, что ёмкость катионного обмена данных образцов уменьшилась. Подобное явление отмечает и Т. Tañada (1951) для почв Гавайских островов. Автор отводит большую роль в процессах катионного обмена исследуемых почв гидрооксидам железа. W.P. Kelley, J.B. Page (1943)

обнаружили высокую ёмкость катионного обмена у некоторых почв Гавайских островов, не содержащих монтмориллонита. Рентгеноструктурный анализ показал слабокристаллическую природу этих почв; из аморфных веществ они выделили, в основном, оксиды железа, кремнезем и вещества типа пермутита. Последний, хотя и обладает высокой емкостью обмена, но его содержание в ферраллитных почвах, из-за широкого молекулярного отношения не может быть значительным. Существенно влияют на величину ёмкости катионного обмена гидраты оксидов железа, алюминия и титана в почвах Гавайских островов, как указывают С.О.ЗЬегшап, У.Магзшака, Т.Гкаша, О.иеИаЬга (1964). Однако они отмечают, что при высушивании почвы теряли от 20 до 74 % ёмкости обмена и не восстанавливали её при увлажнении. При высыхании происходит необратимая кристаллизация оксидов на поверхности почв или на поверхности отдельностей, покрывая последние непроницаемой пленкой.

На блокирующую роль окклюдированного оксида железа в поглотительной способности тропических красноцветов указывает и В.В.Добровольский (1973). В работах КТ.Со1етап, ОЖТЪотаз (1967), К.К^а! (1969) приводятся сведения об увеличении емкости катионного обмена после удаления железистых пленок с поверхности агрегатов. Железо может входить и в состав почвенно-поглощающего комплекса, но его высвобождение возможно лишь при очень низких значениях рН. Учитывая ряд активности катионов, составленный К.К.Гедройцем (1955), О.С.МафШ (1928), Нагорный В.Д.(1972), Наумов В.Д(1990, 1991) при исследовании действия алюминия, железа и марганца на реакции катионного обмена, приходят к выводу, что при значениях рН близких к нейтральным, железо в почвенно-поглощающем комплексе не обменивается на другие катионы, тем самым уменьшает эффективную ёмкость обмена. Подтверждением неподвижности железа в ППК является

работа S.A.Elswaify, S.Ahmed, L.D.Swindale (1970) по влиянию катионов на изменение физических свойств латеритных почв Гавайских островов.

В изучении поглотительной способности ферраллитных почв весьма большое внимание уделяется их фосфатному режиму. Под действием процесса ферраллизации в почве происходит относительное накопление полутораоксидов, которые активно участвуют в поглощении и закреплении фосфатов в недоступной для растений форме - создаются неблагоприятные условия фосфатного питания. В ферраллитных почвах при конкрецеобразовании и латеритизации происходит окклюдирование фосфорных соединений, что ухудшает и без того жесткий фосфатный режим этих почв.

Исследуя вопросы сорбции фосфатов тропическими почвами, многие авторы указывают на довольно высокие величины сорбции. Так латеритизованные почвы Гавайских островов (Rajan S.S.S.,Í973) абсорбировали до 10500 мг Р/кг почвы. R.L.Fox (1974а), R.L.Fox et al (1974b) нашли, что для различных почв тропической Америки эти величины колебались от 200 до 2500 мг/кг почвы. Основная роль в адсорбции фосфатов отводится полутораоксидам, которыми обогащены ферраллитные почвы. A.Breeuwsma (1973) отмечает, что R2O3 играют основную роль в адсорбции фосфатов, даже если их содержание не превышает нескольких процентов. В исследованиях G.Hinga (1973) в тропических почвах Кении сорбция фосфатов значительно снижалась при удалении из почв R2O3. Обработка 20% соляной кислотой с целью удаления значительной части полутораоксидов из почв богатых каолинитом, по данным A.Mehlich (1952), приводило к снижению анионообменной способности. Основная роль среди полутораксидов рядом аыиров отводится алюминию, обменному и в различной степени окристаллизованному (G.Hinga ,1973; Prakash Jai B.S., Bhasker T.D., 1974; Udo E.j.,Uzu F.O.,1972; Weaver R.M., Fox R.H., DrosdofF M.,1975). Но при изучении сорбции фосфатов двадцатью почвами Малайи, Венесуэлы и

Ганы Lopez-Hernandez, I. Danilo, BurnhamC.P(1974) отмечалось, что в хорошо дренированных почвах преобладает роль железа, а в условиях плохого дренажа железо и алюминий влияют на сорбцию фосфатов в равной степени. В процессе изучения влияния степени окристализованности полутораоксидов на величину сорбции фосфатов заслуживает внимание работа по почвам Бразилии Syers J.K., Evans T.D., Williams J.D.H., Murdock J.T.(1971). Найдено, что удаление как кристаллических, так и аморфных соединений железа и алюминия из почвы приводило к снижению сорбции фосфатов, причем удаление аморфных форм соединений снижало величину сорбции больше (в ряде случаев на 100%), чем извлечение окристаллизованных. Следовательно, с увеличением степени окристаллизованности, активность

полутораокисидов в процессах сорбции фосфатов снижается.

Наиболее важным, при изучении фосфатного режима ферраллитных почв, является вопрос необратимого закрепления фосфатов - его фиксации. В обзорной статье по вопросу фиксации фосфатов почвами A.N.Pathak, R.S.Singh (1972) основную роль отводят соединениям железа и алюминия. A.Breeuwsma (1973) отмечает, что сорбция фосфатов на R2O3 настолько велика, что затрагивает весь объем R2O3 до ядра и образующие железо- и алюмофосфаты выпадают в осадок - происходит фиксация фосфора. Для латосолей Индии Indira Raja M., Bhavanisankaran N.(1973) отмечается наибольшая, из ряда изучаемых почв, величина фиксации. На большую роль полутораокисидов в фиксации фосфора указывают и другие авторы (Coleman Russell,1942); Hingston F.J., Posner A.M., Quirk J.P.,1974; Villegas D. Rafael, 1973). На основании изучения Р-фиксирующей способности латеритных почв Индии Biddappa С.С., Venkat Rao B.V.(1973) приходят к выводу, что несиликатные оксиды железа наиболее активно связывают фосфор в исследованных почвах. Указывая на роль обменного алюминия, E.Brams (1973) отмечает, что при содержании обменного

Al>30% от емкости, фиксация фосфора в почвах Сьерра-Леоне в зоне влажных тропиков Западной Африки незначительна. Фракционный состав минеральных форм фосфатов ферраллитных почв характеризуется высоким содержанием Al-P, Fe-P и окклюдированных форм фосфатов (Dalai R.C.,1973; Jeyaraj G., Dhanapalan Mosi A., 1972; Pagel H.,1972; Pagel H.,1967; Singh R.S., Parthak A.N.,1972; Urigo A.P., Kesseba A., 1973), причем с увеличением степени выветрелости и выщелоченности почв их содержание увеличивается, а содержание Са-Р уменьшается (Pagel H.,1972; Pagel H.,1967; Urigo А.Р., Kesseba А.,1973). Содержание органических фосфатов сильно колеблется. В верхних горизонтах почв Танзании Urigo А.Р., Kesseba А.(1975) содержание органических фосфатов находилось в пределах 26-90% от валового. Оно, как правило, уменьшалось вниз по профилю. Для почв, приуроченных к районам интенсивной дефляции и эрозии, а также, где производится периодическое выжигание естественной растительности, максимальное содержание отмечается на некоторой глубине. На содержание органических фосфатов в почвах Нигерии, как отмечает W.B.Ipindidun (1972), сильное влияние оказывает характер растительности и степень дренированности почв.

