Бесплатный автореферат и диссертация по биологии на тему
Оксидогенез железа в почвах степной зоны
ВАК РФ 03.00.27, Почвоведение
Автореферат диссертации по теме "Оксидогенез железа в почвах степной зоны"
На правах рукописи
ии^4У412Э
АЛЕКСЕЕВ Андрей Олегович ОКСИДОГЕНЕЗ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ СТЕПНОЙ ЗОНЫ
Специальность 03.00.27 - почвоведение
Автореферат
диссертации на соискание ученой степени доктора биологических наук
2 5 идр 2010
Москва-2010
003494129
Работа выполнена в лаборатории геохимии и минералогии почв Института физико-химических и биологических проблем почвоведения Российской академии наук
Официальные оппоненты:
доктор биологических наук, профессор доктор биологических наук, профессор доктор географических наук
Л .О. Карпачевский В.Ф. Бабанин А.Л. Александровский
Ведущая организация: Почвенный институт им. В.В. Докучаева
Защита состоится «22» апреля 2010 года в в 15 час. 30 мин. в ауд. М-2 на заседании диссертационного совета Д 501.001.57 при МГУ им М.В. Ломоносова по адресу: 119991, ГСП-1, Москва, Ленинские горы, МГУ имени М.В. Ломоносова д. 1, стр. 12, факультет почвоведения, тел./факс (495) 939-24-67
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке факультета почвоведения МГУ.
Автореферат разослан «_» марта 2010 г.
Ученый секретарь диссертационного совета '
доктор биологических наук
А.С. Никифорова
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность работы. Оксидогенез - широко распространенный ландшафтно-геохимический комплекс процессов, включающий образование, накопление и трансформацию оксидов и гидрооксидов железа в почвах и породах. Оксиды железа играют важную роль в процессах почвообразования, в динамике и судьбе питательных элементов и загрязнителей окружающей среды. Изменчивость соединений железа в зависимости от условий почвообразования, их роль в жизнедеятельности растений и микроорганизмов определяют повышенный интерес к железу как диагностическому элементу многих процессов в почвах (Бабанин, 1983, 1986, 1995; Водяницкий, 1989, 2003; Зонн, 1982; Schwertmann et al., 1988-1993; Murad, Fischer, 1988; Cornel, Schwertmann, 2003; и многие другие). Оксидогенез железа морфологически ярко выражен в ландшафтах и почвах гумидной зоны. В то же время в почвах степной зоны проявления оксидогенеза маскируются процессами карбонато- и гумусообразования, однако сам процесс формирования и трансформации оксидов железа протекает активно. Для почв степной и полупустынной зон традиционно считалось, что участие соединений железа в почвообразовательных процессах и, следовательно, их диагностическая роль незначительны, что в первую очередь связано с рядом методических трудностей при диагностике соединений железа в связи с их высокой дисперсностью при небольших концентрациях. В настоящее время использование комплекса современных минералогических и физических методов позволяет обеспечить качественную и количественную оценку соединений железа и процессов оксидогенеза в почвах степной зоны.
Актуальность исследований дополняется тем фактом, что развитие эволюционного почвоведения и современный уровень интеграции палеопочвоведения с палеогеографией, четвертичной геологией и археологией, возникающие требования глубокого и достоверного решения вопросов истории развития природы и эволюции биосферы диктуют необходимость привлечения новых методов исследования и использования новых параметров. Твердофазный почвенный материал формирует память почвенной системы. К числу весьма информативных показателей состояния природной среды в прошлые эпохи относятся содержание и формы железосодержащих минералов, а также магнитные свойства палеопочв (Thompson and Oldfield, 1986; Бабанин и др., 1995.; Maher and Thomson, 1999; Evans and Heller, 2003; Maher, 2008; Фаустов, Вирина, 1989, 1998; Большаков, 1996; и многие другие). Корректная интерпретация оксидогенеза железа почв, связанного с условиями окружающей среды, выявление минералогических показателей памяти почв возможны только после выяснения природы происхождения и процессов трансформаций железистых минералов в почвах степной зоны, где расположено большое число объектов палеопочвенных исследований, получивших широкое распространение в последние десятилетия. Окончательно не выяснены механизмы
формирования намагниченности и магнитной минералогии в породах лессово-почвенных формаций.
Цель работы - установление направленности процесса оксидогенеза, обусловленной действием природных и антропогенных факторов, в почвах степной зоны юго-востока европейской части России на основе комплекса параметров, отражающих состояние соединений железа в почвах.
Основные задачи, решаемые в работе:
1. Определение состояния железа в почвах и компонентах геохимически сопряженных ландшафтов степной зоны с помощью комплекса физических (Мес-сбауэровская спектроскопия, магнитные измерения и др.) и химических методов.
2. Изучение состояния твердофазных минеральных компонентов (оксиды железа, глинистые минералы и др.) в современных, погребенных, ископаемых почвах и осадках, в разной степени затронутых почвообразованием в широком временном интервале (голоцен, плейстоцен).
3.Установление пространственно-временных закономерностей эволюции почвенных свойств с определением направленности и скорости их изменчивости в связи с динамикой климата степей европейской части России в голоцене и плейстоцене.
Защищаемые положения
1. Соединения железа играют активную и масштабную роль в почвенно-геохимических процессах степной зоны, что позволяет использовать его состояние в качестве информативного показателя при действии природных и антропогенных факторов. Выраженность процессов оксидогенеза железа определяется типом почв. Величина Ре2+/(Ре2+ +Ре3+) в почвах отражает интенсивность процессов выветривания. При интенсификации процесса выветривания происходит накопление несиликатных форм железа, представленных в основном высокодисперсным гети-том, а также гематитом, лепидокрокитом, магнетитом и маггемитом в зависимости от почвенных условий. Распределение железа в жидкой фазе (почвенные растворы) - результат современных процессов, определяемых почвенно-геохимическими условиями.
2. В результате почвообразования в условиях степной зоны формируются дисперсные частицы ферримагнитных минералов (магнетита, маггемита). Содержание последних в почвах составляет, как правило, не более 0.1%, размер частиц преимущественно <0.1 мкм, однако они в первую очередь формируют магнитный профиль степных почв. В процессе образования почвенного (биогенного) магнетита в степных почвах определяющую роль играют железоредуцирующие бактерии. Магнитные свойства степных почв связаны с биоклиматическими условиями.
3. Установлены прямые корреляции величин почвенных магнитных характеристик со среднегодовыми осадками для современных почв степей юго-востока Русской равнины. Содержание почвенного (биогенного) магнетита является «магнитной записью» о предшествующих условиях окружающей среды степей и по-
зволяет получать количественные характеристики климата (атмосферные осадки) в плейстоцене и голоцене.
4. Анализ валентного состояния железа в структуре силикатов и изменение магнитных свойств по профилю почв свидетельствуют об in situ трансформационных переходах соединений железа в ходе почвообразования. Климатические факторы играют определяющую роль в соотношение форм оксидов железа в разновозрастных погребенных почвах степной зоны по сравнению с общей длительностью процесса выветривания, т.е. с возрастом почв.
Научная новизна работы и оригинальность исследований заключается в установлении специфических диагностических признаков и закономерностей распределения магнитных соединений железа в почвенном профиле почв степной зоны.
1. На основании проведенных минералогических и микробиологических исследований представлен цикл формирования и преобразования оксидов железа в почвах степной зоны при изменяющихся климатических условиях. Обнаружено формирование высокодисперсного почвенного магнетита и рассмотрены пути его формирования, продемонстрирована определяющая роль биогенного фактора в его образовании.