1.2. Лигандные взаимодействия между фосфат- и гидроксил-анионами в железосодержащих системах.

Формы существования металлов в растворах, обусловливающие их участие в геологических, геохимических и биологических процессах, определяются главным образом реакциями гидролиза и

комплексообразования. Известно, что процессы гидролиза и гидролитической полимеризации являются доминантными в отсутствие веществ органической природы (Зонн, 1982; Brosset et ai., 1954; Smith, 1971). В присутствии же последних комплексообразование оказывает на

растворённые формы металлов более существенное влияние, чем гидролиз (Воробьева, Рудакова, 1980; Линник, 1985). Изучение роли в этом процессе фосфатов ограничено в основном ортофосфат-анионами (Матвеева и др.., 1976; Воробьева и др.., 1982; Bohn, Peech, 1969; Jardine, Zelazny, 1987; Lindsay, 1988). Так, установлено (Lindsay, 1988), что при низких значениях pH и концентрации фосфора, наиболее приближенной к почвенным условиям (рШР04 = 5-6), не продукты гидролиза, а железоортофосфатный комплекс [FeHPC>4]+ является преобладающей в растворе формой существования Fe3+. Исследованиями (Bohn, Peech, 1969) показано, что в форме аналогичного алюмофосфатного комплексного иона может быть заключена основная часть фосфора, содержащегося в почвенных растворах при значениях pH <4,3.

Процессы осаждения и кристаллизации гидрооксидов железа и алюминия в присутствии ортофосфат-анионов замедленны (Матвеева и др., 1976; Воробьева и др., 1982). Аналогичный эффект присущ также органическим (Воробьева, Рудакова, 1980; Карпухин и др., 1985; Coffin, 1963; Scott, Amonette, 1988) и полифосфатным лигандам (Продан и др., 1969; Slack, 1960). В то же время известно, что щелочная реакция среды благоприятствует расщеплению связей в органоминеральных и полифосфатных комплексах с металлами (Владимирская, 1970; Орлов, 1979; Anderson, 1975; Schnitzer, 1978). Все вышесказанное может свидетельствовать о конкуренции между гидроксильными и другими видами лигандов за ион металла. Однако реакции конкурентного комплексообразования практически не изучены, хотя в последнее время в ряде работ указывается на необходимость их учета при исследовании состава природных растворов (Воробьева, Рудакова, 1980; Савич, 1986).

1.3 . Кинетика сорбции фосфатов.

К настоящему времени благодаря экспериментально-теоретическим работам советских и зарубежных исследователей установлено, что

процессы сорбции фосфатов в почвах имеют сложный характер. Взаимодействие фосфатов с почвой не происходит мгновенно; сорбционное равновесие устанавливается с различной скоростью в зависимости от рН, формы и концентрации вносимого фосфата, состава почвы, соотношения почва и раствор, температурных условий (А.Д. Фокин, 1992). Кинетика сорбции, изучающая это явление в зависимости от времени, течения сорбционного процесса, определяется многими физическими и химическими факторами. Принято различать диффузионную и химическую кинетику сорбции.

Диффузионная кинетика сорбции связывает процесс поглощения со временем диффузии сорбируемых частиц к местам сорбции. При этом различают: а) внешнедиффузионную кинетику, когда лимитирующей стадией процесса является процесс внешней диффузии из раствора к частицам сорбента и б) внутридиффузную кинетику, обусловленную процессами диффузии сорбируемых частиц внутрь зерен сорбента.

Химическая кинетика сорбции предполагает зависимость времени сорбции от природы чисто химических процессов взаимодействия сорбируемых частиц с сорбентом, без учёта времени диффузии.

В специальной литературе подробно рассматриваются обе указанные формы проявления сорбции. Не ставя перед собой задачи изучения процессов сорбции фосфатов ферраллитными почвами отметим, что имеющиеся в этой области исследования детально рассмотрены в работе С. Кулибали (1980). Результаты этих исследований позволяют предполагать, что в почвах осуществляются соизмеримые по скорости стадии химической и диффузионной кинетики сорбции фосфатов.

Следует также отметить некоторые общие особенности сорбционных процессов фосфатов в ферраллитных почвах. К ним прежде всего необходимо отнести значительную базоидность данных почв, что предопределяет высокую их сорбцию в отношении фосфат-ионов. Так, по данным Л.Л. Шишова (1976), для кислых красных ферраллитных почв

Кубы сорбция достигала 800 мг Р2О5 на 100 г почвы; для жёлтых кварцево-аллитных - до 400 мг на 100 г почвы.

Величина сорбции и прочность сорбированных фосфатов зависит от состава и свойств почвы: форм соединений железа и особенно содержания аморфных его форм; количества органического вещества (гумуса); минералогического состава и реакции раствора. Высокое содержание аморфных и слабоокристаллизованных полуторооксидов способствует более активной сорбции фосфат-ионов. В отношении органического вещества нет однозначного мнения: на почвах с высокой степенью ферраллитизации органическое вещество снижает сорбцию фосфатов, что связано с покрытием защитной плёнкой органического вещества активных поверхностей базоидов полутораоксидов. В то же время отмечается, что почвы слабо ферраллитизированные увеличивают свою сорбционную способность к фосфат-ионам с повышением их гумусированности (Д. Сойба, 1987).

Во всех исследованных ферраллитных почвах Гвинеи наибольшую сорбционную способность имеют верхние горизонты и по мере углубления по профилю количественные показатели сорбции фосфатов снижаются (Набе, 1988), при этом между различными таксономическими группами диагностируются различия в кинетике сорбционных процессов.

Наибольшая интенсивность сорбции фосфатов (по количеству поглощённых фосфат-ионов) наблюдается в красно-жёлтой ферраллитной почве. Поглощение фосфат-ионов имеет плавный характер во всех горизонтах, но интенсивность сорбции резко снижается по профилю.

В красной ферраллитной почве кривая сорбции в начале имеет резкий подъём, а затем стабилизируется постепенно. Вид кривых для отдельных горизонтов профиля для этой почвы почти одинаковый. Различия в интенсивности сорбции фосфатов между этими двумя почвами можно объяснить тем, что в красно-жёлтой ферраллитной почве меньше

степень ферраллитизации и больше содержание гумуса. Гумусовые вещества и их железо- и алюмоорганические производные способны активно связывать и удерживать фосфат-ионы в почве, особенно в гор.А. Для красно -жёлтой почвы наблюдается типичная ступенчатая форма кривых поглощения. Можно полагать, что в процессе опыта под действием вносимых растворов фосфатов возрастает сорбционная способность этих почв в связи с возможным разрушением устойчивых микроагрегатных элементов и мелких конкреций, характерных для красно-жёлтых почв. В ряде работ указывается, что конкреционные формы сегрегации железа и марганца обладают высокой способностью к поглощению фосфат-ионов и их прочному закреплению.

В ферраллитных почвах, как отмечалось выше, важнейшим компонентом их состава, выступающим активным сорбентом фосфат-ионов, являются несиликатные формы соединений железа и алюминия. Проведя сопоставление данных по поглощению фосфат-ионов с данными по содержанию и распределению по профилю почв несиликатного железа, А.И.Набе(1988) делает следующие выводы:

1. В красной ферраллитной почве поглощение фосфат-ионов связано с содержанием аморфных форм соединений железа, о чём свидетельствует уменьшение интенсивности сорбции при снижении количества аморфного железа и увеличении сильно-окристаллизованных его форм.

2. В красно-жёлтой почве также отчётливо прослеживается общая закономерность увеличения поглощения фосфат-ионов в зависимости от распределения валового железа по профилю, при этом наблюдается тесная связь поглощения фосфат-ионов с содержанием несиликатных форм соединений железа.

3. В красно-жёлтой ферраллитной лессивированной почве отчётливо выражена корреляция между количеством общего железа и аморфных его форм соединений и интенсивностью поглощения фосфат-ионов: при

снижении количества общего и аморфного железа по профилю наблюдается заметное уменьшение поглощения фосфат-ионов.

Таким образом, подводя итоги исследований ферраллитных почв Гвинеи необходимо отметить, что они содержат невысокое количество валового фосфора, а в его распределении выявляется отчётливое биогенно-антропогенное накопление в верхнем горизонте. Состав фосфатов характеризуется высокой долей органических и окклюдированных форм. В составе минеральных фосфатов абсолютно преобладают фосфаты железа и алюминия, составляющие во всех горизонтах более 85%, Содержание рыхлосвязанных фосфатов колеблется в пределах 0,5-1 мг/100 г почвы в пахотных почвах и 1-3,0 мг в целинных. Количество фосфатов кальция невысокое (от 2-3 мг до 5-6 мг). Наибольшее их содержание отмечено в более гумусированных почвах. Все исследованные ферраллитные почвы характеризуются высокой способностью к поглощению фосфат-ионов. Наибольшая сорбция свойственна почвам и горизонтам с повышенным содержанием аморфных форм железа.

Выводы к главе 1:

1. В изучении ферраллитных почв тропической и субтропической зон большое внимание уделяется их фосфатному режиму. При ферраллитизации (аллитизации) в почвах происходит относительно накопление тюлутораоксидов, которые активно участвуют в поглощении и закреплении фосфатов в недоступной для растений форме. При образовании конкреций и латеритизации происходит окклюдирование фосфорных соединений, что значительно уменьшает количество подвижных фосфатов почвы,

2. Основная роль в необменной сорбции фосфатов среди полутораоксидов рядом исследовавателей отводится обменному и в различной степени окристаллизованному алюминию. Другая группа исследователей считает, что в хорошо дренированных

ферраллитных (аллитных) почвах преобладает доля железа, а в условиях плохого дренажа железо и алюминий влияют на сорбцию фосфатов в равной степени.

3. Многочисленными исследованиями по влиянию степени окристаллизованности полтораоксидов на величину сорбции фосфатов установлено, что удаление как кристаллических, так и аморфных соединений железа и алюминия приводит к снижению сорбции фосфатов, причём аморфных соединений - в большей степени, чем окристаллизованных. Следовательно, с увеличением степени окристаллизованности, активность полутораоксидов в процессах сорбции фосфатов снижается.

4. Наиболее важным, при изучении фосфатов ферраллитных (аллитных) почв, является вопрос необратимого закрепления фосфатов - его фиксации. В литературе имеются сведения, что сорбция фосфатов на полутораоксидах железа и алюминия настолько велика, что образующиеся в результате этого процесса железо - и алюмофосфаты выпадают в осадок - происходит фиксация фосфора.

5. Фракцонный состав минеральных форм фосфатов ферраллитных (аллитных) почв характеризуется высоким содержанием А1-Р,

Бе-Р и окклюдированных форм фосфатов, причем с увеличением степени выветрелости и выщелоченности почв их содержание увеличивается, а содержание Са-Р уменьшается.

6. Содержание органических фосфатов сильно колеблется в зависимости от генетических особенностей почв, характера растительности, -степени дренированноети территории, проявления процессов дефряции, эрозии, частоты выжигания естественной растительности.

2. Эколого-географические особенности Мали.

2.1. Положение страны на африканском континенте.

Республика Мали, бывшая центром французского Судана, стала самостоятельным государством 22 сентября 1960г. Территория страны простирается с севера на юг на 1650 км (между 10° и 250 с.ш.) и на 1800км с запада на восток (между 12° в.д. и 4° в.д.). В современных границах её территория составляет 1201 тыс. км2. Около половины территории страны приходится на зону пустынь и полупустынь, а вторую часть занимают саванны. Республика занимает внутриконтинентальное положение: столица - город Бамако - находится в 1272 км от западного побережья Африки.

2.2. Геоморфология.

Наиболее характерной чертой строения поверхности территории страны является большая выровненность и малые амплитуды колебаний высот. Почти всю западную, центральную и северную части страны занимает равнина со средними высотами 200-300м. На западе её пересекает долина реки Сенегал, а на юге и в ценре - долина реки Нигер. Над долинами рек местами возвышаются отдельные уступы.

На западе страны огромная территория занята низкими равнинами западной и центральной Сахары. Они представляют собой каменистые, песчано- каменистые, галечные «эрги» (обширные дюнные массивы).

В юго- восточной части Сахары на территории страны протянулась сухая долина Телемси, продолжением которой является современная долина нижнего Нигера.

С запада, юга и востока равнинная территория страны огрничена горными массивами и отдельными возвышнностями, занимающими не более 5 - 10% территории.

На юго-западе сраны расположены отроги горного массива Фута-Джаллон, находящегося на территории Гвинеи. Отроги этого горного

массива характеризуются развитием глубоких каньонообразных долин и проявлением интенсивной эрозии почв и кор выветривания.

В юго-восточной части странны проходит дуга возышенностеи Мина. К юго-западу от города Сикассо высоты её достигают 950 м.

К югу от долины реки Нигер выделяется возвышенность со средней высотой 350 м. Она относится к докембрийскому пенеплену. Слагающие её породы почти везде покрыты железистым панцирем. Местами у размытых холмов имеются прибрежные отвесные скалы высотой до 50м.

Восточные склоны массива Мандинг возвышаются над долиной реки Нигер и достигают в южной части высоты 350м. Например, в Бомако они доминируют над городом, достигая высоты 170 м. Песчаники, которыми сложен массив Мандинг, очень сильно размыты и от этого, когда-то возвышенного плато, осталась лишь серия холмов, бронированных железистым панцирем. Бронирование дневной поверхности равнин и других элементов рельефа железистым панцирем таит много тайн. Этот замечательный и грандиозный феномен природы в современной литологии и геоморфологии страны не находит исчерпывающего объяснения в научной литературе по западной Африке. В связи с этим уместно отметить, что исследования советсих учёных великой зоны разломов восточной Африки приближают разгадку истории необычных ландшафтов, железистых латеритных плит, которыми словно панцирем, одета поверхность континента. И в этом отношении работы профессора В.В.Добровольского имеют первостепенное значение.