2. Обнаружены прямые корреляции величин магнитных характеристик почв со среднегодовыми атмосферными осадками для современных степных почв европейской части России. Содержание почвенного (биогенного) магнетита может рассматриваться как «магнитная запись» в почве о предшествующих условиях окружающей среды степей. Полученный инструмент позволяет получить количественные характеристики климатических условий для почв степей юго-востока Русской равнины в плейстоцене и голоцене.
3. На основе исследования минералогических и магнитных параметров большого набора почв, погребенных под разновозрастными насыпями археологических памятников степей юго-востока Русской равнины, получены количественные характеристики климатических условий в голоцене. Расчеты показали, что в конце IV-первой четверти III тыс. до н. э. климатические условия были ариднее современных. На рубеже III-II тыс. до н. э. отмечается наименьшая среднегодовая норма атмосферных осадков. На I век н. э. приходился микроплювиал, который во II-III вв. н. э. сменился очередным засушливым периодом. В эпоху развитого средневековья (XII-XIV вв. н. э.) имел место климатический оптимум с максимумом увлажненности за последние 5000 лет.
4. Сопоставление полученных результатов для палеопочв степей европейской части России с климатическими записями для регионов Ближнего Востока, зафиксированными в колебаниях уровня Мертвого моря, свидетельствует о синхронизации глобальных планетарных климатических колебаний, связанных со значимыми изменениями в организации атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой (NAO).
5. На основании полученной совокупности магнитных и минералогических параметров для почвенно-лессовых комплексов территории Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности количественно реконструирована динамика климатических условий в плейстоцене за последние 700 тыс. лет., подтверждающая постепенное похолодание и аридизацию климата в плейстоцене.
Практическое значение работы заключается в апробации методик комплексных инструментальных исследований для качественных и количественных оценок состояния соединений железа в почвах. Предложена схема диагностики, демонстрирующая возможности современных экспериментальных исследований и теоретического анализа состояния железа в почвах. Важным результатом работы являются данные о формировании биогенного магнетита в почвах с преобладающим размером частиц <10 нм - почвенные «нанотехнологии», объединяющие биотические и абиотические процессы. Разработанные положения оксидогенеза железа в почвах раскрывают и обосновывают практическое использование магнитных методов измерений в палеоэкологических целях и исследованиях, связанных с вопросами эволюции биосферы.
Конкурсная поддержка работы. Автор участвовал как руководитель и ответственный исполнитель в конкурсных исследованиях по рассматриваемым проблемам, поддержанных Программой фундаментальных исследований Президиума РАН «Происхождение и эволюция биосферы» (2004-2009 гг.), грантами Российского фонда фундаментальных исследований (№№ 99-04-48060, 99-06-80347, 0304-48135, 04-04-39015-ГФЕН2004, 07-04-01302, 08-04-01552, 08-05-00562), а также международными грантами (ENVIR.LG 972730 (1999-2000 гг.), Грант Королевского общества Великобритании (Royal Society, 2002 г., Royal Society - Russia Joint Project, 2004-2006 гг.)), работы по которым были выполнены в Центре магнетизма окружающей среды и палеомагнетизма, Университет Ланкастера, Великобритания (CEMP, Lancaster University, UK).
Апробация работы. Материалы, вошедшие в диссертацию, были доложены автором на международных и всероссийских конференциях и симпозиумах: «История развития почв в голоцене» (Пущино, 1984), «Применение Мессбауэровской спектроскопии в материаловедении» (Ижевск, 1989), 9-й Международный симпозиум по биогеохимии окружающей среды (ISEB, Москва, 1989), «Fe-конкреции в почвах. Состав, генезис, строение» (Тбилиси, 1990), 5 Международная конференция по изучению латеритов (Eurolat'91, Берлин), европейских конференциях по изучению глин (Euroclay) (1991 - Германия, 1995 - Бельгия, 1999 - Польша, 2003 - Италия, 2007 - Португалия), Конгресс Европейского геофизического общества EGS (1997 - Австрия, 2001 - Франция), III Съезд Докучаевского общества почвоведов (Суздаль, 2000), Всероссийские конференции «Глины и глинистые минералы» (Воронеж, 2004; Пущино, 2006), Международная конференции по изучению глин (14 International Clay Conference, Италия, 2009), а также на научных семина-
pax Института агрофизики ПАН (Люблин, Польша, 2003, 2009), Института почвоведения Академии наук Китая (Нанькин, 2006). В законченном виде работа апробирована в виде докладов на заседаниях лаборатории эволюционной географии Института географии РАН, Ученого совета ИФХиБПП РАН и кафедры физики и мелиорации почв факультета почвоведения МГУ имени М.В. Ломоносова.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 64 работы, в том числе 5 в коллективных монографиях, 32 работы в изданиях, соответствующих списку ВАК, 22 статьи в сборниках и материалах конференций.
Личный вклад автора в работу. Диссертационная работа является результатом многолетних (1982-2009 гг.) исследований автора. Автором сформулированы цели работы, поставлены задачи исследования, сделаны итоговые выводы. При непосредственном участии автора в лаборатории геохимии и минералогии почв создан и функционирует в настоящее время уникальный комплекс оборудования по исследованию минерального вещества почв. Автор принимал личное участие в основной части экспедиционных исследований и в получении лабораторного материала, в обобщении и интерпретации полученных результатов, в подготовке всех научных публикаций, многократно выступал с научными докладами. Большая часть экспериментального материала получена автором или под его руководством в коллективных исследованиях лаборатории геохимии и минералогии почв ИФХиБПП РАН. Работа представляет собой полностью самостоятельное исследование.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав, выводов, изложена на _ страницах компьютерного текста, включает список литературы из _наименований, в том числе _ на иностранных языках, _ рисунка, _таблиц и приложения.
Благодарности. Исследования начинались под руководством профессора Е.М. Самойловой и зав. лабораторией геохимии и минералогии почв Института почвоведения и фотосинтеза (ныне ИФХиБПП РАН) Е.Г. Моргуна при поддержке и помощи сотрудников лаборатории Т.В. Алексеевой, С.А. Олейника, Я.Г. Рыскова, И.С. Ковалевской, Г.М. Осиной, В.А. Алексеевой, П.И. Калинина, М.В. Калачиковой в проведении экспериментов и экспедиционных работ. Считаю необходимым выразить особую благодарность супруге, единомышленнику и соавтору большинства публикаций Алексеевой Т.В за помощь в проведении исследований и подготовке публикаций, а также за поддержку на всех этапах работы. Автор выражает благодарность коллективу лаборатории археологического почвоведения ИФХиБПП РАН в лице профессора Демкина В.А., Борисова A.B., Ельцова М.В. за плодотворное сотрудничество и возможность изучения погребенных почв археологических памятников. Полевые исследования голоценовых палеопочв проводились в составе комплексных почвенно-археологических экспедиций с сотрудниками кафедры археологии, древней и средневековой истории Волгоградского
государственного университета профессором A.C. Скрипкиным, доцентами И.В. Сергацковым, В.М. Клепиковым и А.Н. Дьяченко, которым автор благодарен за понимание и возможность совместной работы. Отдельно хотелось бы поблагодарить за предоставленный материал и консультации коллектив лаборатории эволюционной географии Института географии РАН в лице профессора A.A. Величко, Т.Д. Морозовой, С.Н. Тимиревой и др. Микробилогический блок исследований был выполнены в ИНМИ РАН Д.Г. Заварзиной. Очень эффективным было сотрудничество с зарубежными коллегами: профессором Б. Махер (В. Mäher) и коллективом Центра магнетизма окружающей среды и палеомагнетизма Университета Ланкастера, Великобритания, а также с коллегами из Института агрофизики ПАН профессорами С. Соколовска (Z. Sokolowsca), M. Хайнос (M. Hajnos) и Г. Юзефачук (G. Jozefaciuk), которым автор выражает глубокую благодарность. В разное время вопросы, затронутые в диссертации, обсуждались с C.B. Губиным и Д.Л. Пинским, которым автор высказывает свою признательность. Значительная часть лабораторных и полевых исследований осуществлена при финансовой поддержке РФФИ и международных грантов, без которой выполнение работы было бы невозможным.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
ГЛАВА 1. ГЕОХИМИЯ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ И МЕТОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ
Рассмотрены основные представления о поведении железа в почвах и корах выветривания. Проведен анализ факторов окружающей среды, определяющих скорость и направленность химического выветривания. Главным источником железа в почвах являются минералы почвообразующих пород, а их разрушение при выветривании и почвообразовании - одна из первопричин поступления железа в почвы. Основными факторами, определяющими скорость и интенсивность высвобождения железа при выветривании, являются температура, водный режим, pH, Eh и биологическая активность.
Способность железа изменять валентность и растворимость в зависимости от условий почвообразования и состава гумусовых веществ, его роль в жизнедеятельности растений и микроорганизмов определяют повышенный интерес к нему как диагностическому элементу многих процессов в почвах. Накоплен обширный литературный материал, позволяющий представить основные тенденции в поведении соединений железа в почвах и ландшафтах различных почвенно-климатических зон (Бабанин, 1983, 1986, 1995; Водяницкий, 1989, 2003; Зонн, 1982; Schwertmann et al., 1988-1993; Murad, Fischer, 1988; Cornel, Schwertmann, 2003 и многие другие).
Наиболее распространенными (гидро-) оксидами железа в зоне гипергенеза являются гетит, гематит, лепидокрокит, ферригидрит, маггемит и магнетит. Сре-
ди них гематит и гетит термодинамически наиболее устойчивы и поэтому широко представлены в почвах и осадках. Если гетит (a-FeOOH) распространен повсеместно в почвах и донных осадках, образование гематита (a-Fe203) характерно для почв регионов с более высокой температурой и влажностью.
Во второй части главы описаны основные диагностические признаки оксидов железа, наиболее распространенных в почвах, а также возможные пути их превращения в почвенных условиях. Рассмотрены основные методы изучения соединений железа в почвах. Наибольшее распространение при выделении различных форм железа получили различные химические вытяжки. Подробные сводки по действию химических вытяжек представлены в работах Зонна (1982) и Borggaard (1988), Бабанина (1983, 1986), Loveland (1988), Водяницкого (1989, 2003), Cornel, Schwertmann (2003) и др.
Основными свойствами соединений железа, которые позволяют использовать неразрушающие физические методы для диагностики, являются: разнообразие магнитного поведения атомов, молекул и минералов, содержащих Fe; возможность наблюдения ядерного гамма-резонанса (ЯГР) на одном из изотопов железа - 57Fe (Murad, 1988; 2006) Бабанин, 1983, 1986, 1995; Иванов, 2003; и другие).
Магнитные характеристики почв, такие как магнитная восприимчивость, намагниченность насыщения и другие, отражают количество железосодержащих соединений, их состав, строение и дисперсность, В последние два десятилетия активное развитие получило научное направление, связанное с изучением магнетизма окружающей среды. Подробные обзоры полученных результатов представлены в работах, обобщающих достижения в этой области исследований (Thompson and Oldfield, 1986; Бабанин и др., 1995; Большаков, 1996; Maher and Thomson, 1999; Evans and Heller, 2003; Maher, 2008).
Магнитные методы в настоящее время широко используются в России и за рубежом при изучении почвенно-лессовых комплексов, донных морских отложений, а также почв и подкурганных палеопочв. Разработана целая система методов для изучения магнитной минералогии. Следует отметить их высокую производительность, что дает возможность проводить массовые исследования в масштабах, труднодостижимых при использовании других методов. В работе описан набор получаемых магнитных параметров и их информативность для изучения магнитной минералогии почв и пород.
Многообразие параметров, которые могут быть получены с помощью Мес-сбауэровской спектроскопии, магнитных измерений, рентгеновской дифракто-метрии и других физических методов в комплексе с химическими методами, характеризует состояние железа в твердой фазе почв. Определение «состояния» включает физические и химические параметры того или иного соединения железа в почвенных компонентах, также учитывается поведение его в почвенном профиле и геохимическом ландшафте.
ГЛАВА 2. ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Объектом исследования были выбраны черноземы, слитоземы, темно-каштановые, каштановые, светло-каштановые и бурые полупустынные почвы юго-востока европейской части России (Ставропольский край, Волгоградская, Ростовская и Астраханская области, Республика Калмыкия).
В качестве ключевого объекта проведено изучение почв геохимически сопряженных ландшафтов, составляющих макрокатену на юго-восточном склоне Ставропольской возвышенности, от Прикалаусских высот в юго-восточном направлении в соответствии с падением рельефа (Рис. 1, Табл. 1).
Протяженность макрокатены около 100 км. В районе Прикалаусских высот и на расстоянии 17, 39 и 100 км от них были выбраны четыре мезокатены, в каждой из которых по геоморфологическим элементам (водораздел - склон - пойма) были заложены разрезы и скважины для изучения почв и почвообразующих пород. Было проведено комплексное исследование состояния железа в компонентах системы геохимического ландшафта степной зоны: почвах, почвообразующих породах, природных водах, речных взвесях и донных отложениях. С этой целью из речной системы, дренирующей изучаемую территорию, отбирались образцы донных отложений, речных вод и взвесей от истоков (Прикалаусские высоты) по ходу течения до впадения в р. Куму у г. Зеленокумска. На северо-западном склоне Ставропольской возвышенности были опробованы макрокатены и изучены почвы, включая земли сельскохозяйственного использования, в том числе орошаемые.
В представленной работе кроме современных почв региона проведено комплексное изучение широкого спектра свойств голоценовых палеопочв археологических памятников (курганов) ряда ключевых объектов Нижнего Поволжья (юг Приволжской возвышенности - курганная группа «Авилово»; Северные и Южные Ергени - курганные группы «Перегрузное-1», «Абганерово»; курганные группы на территории Ики-Бурульского и Яшалтинского района Республики Калмыкия и Апанасенковского района Ставропольского края; Заволжье - курганные группы «Маляевка», «Бахтияровка» и др.) (рис. 1). На каждом из ключевых участков проведено исследование состояния соединений железа в почвах педохронорядов, включавших несколько временных срезов (в том числе современных) в хроноин-тервалах от 6 тыс. лет назад до современности.
Основными объектами изучения были почвы археологических памятников (курганов) различных культурно-хронологических этапов эпох бронзы (Ш-П тыс. до н. э.), раннего железа (V в. до н. э. - IV в. н. э.) и средневековья (ХШ-Х1У вв. н. э.), а также валы засечных черт Русского государства ХУН-ХУШ вв.
Еще одной группой изученных объектов являлись плейстоценовые лессово-почвенные комплексы, приуроченные к различным природным районам юго-востока Русской равнины: Терско-Кумской равнине (опорный разрез «Отказное») и Азово-Кубанской низменности (разрезы «Порт Катон», «Шабельское»).
Макрокатеня (Ставропольская возвышенность)
Курганные группы с палеопочвами ^^ Леесово-почвенные комплексы
Ростов на Дону О
■'Волгоград |
"¿5?
Астрахань
Ставрополь: 3
/*«с. /. Карта-схема района исследований и объекты:
- Макрокатена на юго-восточном склоне Ставропольской возвышенности
- Современные почвы региона, отобранные в пределах «климатической» трансекты.