Обобщая результаты исследований В.В.Добровольский (1987) отмечает, что латеритные панцири фиксируют древние уровни стояния почвенно-грунтовых вод, а характерный облик африканского рельефа -сочетание плосковершинных останцовых массивов и плато с системой широких склонов - был предопределён геохимией железа свыше 20 млн. лет назад. Это был период длительного тектонического покоя африканского континента. Десятки миллионов лет сохранялись

ландшафты влажного тропического леса, когда кислые почвенные воды выщелачивали из кристаллических решёток минералов химические элементы и вымывали их. Были вымыты не только легкоподвижные элементы, но даже железо. В верхней части коры выветривания постепенно образовался «обезжелезнённый» горизонт, состоящий из зерен остаточного кварца и ярко-белого каолинита. В тех местах, где выветриванию подвергались сиениты и некоторые другие породы, в коре выветривания накапливались оксиды алюминия и марганца (западная Африка,Родезия, Гана).

Остатки этой древней коры выветривания прослеживаются во многих странах восточной и западной Африки к югу от Сахары, в том числе в Гвинее, Гане, Нигерии и др.

В последующие геологические эпохи развитие и эволюция кор выветривания связывается с изменением рельефа в связи с процессами подъёма и опускания отдельных блоков кристаллического основания. Это резко усилило процессы денудации. Красноцветные продукты выветривания многократно смывались и переоткладывались. В результате изменений климатических условий ареал «красноцветного» выветривания начал сокращаться. В настоящее время красноцветные покровные отложения и латеритные панцири указывают на влажные ландшафты, некогда распространённые в современных саваннах Мали.

Подводя итоги обсуждений этих материалов, следует подчеркнуть, что экстраполяция представлений В.В. Добровольского о генезисе кор выветривания, латеритных панцирей бы и почв Восточной Африки на территорию Западной Африки была не только корректной, но и плодотворной, позволяющей вплотную приблизиться к пониманию особенностей почв и почвенного покрова саванн сахельской и суданской зон Мали.

Возможность экстраполяции такого направления становится более убедительной в связи с тем, что современная засушливость климата

рассматриваемого региона западной Африки ни в коей мере не может быть аргументом, объясняющим сочетание широкого распространения аллитных кор выветривания, латеритных панцирей красно-желтоцветного покрова мелкозёма при одновременном высоком содержании в нём (в мелкозёме) щелочноземельных оснований. Отметим ещё раз, что латеритные панцири формировались в условиях сильно влажных гумидных ландшафтов при высокой геохимической активности железа и его элементов - спутников. В аридных, засушливых условиях, возникали (возникают?) карбонатные коры, в которых железо инертно, а высокой геохимической активностью обладает кальций (и магний). То есть, налицо наличие в пограничной полосе Сахельской и Суданской саванн реликтовых аллитных и ферраллитных кор выветривания и наложения на них субстратов, представляющих собой, в зависимости от локальных условий, продукты выветривания и переотложения этих реликтов влажных тропиков и продуктов выветривания и переотложения пород, образование которых было возможно только в аридных и засушливых условиях. Важно подчеркнуть, что современный педогенез здесь не имеет ничего общего с педогенезом гумидных тропиков.

Приток р. Сенегал - Бауле - очень сильно размывает западную часть страны, в результате чего чётко выражена долина Дио.

На севере от массива Мандинг продолжаются плато Банамбо и Мурдья, но они имеют меньшие высоты. Здесь также плато размыто эрозией на отдельные холмы с очень размытой поверхностью. Выше этих плато простирается долина Нара, которая покрыта везде песком. Здесь высота местности редко превышает 300 м. На северо-востоке от города Нара эта долина образует эрги Уагаду.

В восточной части массива Мандинг протекает река Нигер в широкой долине, сложенной «молодыми» аллювиальными наносами. Здесь эта долина входит в состав бассейна Сегу; её высота не более 300 м.

Таким образом, в целом территория Мали представляет собой обширную равнину со средней высотой от 250 до 300 м.

2.3. Геологическое строение

В геологическом отношении территория Мали представляет собой

Заключение диссертации по теме «Агропочвоведение и агрофизика», Ефрем Ямуремие

Общие выводы.

1. Развитие и эволюция кор выветривания и почвенного покрова саванн Мали тесно увязывается с изменением рельефа и климатическими условиями в последние геологические эпохи. В настоящее время здесь налицо наличие реликтовых аллитных, ферраллитных и латеритных кор выветривания и наложенных на них субтратов, представляющих собой, в зависимости от локальных условий, продукты выветривания и переотложения пород, образование которых было возможно только в аридных и засушливых условиях. Почвенный покров саванн представлен своеобразными почвами, занимающими промежуточное положение между красно-бурыми субаридными и ферраллитными почвами, соответствующие понятию Sols ferrugineux tropicaux и являющиеся элювиальными по отношению к железу.

2. Минералогический состав ила исследованных почв представлен преимущественно каолинитом с присутствием талькоподобных магнийсодержащих минералов и мелкодисперсного кварца.

По гранулометрическому составу почвы резко дифферецированы на две, неравные по мощности, толщи: верхнюю, супесчаную или легкосуглинистую, и нижнюю преимущественно средне- или тяжелосуглинистую, а часто - латеритную, представленную конкрециями или монолитными слоями.

Характерной особенностью всех изученных почв, независимо от их таксономической принадлежности, является высокое содержание в их составе как потенциальных первоочередных мигрантов - магния и калия, так и устойчивых элементов - свидетелей (титана, Si02 кварца), при очень сильной обеднённости мелкозема кальцием и железом. Эти данные нарушают стройную концепцию ферраллитного (аллитного) почвообразования в саваннах Мали.

3. Для всех изученных почв является характерным хорошо развитый гумусовый профиль при относительно широком диапазоне варьирования содержания гумуса в географической сети наблюдений. Физико-химические свойства почв по совокупности всех показателей очень близки между собой: низкое значение активной кислотности, относительно высокая обменная кислотность и сумма обменных катионнов, преобладание в составе обменных катионов водорода и алюминия, при преобладающей роли последнего, сильная и очень сильная ненасыщенность основаниями.

В исследованных почвах саванн Мали содержание железа варьирует не только в пространстве, но и по генетическим горизонтам. Сильное варьирование характерно также и для несиликатных форм его соединений. Диапазон латерального и радиального варьирования несиликатных форм железа составляет 17-98% от содержания валового железа. Несиликатное железо в своём преобладающем большинстве находится в аморфном состоянии и, за небольшим исключением, представлено минеральными соединениями.

4. Содержание общего фосфора во всех исследованных почвах округов Махина, Кита и Колокони невысокое, изменяется как в пространстве, так и по генетическим горизонтам. Максимальное содержание его наблюдается в иллювиальных горизонтах, или в конкреционно-латеритных слоях почв. Наиболее обеднёнными фосфором являются пахотные и подпахотные слои почв.

5. Особенностью почв саванн округов Махина, Кита и Колокони является очень низкое содержание подвижных фосфатов, определяемых по методу Брейя-Куртца. Только определённая группа растений (арахис, фасоль, соя и рис) может быть удовлетворительно обеспечена почвенными фосфатами. Пшеница, сахарный тростник, маис, хлопчатник и сорго будут испытывать острый недостаток фосфора минеральных соединений, дефицит которого может быть частично компенсирован фосфором органических соединений.

6. В пахотных слоях исследованных почв саванн округов Махина, Кита и Колокони преобладающая часть экстрагируемых фракций фосфора приходится на железофосфаты. Фосфаты кальция и алюминия в составе валового фосфора составляют весьма низкую долю. Вниз по профилю количество фосфатов алюминия значительно возрастает, а количество фосфатов кальция, наоборот, уменьшается на фоне возрастающей доли фосфатов, окклюдированных оксидами железа. Конкреционные виды почв отличаются от неконкреционных более низким содержанием в составе валового фосфора фракции железофосфатов, при более значимой доли фосфатов, окклюдированных оксидами железа.

7. Исследованиями установлены существенные особенности в содержании и распределении фосфатов и их форм соединений на типовом уровне почв. В жёлтых ферраллитных и жёлтых кварц- аллитных почвах саванн, в отличие от красных ферраллитных почв, более резко выражена радиальная дифференциация профилей по содержанию валовых фосфатов. При этом содержание валовых фосфатов в генетических горизонтах почв может различаться друг от друга в 3-4 раза, на фоне более ярковыраженного биогенно-антропогенного накопления их подвижных форм в пахотных слоях, а также и значительно меньшей роли фосфатов железа. Учитывая относительно низкую и мало изменяющуюся в пространстве и по профилю почв долю фосфатов алюминия и кальция, следует признать более значимую роль фосфора органических соединений и фосфора, окклюдированного оксидами железа.

8. Исследование связей между формами соединений фосфатов и рядом почвенных признаков методом линейной корреляции и регрессии выявило сущесвенные различия между почвами саванн округов Махина, Кита и Колокони на различных таксономических уровнях.

9. В красных ферраллитных типичных почвах отсутствует тесная корреляционная связь между содержанием общего фосфора и содержанием физической глины и ила. В конкреционных видах этих почв округа Кита обнаруживается сильная отрицательная связь между физической глиной, средняя отрицательная - с гумусом; округа Колокони - средняя отрицательная - со всеми исследованными признаками (физическая глина, ил, гумус). Исследование связи между подвижностью фосфатов выявило весьма значимую положительную роль гумуса в почвах округов Махина и Колокони, существенную отрицательную корреляцию с содержанием общего фосфора и валовым алюминием в почвах саванн всех округов. В конкреционных видах почв округа Кита отрицательная роль несиликатного железа, особенно аморфного, подтверждается высокими коэффициентами детерминации (0,91 и 0,72, соответственно). Не выявлено существенной связи между подвижностью фосфатов и их различными фракциями.

10. В жёлтых ферраллитных и жёлтых кварц-аллитных почвах совершенно очевидно существенное варьирование коэффициентов детерминации между содержанием валового фосфора с физической глиной, илистой фракцией и гумусом в зависимости от особенностей этих почв и их географического положения. В жёлтых ферраллитных почвах саванн округа Кита коэффициенты детерминации существенны только с илом, а в части почв округа Махина - с илом и гумусом; в почвах округа Колокони коэффициенты детерминации между всем исследованными признаками низкие. В жёлтых кварц-аллитных почвах выявлена средняя отрицательная корреляция с гумусом, а в отдельных случаях - очень высокая положительная (К2=0,998), при очень высокой отрицательной корреляции с илом.

11. Исследование подвижности фосфатов в жёлтых ферраллитных и жёлтых кварц-аллитных почвах выявило преимущественно высокую положительную корреляцию с гумусом преобладающего большинства почв всех округов. Высокая отрицательная корреляция существует в почвах между подвижными фосфатами с валовым железом и, особенно, его аморфными формами. В ряде жёлтых ферраллитных и жёлтых кварц-аллитных почв саванн обнаруживается высокая отрицательная корреляция с валовым алюминием, с формами кальция, алюминия и железа, с обменным водородом и алюминием. В преобладающем большинстве исследованных почв высокая положительная корреляция существует между подвижными фосфатами и обменным кальцием.

Список литературы диссертационного исследования кандидат сельскохозяйственных наук Ефрем Ямуремие, 1999 год

Литература.

1. Аскинази Д.Л. Фосфатный режим и известкование почв с кислой реакцией. М., Л.: Изд-во АН СССР, 1949. 216 с.

2. Альфа Ибрагим Набе: «Ферраллитные почвы Гвинейской республики (на примере приморской равнины и плато Фута-Джаллон)». Автореферат дисс...к.с.х.н, М., 1988. 22с.

3. Ван Везер Д.Р. Фосфор и его соединения. М.: Изд-во иностр. лит., 1962. 688с.

4. Ван Везер Д.Р. Соединения фосфора // фосфор в окружающей среде. М.: «Мир», 1977. с. 195-203.

5. Владимирская Т.Н. Исследование процессов комплексообразования триполифосфат- и пирофосфат-ионов с катионами железа(Ш) и меди (II) : Автореф. дис. ...канд.хим.наук. М.: НИУИФ, 1970.19 с.

6. Воробьева Л.А., Рудакова Т.А. Об уровне концентраций некоторых химических элементов в природных водных растворах // Почвоведение. 1980. N З.с.50-58.

7. Воробьева Л.А., Новых Л.Л., Рудакова Т.А. О возможности прогноза состояния некоторых химических элементов в природных водных растворах по диаграммам растворимости. II: Влияние фосфат-ионов на уровень концентрации железа// Вестн. МГУ. Сер. 17, Почвоведение. 1982. N2. с. 10-14..

8. Витязев В.Г. Характеристика общей и внешней удельных поверхностей некоторых кор выветривания. //Изв. Тимирязевск. с-х акад. //,М 6, 1973

9. Върбанова Здравка. Участие на органичного вещества в катионнообменната адсорбция на българския почвы. //Почвоведение и агрохимия //, т.6, N4, 1971 г

Ю.Гантимуров И.И., Орлов и др. Образование железистых аккумуляций в долинах малых рек южной тайги //Почвоведение. 1970.№7.с.5-14.

П.Гедройц К.К. Избранные сочинения. М., 1955.

12.Геллер И.Т. Мобилизация нерастворимых минеральных соединений фосфора почвенными микроорганизмами: Автореф.дис. ...канд. биол. наук. М.: ТСХА, 1971. 17 с.

13.Глазовская М.А. Почвы мира. М.: «Наука», 1972.

14.Горбунов Н.И., Градусов Б.П. Методы определения высокодисперсных минералов //Почвоведение. 1966. N б.с.105-117.

15.Градусов Б.П. Минералы смешаннослойной структуры в почвах. Изд. «Наука». 1976. 125 с.

16.Гринберг A.A. Введение в химию комплексных соединений. Д.: «Химия», 1971.632с.

17.Гульрандсен P.A., Роберсон Ч.Е. Неорганический фосфор в морской воде //Фосфор в окружающей среде. М.: «Мир», 1977.с. 141-164.

18.Добровольский В.В. Коры выветривания Восточной Африки //Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1971.N 12.

19. Добро Вольский В.В. Биогеохимические циклы тяжелых металлов //Геохимия. 1988. N 2. с.307-320.

20.Добровольский В.В. Влияние окклюдирования окиси железа на поглотительную способность тропических красноцветов. Сб.// Ландшапфтно- геохимические исследования.//, М., 1973.

21.Добровольский В.В. От Килиманджаро до Рувензори М. «Мысль», 1977. 112с.

22.Дюшофур Ф. Основы почвоведения. Эволюция почв. Перевод с французского. Изд. «Прогресс», М., 1970. с. 363-365

23.Зоны C.B. Почвообразование и почвы субтропиков и тропиков. Изд. УДН, М., 1974.

24.3они С. В. Роль глинистых минералов в диагностике современных процессов коро- и почвообразования //Земледелие. М.,1974.

25.3онн C.B. Железо в почвах (генетические и географические аспекты). М.: «Наука», 1982. 208с.