- Курганные группы, включающие палеопочвы голоцена: 1 - «Авилово», 2 - «Маляевка», 3 -«Абганерово», 4 - «Перегрузное», 5 - «Калмыкия»,
- Лессово-почвенные комплексы: I - разрез «Отказное», II - разрез «Шабельское», III- разрез «Порт-Катон».
В работе использовался комплекс инструментальных методов для получения минералогических и петрофизических характеристик почв.
Изучение магнитных свойств почв выполнено с использованием следующего оборудования: - магнитная восприимчивость (х) - Kappameter К.Т-5 (полевые исследования), Kappabridge KLY-2 (лабораторные исследования); частотно-зависимая магнитная восприимчивость (%fd) - MS-2 Bartington; кривые намагниченности насыщения (IRM) в полях напряженностью до 1 Т - Molspin магнетометр и Molspin пульсовый намагничиватель; безгистерезисное намагничивание (ARM) - комплекс оборудования Molspin demagnetaser и Molspin
magnetometr; полные кривые намагничивания (петли гистерезиса) - вибрационный магнитометр VSM Molspin.
Отдельные образцы почв и подфракций почв (< 2 мкм > 2 мкм) были изучены методом Мессбауэровской спектроскопии. Съемку Мессбауэровских спектров осуществляли при комнатной температуре и температуре жидкого азота на спектрометре МС-1101Е в режиме постоянных ускорений с использованием источника гамма-квантов "Со в матрице родия.
В дополнение к исследованию почвенных образцов в целом, учитывая малые концентрации магнитных минералов в почвах, мы использовали метод количественной экстракции магнитных фракций (Hounslow, Mäher, 1996; Алексеев и др., 2003). Полученные магнитные фракции были изучены методом рентгеновской дифрактометрии высокого разрешения на дифрактометре Philips PW 1710 (Со-Ка излучение). Магнитные экстракты были также изучены методом Мессбауэровской спектроскопии и методом электронной просвечивающей микроскопии на микроскопе Jeol JEM-2000 EX. Минералогический состав илистой (< 2 мкм) фракции почв был изучен методом рентгеновской дифрактометрии на установке ДРОН-3 (СиКа-излучение, Ni-фильтр). Определение валового химического состава изученных почв, пород и палеопочв выполнено с применением рентгенфлуоресцент-ного анализатора «Спектроскан MAKC-GV» по методике измерений массовой доли металлов и оксидов металлов в порошковых пробах почв. Для получения информации о поверхностных свойствах проводилось изучение характера адсорбции-десорбции водяных паров. Ртутные порометрические измерения были проведены на приборе фирмы Micrometrics model Autopore IV 9500.
ГЛАВА 3. ГЕОХИМИЯ ЖЕЛЕЗА В ПОЧВАХ СТЕПНЫХ ЛАНДШАФТОВ И ОСОБЕННОСТИ ОКСИДОГЕНЕЗА
Морфологическое изучение почв степных ландшафтов, составляющих мак-рокатену на юго-восточном склоне Ставропольской возвышенности (Табл. 1) и характеризующихся окислительной обстановкой, нейтральной и/или щелочной реакцией, выявило наличие и многообразие форм железистых новообразований и приуроченность их к определенным почвенно-геохимическим условиям, что свидетельствует о подвижности соединений железа в ходе формирования почв в современных условиях. Аналитические данные также указывают на различие состояния соединений железа в компонентах степного ландшафта. В частности, наличие двух типов материнских пород в пределах макрокатены достаточно хорошо отмечается по распределению соединений Fe и его форм; по повышенному содержанию свободных форм железа выделяются современные миграционные формы -речные взвеси. Таким образом, можно считать, что распределение соединений железа в изученных ландшафтах определяется как составом исходных почвообра-зующих отложений и связано с геологической историей, так и современными процессами выветривания и перераспределения вещества в ландшафте с твердым и
жидким стоком педогенеза. Различия в содержании железа, особенности распределения и соотношения форм его соединений в профиле связаны с геохимическим положением почвы (Алексеев и др., 1988, 1992, 1996).
Таблица 1. Характеристика природных условий и почв макрокатены юго-восточного склона Ставропольской возвышенности
Номер точки Почва Положение по рельефу Абсолютная высота, см Коэффициент увлажнения Почаообразуюшяя порода Мощность гумусового X о я о * 5 о. ° О 1г и Среднее содержание по профилю фракинк, мм <0.001 1>0.0! н о » ? 1 * X о = я г •о «, -1 >=1 = ю Уровень грунтовых ВОД, (колебания),и
Мезокатена I
18 Чернозем типичный Водораздельная поверхность 540 0,9 Элювий глин 110 3,1 35,4 573 55 >10
19 Черноземно-луговая слитая Склон 480 0.9 Элювий-делювий глин 102 3.6 45.6 65.2 60 0.8 (0.5-1.2)
20 Аллювиальная луговая Пойма 420 0,9 » 88 1,9 31,7 40,7 Спов. 0,6 (0,5-1,5)
МезокатенаП
21 Чернозем обыкновенный Водораздельная поверхность 440 0,8 » 95 2,8 37,8 49,8 и >10
Меюкатена Ш
И » » 320 0,50,7 Лессовидным суглинок 104 2,0 23,в 38,7 » >10
Мезокатена IV
32 Темно-каштановая » 200 0,040,5 » 44 1Д 24,3 38.1 » >10
34 Пойменная луговая Пойма 170 » - 2,2 26,3 41,5 » 0,5
От автономных к геохимически подчиненным ландшафтам отмечается тенденция обогащения почв железом, при этом уменьшается доля свободных его форм. Максимальное содержание последних как в абсолютном, так и в относительном выражении характеризует профиль чернозема типичного (т. 18), сформированного в наиболее выраженных элювиальных условиях. Соотношение форм Ре здесь соответствует типам почв, формирующихся в биоклиматических поясах с более интенсивными процессами выветривания. По мере ослабления элювиальных процессов в геохимически подчиненных ландшафтах доля силикатного железа увеличивается, достигая максимума в темно-каштановых почвах, и принимает относительные значения, характерные для степных почв (Рис. 2).
Рис. 2. Формы железа в почвах макрокатены по данным химических вытяжек
Отнесение Бе к тому или иному положению в структуре минералов осуществлено по параметрам спектров, полученных в результате математической обработки на ЭВМ с учетом данных минералогического состава, и результатов обработки спектров с использованием программы, дающей информацию о распределении квадрупольного расщепление (КР). Большая часть железа илистых фракций (до 80%) представлена и Ре2+, занимающими октаэдры в структуре силикатов в транс- и цис-позициях. Существенная часть Ре3+ в илистой фракции почв содержится в составе высокодисперсных гидроокислов в суперпарамагнитном состоянии и в слабоокристаллизованных формах (до 40%). Съемка некоторых образцов (фракция <2 мкм) при температуре 80К показала наличие секстета линий в спек-
трах темно-каштановой почвы (Рис. 3), кроме того заметны следы (до 2%) гематита (НЭфф=495кЭ) и на спектрах, полученных при комнатной температуре.
Полученные данные показывают, что основная часть свободного Ре в илистой фракции пахотного горизонта чернозема типичного на водоразделе (мезока-тена I, т. )8) представлена супердисперсным гетитом и составляет 25% от валового железа. От водораздела к пойме относительное содержание гетита уменьшается и достигает 14—15% в аллювиально-луговой почве (т. 20). Сокращение доли высокодисперсного гетита в суперпарамагнитном состоянии и достаточно большая до-1 ля гематита, образовавшегося после прокаливания, позволяют предположить, что 1 основная часть несиликатного железа в илистой фракции гумусоаккумулятивных горизонтов почв склона и поймы представлена слабоокристаллизованными гидро! окислами. Этот факт подтверждается также увеличением аморфного железа, из-
Высокодисперсный гетит, находясь в почве в основном в рассеянной форме, представляет также основную массу Ре новообразований и стяжений, общий минералогический состав которых определяется положением почвы в ландшафте. Исследования близких по морфологии конкреционных новообразований в черно-земно-луговой слитой и черноземно-луговой почве свидетельствуют о существенном различии в их составе: кварц, альбит, олигоклаз, высокодисперсный гетит
с размером частиц 15-20 нм (Нэфф=490 кЭ;80 К) в слитой почве на склоне и кварц, гипс, кальцит и высокодисперсный гетит - в черноземно-луговой почве на пойме, отличающейся аккумуляцией гипса и карбонатов. Это позволяет предположить современный генезис сегрегированных форм железистых новообразований. Относительное содержание гетита в конкреции из слитой почвы на склоне в два раза выше, чем в конкреции в пойме. Накопление Ре в пойме, связанное с аккумуляциями Са304 и СаСОз, обусловлено поступлением Ре с грунтовым и внутрипоч-венным стоком и коагуляцией супердисперсных гидроокисдов Бе при повышении концентрации почвенного раствора, играющей роль геохимического барьера по отношению к Ре. Миграция Ре в виде свободных супердисперсных форм подтверждается также фактом преобладания последних среди соединений железа в илистых фракциях речных взвесей.
Наряду с трансформацией форм и изменением содержания свободного железа в почвах данные Мессбауэровской спектроскопии фиксируют закономерное изменение состояния железа в силикатах, в частности, соотношение Ре2+/Ре3+ и заселенность октаэдрических позиций в зависимости от геохимического положения почв. Соотношение Ре3+ в различных октаэдрических позициях закономерно изменяется при интенсификации процесса выветривания, что является результатом разрушения менее устойчивых триоктаэдрических силикатов и относительного накопления диоктаэдрических. Вниз по профилю почвы, а также в почвах в ряду от элювиальных ландшафтов к аккумулятивным увеличивается соотношение Ре27(Ре3++Ре2+). Такая закономерность становится понятной, если рассматривать долю Ре2+ в почве в качестве показателя степени преобразования почвенного материала в ходе гипергенеза. Увеличение доли Ре2+ в почве указывает на уменьшение степени выветрелости пород по макрокатене с падением рельефа. Такой результат определяется генезисом почвообразующих отложений, степенью естественной их дренированности и режимом увлажненности почвенной толщи. Уменьшение соотношения Ре27(Ре3++Ре2+) соответствует тенденции увеличения ОВП почв ландшафте, а также влагообеспеченности, степени дренированности и биогенности почв. Наиболее отчетливое различие соотношения Ре27(Ре3++Ре2+) характерно и для почвенных профилей мезокатены 1 (табл. 1, 2). В связи с анализом величины отношения Ре2+/(Ре3++Ре2+) обращает на себя внимание профиль пойменно-луговой почвы (т. 34).
Уменьшение относительного содержания Ре2+ при сравнительно низком ОВП объясняется не только процессами, происходящими лишь в системе мезокатены, т. е. по отношению к почве, занимающей элювиальную позицию (т. 32), а процессами современной аккумуляции твердого и жидкого стока со всего водосборного бассейна, сложенного морскими отложениями в верхней его части.
В то время как приведенные выше показатели состояния Ре в твердой фазе отражают длительные процессы формирования почв и ландшафтов, распределение Ре в жидкой фазе (почвенных растворах, грунтовых и поверхностных водах)
Таблица 2. Результаты Мессбауэровской спектроскопии для образцов илистой фракции (<2мкм) почв катепы юго-восточного склона Ставропольской возвышенности___
а § Й Я" Горизонт, см Ре3+, % Ре2+, % 8Ре, ОТН. ед.
к ° (I) (И) (III) (IV)
А пах 46,4 27,0 26,0 1,0 581
18 АВ 42,6 27,0 29,0 2,0 495
180-250 21,0 45,2 26,0 7,4 597
А пах 42,4 21,4 29,8 6,2 602
19 АВ 40,5 27,2 25,3 7,0 853
В1 39,3 30,5 21,2 10,0 758
0-10 41,7 22,3 20,1 15,9 637
20 50-60 32,7 19,1 30,0 17,3 808
100-120 41,1 21,8 25,5 11,6 763
А пах 41,7 30,5 19,8 8,0 916
21 АВ 36,9 30,4 21,9 10,7 708
ВС 41,7 30,2 19,8 8,2 948
180-200 43,8 30,4 20,3 5,8 961
А пах 46,4 28,6 14,8 10,6 792
И АВ 54,5 21,3 10,0 14,3 750
ВС 48,1 25,2 9,1 17,6 746
А пах 39,2 20,6 23,8 16,4 642
А1 39,2 27,3 21,0 12,4 716
32 В1 36,4 23,0 21,3 19,3 630
ВС 31,8 33,4 18,0 16,8 570
300-350 30,6 32,3 17,8 19,3 543
0-25 51,2 17,5 22,5 8,9 710
34 50-100 33,8 27,8 24,0 14,4 635
100-180 46,7 18,0 30,4 4,8 624
Примечание: в скобках параметры ЯГР-спектров, мм/с (при Г=20°С)
I - Г = 0,51 (4), 5 (ИС) = 0,58 (5), Д (КР) = 0.86 (6);
II - Г = 0,33 (5), 5 (ИС) = 0,56 (4), Д (КР) = 0.56 (4);
III - Г = 0,43 (6), 5 (ИС) = 0,57 (5), Д (КР) = 0.43 (7);
IV - Г = 0,41 (5), 5 (ИС) = 1,37 (7), Д (КР) = 2.53 (10)
ИС - относительно нитропруссида N8; 8 те - площадь ЯГР-спектра
есть результат, главным образом, современных процессов, демонстрируя также зависимость от почвенно-геохимических условий. Концентрация Ре в почвенных -растворах колеблется от 0.01 до 0.7 мг/л и имеет тенденцию роста при возраста-
нии их общей минерализации. Для верхних горизонтов почв элювиальных позиций характерны наименьшие значения приведенного интервала, для подчиненных гидроморфных почв - наибольшие. Это свидетельствует о наличии миграции соединений Ре в степных ландшафтах, что, возможно, отчасти и приводит к отмечаемым выше закономерностям распределения его в твердой фазе почв.
Таблица 3. Сравнительная характеристика орошаемых и неорошаемых черноземов обыкновенных.
Р>зро, горизонт Глубина, см. Кувл. с учетом орошения Сорт. V. Сгк/Сфк СаСО, % Сумма водорас. солеи, ОВП, мВ рН Бактерии 10</г Микро- 1ШИСТЫ И/г Актиио минеты 1/г
% почвы почвы почвы
71 А пах 0-27 0,5-0,7 2,23 3,2 11,48 0,052 425 7,75 53,1 1735 2,0
90 А пах. орошаемый 0-8 8-33 0,6-0,8 2,03 2,21 3,8 2,8 6,25 4,68 0,055 0,043 465 465 7,95 8,20 42,7 8,9 1330 1586 8,8 0,5
ФОРМЫ ЖЕЛЕЗА
Рирв, Глубина, Ре вал. % Ге силикатное, Ге свободное окриа. % от Ре вал. ГеООН Нефф=465 кЭ,80"К % Ге аморф., % от Ре вал. Ге полвижн.. Ге волораст., ррш Гев почве
торию «т ем. (ГеД) от Те вал. от Ге вал. Во фракция <2нк'\1 иеорг Георг. ррш раств.,
71А пах 0-27 3,05 74,7 18,3 16 2,9 4,2 49,8 2,1 0,37
90 А па* 0-8 3,68 81,4 13,8 9( Н=435 кЭ) 2,8 1,9 61,0 0,65 0,06
орошаемый 8-33 2,94 77,3 17,3 1 0,5 5,2 50,0 2,19 0,06
Дополнительные возможности для изучения поведения Ре в современных условиях в степных почвах, а также для сопоставления природного и антропогенного процессов трансформации его соединений представляет исследование орошаемых почв. Анализировался результат 30-летнего орошения черноземов обыкновенных в сравнительно благоприятных условиях (тт. 90, 71; табл. 3). Изменение водного режима при орошении, которое в данном случае приводит к увеличению влажности почвы и усилению элювиальных процессов, выражается в заметном изменении биогеохимических условий трансформации железа (табл. 3). В результате за сравнительно короткий период в верхних горизонтах орошаемых почв, остающихся в рамках условий и показателей, характерных для черноземов, отмечается отчетливая перестройка комплекса железистых соединений, свидетельствующая о наличии современных процессов трансформации и миграции Ре в условиях степной зоны. Однако направленность этих преобразований, на наш взгляд, несколько иная, чем в природных элювиальных условиях, что объясняется, оче-
видно, спецификой водного режима. В данном случае, по-видимому, преобладает процесс выноса соединений железа при увеличении его подвижности в результате трансформационных преобразований при изменившихся условиях среды, включая и микробиологическую активность.