26.3онн C.B., Рукака А.Н. Методы определения несиликатных форм железа в почвах. - Почвоведение, 1978, № 5.

27.3онн C.B. Тропическое почвоведение. М.: УДН им. П. Лумумбы, 1986- 400с.

28.3ырин Н.Г., Орлов Д. С. Физико-химические методы исследования почв. М.: Изд-во МГУ, 1964. 438с.

29.Иванов С.Н. Физико-химический режим фосфатов торфов и дерново-подзолистых почв. Минск: Гос. Изд-во с-х.лит. БССР, 1962. 252 с.

30.Инцеди Я. Применение комплексов в аналитической химии. М.:Мир,1979. 376 с.

31.Карманова Л.А. Общие закономерности соотношения и распределение форм железа в основных генетических типах почв. //Почвоведение. 1978. N 7.

32.Кауричев И.С.,Шишова B.C. Окислительно-восстановительные условия почв легкого механического состава Мещерской низменности //Почвоведение. 1967. N5. с.66-78.

33.Костов И. Минералогия. М.: Мир, 1971. 584с.

34.Корбридж Д. Фосфор (основы химии, биохимии и технологии). М.:Мир, 1982. 680 с.

35.Крумкачев Л.И.,Генетические особенности некоторых типов почв Республики Мали./ Почвоведение, 1984, № 10, с. 18-27.

36.Кудеяров А.Ю., Трубин А.И. К изучению растворимости кристаллических алюмофосфатов //Агрохимия. 1978. N6. с. 1824.

37.Кулибали Сейри. Некоторые особенности фосфатного режима почв Мали. Дис...канд. биол. наук.-М., ТХСА, 1980 -17с.

38.Ларешин В.Г., Карманова Л.А. «Формы соединений железа в красно-бурых почвах саванн Мали //Почвоведение. 1989, N 2. с 131-136.

39.Лемос. Р. С. Основные типы почв Бразилии. //Почвоведение, N6,1967.

40.Линник П.Н. О состоянии и некоторых закономерностях миграций ионов металлов в природных водах //Геохимия природных вод. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. с. 435-440.

41.Максимова Г.О. Мали. М.: Мысль, 1964. -298с.

42.Матвеева Л.А., Васильева Л.А., Рождественская З.С. Особенности поведения алюминия в разбавленных растворах, условия и формы его осаждения //Кора выветривания. М.: Наука, 1976. с.201-226.

43.Михаэлис Л. Окислительно-восстановительные потенциалы и их физиологическое значение. М: ОНТИ, гл. редакция хим. литературы, 1936. 284 с.

44.Нагорный В.Д. Магний в тропических почвах Кубы. Автореферат диссертации на соискание ученой степени канд. с/ х наук. УДН, М.,1972.

45.Наумов В.Д. Почвы тропиков и субтропиков и их сельскохозяйственное использование. М., МСХА, 1990.130с.

46.Наумов В.Д. Почвы тропиков и субтропиков и их сельскохозяйственное использование. Курс лекций. М.: МСХА, 1991. 94с.

47.0рлов Д.С. Методы определения рН и окислительно-восстановительного потенциала почв. //Агрохимические методы исследования почв. М.: Наука, 1975. с.245-289.

48.Орлов Д.С. Теоретические и прикладные проблемы химии гумусовых веществ. //Итоги науки и техники. Сер. почвоведение, агрохимия. М.: ВИНИТИ, 1979. Т.2. с.58-133.

49.Перельман А. И. Переработка фосфаритов Каратау. Л.: Химия, 1975. 272с.

50.Продан Е.А., Продан Л.И., Ермоленко Н.Ф. Триполифосфаты и их применение. Минск: Наука и техника, 1969. 536 с.

51.Радченко Г.Ф. Республика Мали. М.: УДН- Мысль, 1969.

52.Радченко Г.Ф. Страны Сахеля. М.: УДН -Мысль, 1983.

53.Сангаре Салиф Эволюция красных ферраллитных почв юго-запада Мали под влиянием антропогенного фактора. Автореф. дисс. ...к.с.х.н., Харьков, 1993 - 22с

54.Савич В.И. Термодинамика трансформации соединений ионов в почве //Итоги науки и техники. Сер. Почвовед. И агрохим. М.: ВИНИТИ, 1986. Т. 6. с. 7-86.

55.Смирнов П.М., Муравин Э.А. Агрохимия.-2-е изд. - М.: Колос, 1984. 304с.

56.Снакин В. В. Дубинин А.Г.Окислительно- восстановительный режим почвы, функционирование биогеоценоза. Пущино: Онти НЦБИ АН СССР, 1981. 21с.

57.Современная химия координационных соединений. М.: изд-во Иностр. лит., 1963. 446 с.

58.Соколов И.А Почвообразование и экзогенез. М., 1997. 224с.

59.Сойба Д. «Особенности гумусовых веществ и их влияние на сорбцию фосфатов почвами республики Мали. Автореф. Дисс....к.с.х.н., М., ТСХА, 1987. 17с.

60.Спиро Т.Г. Фосфатный перенос, его активация ионами металлов; щелочная фосфатаза //Неорганическая биохимия. М.: Мир, 1978. с.624-660.

61.Спиро Т.Г. Фосфатный перенос, его активация ионами металлов; щелочная фосфатаза //Координационная химия. М.: Мир,1979. С. 278-282.

62.Тарарина Л.Ф. Применение окислительно-восстановительного потенциала в почвенных исследованиях. Тула: ТГПИ, 1980. 47С.

63.Тарарина Л.Ф. Органическое вещество как фактор окслительно-восстановительных процессов в почве: Автор.дис. ...д-ра биол. наук. М.: Изд-во МГУ, 1984. 34с.

64.Тимофеев Б.В, Дембеле А.Д., Даниоко А...//Почвоведение, 1987, N7, с.25-30.

65.Трещов А.Г., Шишов Л.Л., Шишова B.C. Вымывание магния из почв Кубы. Агрохимия, N 11, 1970.

66.Уан Амаду Ибрахим. Почвенные условия возделывания арахиса на северо-западе республики Мали. Дисс...док. с-х. наук, М, 1998.

67.Урусов B.C. Роль структурно-химических превращений алюминия в энергетике земной коры //Геохимия. 1988. N2. с.212-222.

68.Фокин А.Д., Синха М.К. Исследование растворимых фосфоргумусовых соединений почв. Сб. «Метод изотопных индикаторов в научных исследованиях и промышленном производстве», М., Атомиздат, 1971.

69.Фридланд В. М., Цюрупа И. Г., Андреева H.A. Катионная обменная способность окислов железа и её роль в обменной способности почв. //Докл. АН СССР.//, Т.168, N4, 1966.

70.Шевченко Т. Н. Особенности минералогического состава илистых и пылеватых фракций ферраллитных почв Южной Танзании // Тез. докл. VII съезда ВОП. Ташкент, 1985.

71.Шевченко Т. Н., Чижикова Н.П. Химико-минералогический состав почв южной части Танзании. Почвоведение, N7,1987.

72.Шишов Л.Л., Трещов А.Г. Обеспеченность подвижным магнием тропических почв Кубы. Агрохимия, N 11, 1970.

73.Шишов Л.Л.,Трещов А.Г. Обменный магний в почвах Кубы. Труды УДН, т. у, вып.4, 1971.