Проведено также изучение почвенного комплекса гильгай, расположенного на юго-востоке Ставропольской возвышенности (п. Каскадный, Андроповский район). Исследованы черноземно-луговая почва в микрозападине, слитозем типичный на микросклоне и чернозем предкавказский тяжелосуглинистый на микроповышении. Почвы сформированы на элювии-делювии майкопских глин морского генезиса (табл. 4).
Илистая фракция горизонтов А^ и А1 всех изученных почвенных профилей содержит лепидокрокит (у-РеООН). Дифрактометрически этот минерал диагностируется по рефлексу с величиной с1 =6.25-6.30 А (рис. 4а). Максимальное количество его, наибольшая и относительно высокая степень окристаллизованности (ширина рефлекса на половине его высоты составляет 0.4° 26) характерны для гор. А| почвы микрозападины. Илистая фракция горизонтов А) всех изученных профилей содержит большее количество этого минерала по сравнению с горизонтами Аа.
Таблица 4. Физические и химические свойства почв гильгайпого комплекса
горизонт, (глубина,см) рН, №0) ЕЬ, т\' Содержание фракции <(Г.002,мм С, % СаСО * % Обменные основания, мг-экв/1№ Содержание Гс,% Минералогический состав фракции <0.002 мм, %
Са Мб N1 1 Гидро-С.1НШ Каолинит + ыорит Смектнт
Микропонижение, чернотно-лушия почва
А, (0-10) 5.1 570 48.9 12.8 0 н.о. И.О. н.о. н.о. 1Л н.о. 56 32 12
А,. (10-55) 7.3 540 58.0 3.12 0 23.6 7.2 1.98 32.78 1.16 0.11 54 32 14
ВС, (110-140) 8.5 500 67.3 0.53 2.5 37.2 12.8 7.57 57.57 1.64 0.04 20 34 46
Склон, аиптем типичный
А,, (8-50) 7.2 530 65.3 3.07 0 25.0 14.0 2.88 41.88 1.20 0.06 37 39 24
А„(50-90) 8.5 500 62.9 2.04 0 21.1 15.1 6.75 42.95 1.20 0.09 36 36 28
Шкропошшение, чернозем предткаккий
А (0-8/12) 7.6 470 54.0 6.46 1.0 56.5 9.5 1.0 67.00 1.14 0.05 42 32 26
Термомагнитное определение лепидокрокита показало следы последнего почти во всех проанализированных образцах илистой фракции (рис. 46). Этот способ оценки содержания лепидокрокита основан на переходе слабомагнитного у-РеООН в сильномагнитный маггемит (у-Рег03) при нагревании в интервале 300-350°С (Водяницкий, 1989, 1996). Существенное количество лепидокрокита идентифицируется в верхней полуметровой толще всех изученных почвенных профилей. При этом содержание лепидокрокита закономерно возрастает с ростом гидроморфности: в горизонтах Аа и А] почвы микроповышения оно составляет 0.01-0.015%; в слитой почве - 0.01%; в черноземно-луговой - 0.07-0.26% от массы образца илистой фракции. Таким образом, условия, способствующие синтезу лепидокрокита, наиболее ярко наблюдаются в гор А| черноземно-луговой почвы микрозападины.
О 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3
10 14 18 22 26 30
20 Си К а
3
Рис.4. А - Рентгендифрактограммы илистой (< 2мкм) фракции (Мц-форма) черноземно-луговой почвы западины микрорельефа гильгай;
Б - Содержание лепидокрокита в илистой фракции почв по данным термомагнитного анализа, в % от массы образца
В периоды дождей и снеготаяния при затоплении понижения создаются восстановительные условия, способствующие редукции железа. Сезонные колебания ЕЙ для верхней полуметровой толщи составляют от 250 до 600 тУ. В сухие периоды отсутствие карбонатов, благоприятствующих кристаллизации гетита, слабая ожелезненность и обогащенность органическим веществом способствуют медленному окислению Ре2+, что приводит к образованию лепидокрокита. Значе-
ния рН колеблются в интервале от 5 до 7, что также благоприятствует кристаллизации лепидокрокита (Швертман, 1988, 1989, 2003).
Таким образом, в исследуемых почвах активное образование лепидокрокита происходит в условиях контрастного окислительно-восстановительного режима, отсутствия карбонатов и обогащенносги органическим веществом. В почвенных профилях гильгайного комплекса отмечается тенденция уменьшения величины отношения Ре2+/(Ре3"+Ре2+) от микроповышения к микропонижению, что соответствует тенденции увеличения колебаний ОВП почв микрорельефа. Для дернового горизонта черноземно-луговой почвы западины отмечается некоторое обогащение Ре2Л Наличие лепидокрокита в этом горизонте и максимально выраженное содержание последнего в нижележащем гор. А, предполагает поступление несиликатного Ре2* в почвенный раствор с последующим его осаждением и окислением. Высокое содержание органического вещества (Сорг >6% и смектитов), вероятно, способствуют процессу медленного окисления железа, приводящего к формированию лепидокрокита.
Рис. 5. Дезагрегация образцов почвы из гор. А1 и ВС: А - выход фракций ила; Б - содержание лепидокрокита во фракциях ила по данным термомагнитного анализа, % от массы образца
Образцы из ряда почвенных горизонтов комплекса с микрорельефом гиль-гай были предметом нашего исследования природы агрегирующих ил агентов и
их роли в формировании структуры почв, занимающих различное геоморфологическое положение (Алексееева, 1997, 2006, 2007). Эксперимент состоял в диспер-гации почвенных образцов под воздействием химических обработок, направленных на последовательное удаление возможных агентов агрегации. Обработки были предприняты в следующей последовательности: 1) НгО (рН 5.5); 2) 0.1 N ЫаС1 (рН 6); 3) 0.002% Ка2С03 (рН 8.7); 4) 0.1 N №ОН (рН 11.5); 5) реактив Тамма (рН 3.2); 6) 0.1 N ЫаОН (рН 11.5). После каждой обработки высвобождающуюся илистую фракцию выделяли методом отмучивания.
По содержанию ила, агрегированного тем или иным агентом, судили о роли последнего в формировании почвенной структуры. На рис. 5а представлены результаты эксперимента по дезагрегации образцов из гор. А1 почвы западины, характеризующейся максимальным содержанием лепидокрокита, и почвообразую-щей породы (элювия-делювия майкопских глин). Исследуемый образец отличается высоким содержанием пирофосфаторастворимых Ре и А1, оксалаторастворимо-го Ре. Полученные данные позволяют предположить, что определенную роль в агрегации илистого вещества данного образца играют комплексы Ре и А1 с органическим веществом.
На рис. 56 представлены результаты термомагнитного анализа, показывающие особенности распределения лепидокрокита по подфракциям ила. Максимальное содержание лепидокрокита (до 0.6% от массы образца) отмечается в иле, полученном после обработок 4 (№ОН) и 3 (№2С03) > 0,3% от массы образца. Обработка раствором №ОН предполагала диспергацию ила вследствие удаления легкосвязанного органического вещества, растворимого в щелочи. Существенный выход ила после этой обработки и обогащенность его лепидокрокитом могут быть объяснены благоприятным для формирования последнего наличием органического вещества, способствующего, как известно, процессу медленного окисления Ре2+. Вместе с тем, высокое содержание лепидокрокита во фракциях ила, полученных после обработок №2С03 (рН 8,7) и N30Н (рН 11,5) может быть также связано с рН-зависимым поверхностным зарядом лепидокрокита, точка нулевого заряда которого соответствует величине рН ~ 7. Можно предположить, что лепидокрокит играет определенную роль в стабилизации структуры гумусового горизонта почвы микрозападины, рН которого составляет 5. Приведенные сведения об образовании лепидокрокита в почвах степной зоны позволяют дополнить существующую информацию об условиях формировании этого минерала в почвах.
На основании полученных данных поведение Ре в степных почвах можно представить следующим образом. Железо высвобождается из кристаллической решетки слоистых силикатов в процессе выветривания, частично образуя высокодисперсные гидрооксиды и оксиды; миграция происходит в форме высокодисперсных гидроокислов (в коллоидной мути) с!=5-25 нм и (или) Ре-органических комплексов. Коагуляция и осаждение соединений железа происходит на геохимическом барьере, связанном с изменением ионной силы почвенных растворов.
На базе обсужденных выше данных, а также полученных по всему региону составлена обобщающая сводка о состоянии соединений Fe в почвах и породах степных ландшафтов Центрального Предкавказья (Алексеев, 1992, 1996).
ГЛАВА 4. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА И МИНЕРАЛОГИЯ СОЕДИНЕНИЙ ЖЕЛЕЗА СТЕПНЫХ ПОЧВ
Последние два десятилетия активное развитие получило научное направление, связанное с изучением магнетизма окружающей среды. Подробные обзоры состояния и достижений этих исследований представлены в нескольких монографиях (Thompson and Oldfield, 1986; Бабанин и др., 1995; Большаков, 1996; Mäher and Thomson, 1999; Evans and Heller, 2003; Maher, 2008; и др.). Эти методы в настоящее время широко используются в России и за рубежом при изучении поч-венно-лессовых комплексов, глубинных морских отложений, а также почв. Магнитные характеристики отложений отражают количество и качество находящихся в них железосодержащих соединений и вполне определенно связаны с их составом, строением и дисперсностью. Магнитные свойства почвенных компонентов зональных типов почв подробно рассмотрены в монографии Бабанина В.Ф. и др., 1995. Магнитная восприимчивость (х) - одна из наиболее просто определяемых петрофизических характеристик, и в настоящее время накоплен достаточно большой материал по использованию этого параметра для задач почвоведения (Вадю-нина, Бабанин, 1972; Водяницкий, 1989, 2003; Mullins, 1977; Maher, 1986, 1998; Алексеев, 1988, 1992,1996,2003; и многие другие).
Нами проведено исследование магнитной минералогии степных и сухостеп-ных почв с использованием комплекса магнитных и традиционных минералогических методов с целью расширения представлений об оксидогенезе железа. Показано, что магнитная восприимчивость почв - генетическая характеристика почвообразовательного процесса, отражающая распределение и состояние соединений железа в почвах и ландшафтах на примере изученных геохимически сопряженных ландшафтов Ставрополья (Алексеев, 1988, 1992, 1996). Кроме почв макрокатены в Ставропольском крае объектом исследования были выбраны темно-каштановые, каштановые, светло-каштановые и бурые полупустынные почвы степей Волгоградской и Астраханской областей, Калмыкии и Ставропольского края. Общая характеристика изученных почв представлена в Таблице 5.
Изучение магнитных свойств почв выполнено с использованием уникального комплекса позволяющего получать информацию о магнитной минералогии. Получаемые параметры и их информативность представлены в Таблице 6.
Корректная интерпретация магнитных свойств почв и пород возможна только после выяснения происхождения магнитных минералов - являются ли они тер-ригенными, аутигенными или привнесенными извне, сведений об их минералогическом составе и размере частиц. Как правило, осадочные породы и почвы содержат широкий спектр железосодержащих минералов, среди которых могут быть
как ферримагнетики, так и антиферро-, диа- и парамагнетики. Наибольший интерес для наших исследований представляют ферримагнитные минералы (магнетит и маггемит), которые характеризуются высокими значениями магнитной восприимчивости и намагниченности насыщения. Содержание последних в почвах составляет, как правило, не более 0.03%, что наряду с мелким размером частиц (< 0.03 мкм) затрудняет или делает практически невозможным их in situ диагностику, и изучение требует магнитного обогащения. Для этой цели мы использовали метод количественной экстракции магнитных фракций (Hounslow, Mäher, 1996; Алексеев и др., 2003). Отличительной чертой проведенного эксперимента является его количественная природа.
Таблица 5. Свойства изученных почв степной зоны
Тип почвы Номер Место отбора образцов почв Почво-образующая порода pH, IIjO Содержание Орг.в-ва,% (0-20 см> 6 и « э я Ч X ® « w К а. ы § С,) Содержание илистой фракции, (0-20 см),%
Бурая полупустынная Бу Калмыкия, п.Цаган_Нур лессовидный суглинок 0, 7,6 1,3 0,8 20
Светло-каштановая Kt_l Волгоградская обл, д. Бахтияроака, вторая надпойменная террасса Волга-Ахтуба, аллювиальные отложения, частично перекрытые лессовыми породами 7,5 1,7 0,4 23
Светло-каштановая Ku2 Астраханская обл., г. Ахтубинск лессовидный суглинок 0, 7,5 1,5 0,3 21
Светло-каштановая К,J Волгоградская область, с. Абганерово Морские суглинки частично перекрытые лессовыми породами 8,2 1,8 0 22
Светло-каштановая Ki_4 Волгоградская обл, с.Маляевка Морские суглинки N2 частично перекрытые лессовыми породами 8,8 1,3 0 30
Светло-каштановая К,_5 Калмыкия, п. Нарта Морские суглинки частично перекрытые лессовыми породами к 7,7 1,8 0 35
Каштановая KzJ Ставропольский край, д. Апанасенковское лессовидный суглинок Оз 7,4 1,9 0 20
Каштановая К2__2 Волгоградская область с. Ерзовка лессовидный суглинок Я), с прослоями песка 7,50 2,1 0 22
Темно-каштановая КЗJ Ставропольский край, г. Буденновск лессовидный суглинок Оз 7,8 2,5 0,2 18
Табл.6. Используемые магнитные параметры и их информативность
х (10-8м3кг-1) Магнитная восприимчивость (хили xir)- общая концентрация ферримагнетиков или общая концентрация парамагнитных минералов и антиферромагнетиков при малых количествах ферримагнетиков
Хи%- Частотно-зависимая магнитная восприимчивость. Вычисляется по разнице измерений при разных частотах (для MS2 460 xifH 4600 Гц хм соответственно). (хи)%=( Xif-Xhf) /Xir * МО Отражает наличие ферримагнетиков в суперпарамагнитном состоянии. Особенно чувствителен к размеру частиц в интервале 0.015-0.025мкм
XARM (10"8м3кг"') Везгистерезисное намагничивание ARM. Максимальное переменное поле используемое в приборе Molspin demagnetiser для намагничивания -100 тТ, с шагом уменьшения магнитного поля за каждый цикл 0.016 гпТ, при наложенном на образец постоянном поле подмагничивания (0.08 тТ) Высоко селективно к размеру частиц (0.02-0.4мкм) ферримагнетиков (магнетит, маггемит). Отражает количество дисперсного магнетита (однодоменных частиц).