74.Шишов Л. Л. К вопросу о классификации почв сахаротростниковых плантаций. // «Вопросы тропического и субтропического сельского хозяйства». Вып.5, 1971, УДН.

75.Шишов Л.Л. ,Трещов А.Г. Агрохимия сахарного тростника. М., 1972.

76.Шишов Л. Л. К вопросу о классификации почв сахарнотростниковых плантаций Кубы. Труды УДН, т. УП вып.5,1971.

77.Шишов Л.Л. Почвенные условия возделывания сахарного тростника на Кубе. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора с/х наук. М., 1975.

78.Шишов Л.Л., Мельников П.Д., Карпухин А.И. Сорбция фосфатов ферраллитными тропическими почвами. //Вопросы тропического и субтропического сельского хозяйства.- Сб. трудов УДН. М., 1976. вып.9 с. 144-153.

79. Anderson G. Other organic phosphorus compounds //Soil components. N.Y.: Springer, 1975. Vol. 1. P. 305-330.

80.Arum Kumar Basak. Cation exchange capacity of some East Pakistani clays. //Pakistan J. sei and Ind. Pes.//, 13, N1-2, 1970.

81.Aubert G. Les sols lateritiques, C.R. du Ve congres inter. Sc. Du sol, Leopoldville, 1954,1, p. 103-118.

82.Aubert G. , Classification des sols utilisee dans les territoires tropicaux de 1' union française, C.R. 2e confer. Interafricaine des sols, Leopoldiville, 1954, p. 705-708.

83.Bhat K.K.S., Bouyer S. Influence de la matiere organique sur le phosphore isotoniquement diluable dans quelques types de sol tropicaux.»Isotopes and radiat. Soil. Organic- matter studies.» Vienna, 1968.

84.Bennett H.H., Allison R.V. The soil of Cuba. Washington, 1928.

85.Biddappa C.C., Venkat Rao B.V. Studies on the relationship between sesquioxides, phosphorus contents and phosphorus fixing capacity of coffee soils of south India. //J. Indian soc. Soil. Sci//, 21, N2,1973.

86.Bohn H.L., Peech M. Phosphatoiron (III) and phosphatoaluminum complexes in dilute solutions //Soil sci. soc. Amer. Proc. 1969. Vol. 33, N 6. P. 873-876.

87.Brams E.A. Continuous cultivation of west african soils: organic matter diminution and effects of applied line and phosphorus. //Plant and soil //, 35, N2, 1971.

88.Brams E. Residual soil phosphorus under sustained cropping in the humid tropics. // Soils . sci soc. Amer. Proc.//, 37, N4,1973.

89.Breeuwsma A. Adsorption of ions on hematite ( a -Fe203). Wageningen, 1973.

90.Brosset C., Biedermann G., Sillen L.G. Studies on the hydrolysis of metal ions. 11. The aluminium ion, AL3+ //Acta chem. Scand. 1954. Vol. 8, N 10. P. 1917-1926 c.

91.Chils C.W., Parfitt R.L., Lee R. Movement of aluminium as an inorganic complex in some podzolised soils, New Zealand //Geoderma. 1983. vol.29,N2.p. 139-155.

92.Coffin D.E. A method for the determination of free iron soils and clays //Canad.j. Soil Sci. 1963. Vol.43, Nl.P.7-17.

93.Coleman N.T., Thomas G.W. The basic chemistry of soil acidity in : R.W. Pearson, Fred Adams(eds). Agronomy. American soc.of agronomy, Madison, wis., 1967.

94.Coleman Russell. The adsorption of phosphate by kaolinitic and montmorillonitic clays. //Soil. Sci. soc. Amer. Proc.//, v.7, 1942.

95.Dalad R.C. Characterisation of soil inorganic phosphorus. I. Relationship of phosphorus to iron and aluminium. //Agronomica//, 17, NO 3-4, 1973.

96.Du plessis S.F.N. Andersock na metodes vir die bepaling van die katione- uitruilkapasiteit van gronde en faktore watin bydrae tot die katione-uitruilkapasiteit lewer. //Agrochemophysica//, 2, N3, 1970.

97.Elswaify S.A., Ahmed S., Swindale L.D. Effects of adsorbed cations on physical properties of tropical red and tropical black earths. II. Liquid limit, degree of dispersion, and moisture retention. //J. soil. Sci.//, 21, N1, 1970.

98.Fassbender H.W., Vieira L., Stabile M.E Gleichgewichte der kationen und freisetzung von kalium in einigen boden von Amazonas in Brasilien. // Kali- Briefe. Fachgeb.//, 4, N46,1970.

99.Fieldes M., Swindale L.D., Richardson J.P. Relation colloidal hydrous oxides to the high cation- exchange capacity of some tropical soils of cook Islands. // Soil Sci//, 74,N0 3 , 1952.

100.Fiskell J.G.A. Cation exchange capacity and component variations of soils of southeastern USA. //Soil Sci Soc. Amer. Proc//, 34, N0 5,1970.

101.Fox R.L. Examples of anion and cation adsorption by soils of tropical America. //Trop. Agr.//, 51, N0 2,1974.

102.Fox R.L., Nishimoto R.K., Thompson J. R., De laPena R.S. Comparative external phosphorus requirement of plants growing in tropical soils. //Тр. X междунар. Конгр. Почвоведов. T.4. комис. 4. М., «Наука», 1974.

103.Gold Schmit V.M. The principles of distribution of chemical elements in minerals and rocks. //Chem. Soc.,1937, vol.l

104.Hinga G. Phosphate sorption capacity in relation to properties of several types of Kenya soil. «Е. Afr. Agr.and Forest.J.» 38, N 4,1973.

105.Hingston F.J., Atkinson A.M., Posner A.M., Quirk J.P. The specific adsorption of anions. // Nature//, 215,1967.

106.Hingston G. Phosphate sorption capacity in relation to properties of several types of Kenya soil. //E. Afr. And Forest. J.//38, N0 4, 1973.

107.Hingston F.J., Posner A.M., Quirk J.P. Anion adsorption by goethite and gibsite. II. Desorption of anions from hydrous oxide surface.//J. Soil. Sci//, 25, N0 1, 1974.

108.Indira Raja M., Bhavanisankaran N. Studies on the fixation and availability of phosphorus in soils of Tamil Nadu. //Madras Agr. J.//, 60, N0 8, 1973.

109.1pindmidun W.B. Organic phosphorus in some northern nigerian soils in relation to soil organic carbon and as influenced by parent rock and vegetation. // J.Sci Food and Agr. //, 23, N0 9,1972.

110.Jardine P.M., Zelazny L.W. Influence of organic anions on the speciation of mononuclear and polynuclear aluminum by ferron. //Soil Sci. Soc. Amer. J. 1987. Vol. 51, N 4. P. 885-889

111.Jeyaraj G., Dhanapalan Mosi A. Fraction studies of phosphorus in the mechanical fractions of typical soils in Tamil Nadu. //Madras Agr. J.//, 59, N 2-12, 1972.

112.Kalloga B., «Cahiers O.R.S.T.O.M. Pedologie», IV, 3, 1966. P.29.

113.Kalloga B., «Cahiers O.R.S.T.O.M. Pedologie», IV, 1, 1966. P.23.

114.Kawai. K. Changes in cation exchange capacity of some andosols with dithionitc-citrate trcatcmcnt. // Soil Sci and Plant Nutr. //, 15, NO 3, 1969.

115.Kelley W. P. The determination of the base exchange capacity of soils and a brief discussion of underlying principtes. //Jour. Amer. Soc. Agron.//, v. 21, 1929.

116.Kelley Carl W., Thomas R. P. A method of estimating the organic exchange complex of a soil. // Soil Sci Soc. Amer. Proc.//, v.7, 1942.

117.Kcllcy W. P., Page J.B. Criteria for the identification of the constituents of soil colloids. // Soil Sci Soc. Amer. Proc //, v.7, 1943.

118.Lindsay W. L. Solubility and redox equilibria of iron compounds in soils/ //Iron in soils and clay minerals. Dordrecht: Reidel, 1988. P.37-62.

119.Leenheer L. de, Appelmans F. Influence of the treatment of soil samples with H2O2 on the exchange capacity of the mineral soil fraction. //Trans. 5-th intern. Conger. Soil sci v.2 Lcopoldvilc, 1954.

120.Lopez-Hernandez I. Danilo, Burnham C. P. The covariance of phosphate sorption with other soil properties in some British and tropical soils. //J. Soil Sci//, 25, N2, 1974.

121.Magistad O. C. The action of aluminium, ferrous and ferric iron and manganese in base -exchange reactions. Univer. Of Arizona. Univer. Station, bull., N18,1928.

122.Maignien R. Le passage des sols ferrugineux tropicaux aux sols ferrallitiques dans les regions sud ouest du Senegal, «Sols Africains» , vol.VI,2 et 3, mai-dec. 1961.

123.Mehlich A. Effect of iron and aluminium oxides on the release of calcium and the cation- anion exchange properties of soils. //Soil Sei //, 73, N5, 1952.

124.Nwinyi S.S.O. The contribution of organic matter location exchange capacity of Eastern Nigeria soils. //Afr. Soil.//, 18, N1, 1973.

125.Pagel H., Unamba - Oparah 1. Ramadan H. A. Beitrage zur knntnis des nahrstoffhaushaltes wichtiger boden der humiden tropen. 2 mitteilung: p- formenverteilung und ihre bezeiehungen zu den bodeneigenschaften. //Albrecht - Thaer- Archiv//, 11, N3,1967.

126.Pagel H. Verteilung anorganischer p- Formen in wichtigen boden der ariden und humiden tropen. //Beitr. Trop. Und subtrop. Landwirt und tropenveterinarmed.//, 10, N1, 1972.

127.Pagel H., Horst Mutseher, Joser Enzmann . Pflauzennahrstoffe in tropichen boden ihre bestinmung und bewertung, Berlin, 1982, 272 p.

128.Pathak A.N., Singh R.S. Phosphate fixation in soils. //Food farm and Agr.//, 4, N7,1972.

129.Pintoricardo R. Contribuicao da matiria organica e da argila para a capacidade de troca cationica em solos ferraliticos de Angola. //Garcia orta//, 16, N3, 1968.

130.Prakash Jai B.S., Bhasker T.D. Exchangeable aluminium and phosphorus sorption of some acid soils of mysore state. //Soil Sei.//, 118, N4,1974.

131.Quin L.D. The natural occurrence of compounds with the carbon-phosphorus bond //Topics in phosphorus chemistry. N.Y.: Wiley, 1967. vol.4/p/23-48

132.Rajan S.S.S. Phosphorus adsorption characteristics of hawaiian soilsand their relationships to equilibrium phosphorus concentrations required for maximum growth of millet. //Plant and Soil.//, 39, N3,1973.

133.Raminer R., Tenias J., de Silva L.C, Rodrigues T., Chririnos a calibración de cuatro métodos des analisis de suelo con la respuesta del mani a la fertilisacion con fosforo. Agron. Trop.(venez), 1989, 39,1-3, p.5-21.

134.Slack A.V. Problems in adding secondary and trace elements and pesticides to liqid fertilizers/ //Commerc. Fert. Plant and Food industry. 1960. Vol. 100, N4.p.24-25,27.

135.Schnitzer M. Humic substances: Chemistry and reactions. //Soil organic matter. Amsterdam: Elsevier, 1978.p. 1-64.

136.Schwab A.P., Lindsay W.L. A computer simulation of Fe(3) and Fe(2) complexation in limited nutrient solution. 1.Program development and testing. //Soil Sci. Soc. Amer. J. 1989. Vol.53, N1. P. 29-34.

137.Scott D.E., Dick W.A., Tabatabai M.A. Inhibition of pyrophosphatase activity in soils by trace elements. //Soil Sci. 1985. vol. 139,N2.p.ll2-117.

138.Sharpf. L.G. Transformation of naturally occurring organophosphorus compounds in the environment //Ibid. 1973. P. 393-412.

139.Sherman G.D., Matsusaka Y. Ikawa H., Vehara G. The role of the amorphorus fraction in the properties of tropical soils. //Agrochimica//, 8, N2,1964.

140.Singh R.S., Pathak A.N. Forms of phosphorus in that soils of district deoria in alluvial soils of u.p. with particular reference to physico-chemical properties. //J. Indian Soc. Soil Sci//, 20, N 3, 1972.

141.Syers J.K., Evans T.D., Williams J.D.H., Murdock J.T., Phosphate sorption parameteres of representative soils from grande du sul. Brasil. //Soil Sci//, 112, N 4, 1971.

142.Smith R. W. Relations among equilibrium and nonequilibrium aqueous species of aluminum hydroxy complexes// Nonequilibrium systems in natural water chemistry. Wash. (D.C.): Amer. Chem. Soc. 1971. p. 250-279.

143.Tanada T. Certain properties of the inorganic colloidal fraction of hawaiian soils. //J. Soil Sci//, v.2, 1951.

144.Thiry M., Weber F. Convergence de component entre les intrastratifîfs kaolinite smectite et les fire clays. //Clay Miner. 1977. V. 12. N1.

145.Udo. T. J, Uzu F.O. Characteristics of phosphorus adsorption by some Nigerian of soils. //Soil Sci Soc. Amer. Proc.,36,N6, 1972.

146.Urigo A.P., Kesseba A. Phosohate fractions in some Tanzanian soils.// Geoderma//, 10, N 3, 1973.

147.Urigo A.P., Kesseba A. Amounts and distribution of organic phosphorus in some profiles in Tanzania. «Geoderma», 13,1975.

148.Veldkamp M.J., Traore A., N'diaye M.K, Keita M.K., Keita B., Bagayako M. Fertilite des sols du Mali, Mali -sud, Office du Niger interpretations des donnees des sols et des plantes, cellule agro-pedologique projet //Assistante en labolatoire des sols/ AGP//, Institut royal des tropiques Amsterdam, Pays-Bas, 1991, p. 149.

149.Villegas D. Rafael, Dinamica del fosforo en suelos rojos ferraliticos. I. Capacidad de fijacion y su relacion con algunas

propiedades químicas y físicas del suelo. //Acad. Cieñe. Cuba. Ser.: Cana azúcar, N56, 1973.

150.Vovonin A.I. El magnesio en las plantas de cana azúcar, maiz y tabaco. Univer. Central las Villas, Cuba, bol. N 4, 1972.

151.Weaver R.M., Fox R.H., Drosdoff M. Inorganic and organic phosphorus occurrence in some highly weathered soils of Puerto Rico.// Trop. Agr.//, 52, N2, 1975.