XARM/S1RM (м А"') Отношение отражает изменение в размере частиц магнетиков и позволяет определить относительный размер частиц ферримагнетиков.
IRMioo/SIRM - Отражает содержание ферримагнетиков (магнетита маггемита)
SIRM-IRM300 -Отражает содержание высоко коэрцитивных минералов (гематита + гетит)
HIRM10O mTaf Параметр (остаточная намагниченность) позволяющий оценить содержание гематита, (гетита). Определяется после процедуры состоящей в намагничивание полем 1 Т с последующим размагничиванием почвенных образцов на установке Molspin demagnetiser (100 шТ, с шагом уменьшения магнитного поля за каждый цикл 0.016 шТ, при наложенном на образец постоянном поле подмагничивания -0.08 mT). (Maher et al,2003)
Профиль магнитной восприимчивости всех изученных почв представляет собой кривую аккумулятивного характера (рис. 6). По приросту магнитной вос-
приимчивости изученные почвы хорошо различаются на уровне типа, связанного, в первую очередь, с биоклиматическим фактором. Максимальные значения х (до 95*10" м\т') характерны для верхних горизонтов темно-каштановой почвы, в то время как в бурой полупустынной они составляют лишь 25-28*10"8м3кг"'. Для почвообразующих лессовидных суглинков величина % составила 15-20*10"8м3кг"', для песчаных отложений - 5-8*10"8м3кг"\ Основные изменения магнитного профиля изученных почв отмечаются до глубины 40 см. При этом средневзвешенный прирост магнитной восприимчивости (Дх) в почвенном профиле составляет 4* 10"8м3кг"' для бурых почв, 7-13* 10"8м3кг"' для светло-каштановых, 10-15*10"8м3кг''для каштановых и 15-21*10"8м3кг"' для темно-каштановых почв.
% *104 ш'кд'1
0 20 40 60 80 100 120
0 20 40 60 80
93
I. 100
р:
и
120 140 160 180
Рис 6. Профиль магнитной восприимчивости для почв степной зоны (Табл. 5)
Анализ кривых намагничивания до 1Т (рис. 7) позволяет отметить, что в верхнем 20 см слое в ряду почв от бурых полупустынных к темно-каштановым возрастает содержание ферримагнетиков, вероятнее всего - магнетита. В то же время содержание гематита (гетита), которое может быть оценено по приросту БПШ-ИШзоо, приблизительно одинаково для всех изученных почв и несколько выше по сравнению с материнской породой. Высокие значения ха (д° 10%) и Хаш в верхних почвенных горизонтах свидетельствуют о наличии ферримагнетиков с размерами частиц в интервале от суперпарамагнитных (БР) до стабильных
однодоменных (50) (<0.03-0.1 мкм). Кривые распределения этих параметров в почвенных профилях, как и в случае магнитной восприимчивости, носят аккумулятивный характер.
Б^М, 10"6 Ашгкд"1
Анализ состояния соединений железа и их распределения в почвах, илистой фракции и в магнитных экстрактах проведен на основании данных Мессбауэров-ской спектроскопии (ЯГРС). В таблице 7 представлены результаты этих исследований для почв (табл.5) в целом и илистой фракции. Мессбауэровские спектры почв в целом и илистой фракции, полученные при комнатной температуре, представляют собой суперпозицию линий Ре и Рег+. На отдельных спектрах образцов илистой фракции отмечаются слабый сикстет (Вм~50.5 Т), свидетельствующий о присутствии магнитоупорядоченной фазы.
Существенная часть Ре3* в илистой фракции почв содержится в составе высокодисперсных гидроксидов в суперпарамагнитном состоянии и слабоокристал-лизованных формах (предположительно до 25-30%). Для сравнения изученных почв по интенсивности преобразования почвообразующего материала мы исполь-
зовали соотношение (Fe2+c-Fe2+Ai) / Fe2+c , позволяющее учесть вариации в минералогическом составе почвообразующих пород. Анализ валентного состояния железа в структуре силикатов изученных современных почв степной зоны и изменение их магнитных свойств свидетельствуют о трансформационных переходах железа в ходе почвообразования in situ (рис. 8а).
Таблица 7. Результаты ЯГР- спектроскопии
Разрез, | горизонт! Общий образец Fe2+% (Fe 2+С - Fe 2+А)/ Fe 2+С,% Илистая фракция <2мкм, Fe2+, % Общий образец Feean (отн.ед) Илистая фракция <2мкм Fe вал (отн.ед)
КЗ-1А1 K3-I В1 ! КЗ-1С.............. 16,9 ..........22,0.............. 34,0 50,3 9,00 9,00 2,30 ...........................2,10................ 2.10 ....................................................................... 5,60 6,40
К.2 1 A1 i 10,0 60,00 8,40 2,80 6,50
К2_1 В1 I К.2 1 С 15,7 25,0 6,90 ......:......................................... 3,40 ................................................. 5,20
KI ЗА1 KIJB1 i К! 3 С ; ............6,6................ 6,6 11,3 ..............5.30......... 5.20 ...........................-................. ..........................2,40........................ 2,40 111Ж111 5,80 5,80
KI 2А1 i К1_2В1 | К1_2 С 6,0 '''б,2 10,0 40,0 ................................................. 2,00 I/-W ................. - ............................................-............................................
Бу А1 8,6 25.2 11,80 2,40 4,80
БуШ БуС ' 8,4 11,5 7,60 3,10 3,00 4,40________
Компьютерный анализ полных кривых намагничивания (петли гистерезиса) подтверждает, что ферримагнитная составляющая магнитной восприимчивости составляет до 80% от полной магнитной восприимчивости. Отмечается закономерное увеличение содержания ферримагнитной составляющей в ряду почв от бурых полупустынных до темно-каштановых. Распределение ферримагнетиков в первую очередь определяет профиль магнитной восприимчивости изученных почв.
Типичные дифрактограммы магнитных экстрактов фракции 2-38 мкм демонстрируют присутствие ферримагнетиков (магнетит и маггемит), гематита, слоистых алюмосиликатов, а также кварца и полевых шпатов.
А
КХЯ Ре2+ * Сред взвеш МВ
X. м'' кг 1
90
КЗ-1 К2-1 К1-2 Бу
□ МВобш Ш 1МВпара ЕЭМВферро
Рис 8. А - содержание Ре 2+ в силикатах и изменение магнитной восприимчивости; Б - соотношение ферро- и пара- магнитных восприимчивостей
Мессбауэровские спектры магнитных экстрактов представляют собой суперпозицию сикстетов и дублетов и подтверждают наличие в них магнитоупорядо-ченной фазы. Результаты расчетов содержания ферримагнетиков в магнитных экстрактах представлены в Таблице 8. Отмечается закономерное увеличение содержания ферримагнетиков в ряду почв от бурых полупустынных до темно-каштановых.
Электронно-микроскопические данные магнитной фракции < 2 мкм показывают, что она содержит частицы минералов различной степени окристаллизован-ности и разных размеров. Оценено распределение частиц по размеру (в %). Максимальный размер частиц минералов-магнетиков составил 0.8 мкм, минимальный - < 0.05 мкм. Основная доля частиц (до 65%) имеет размер < 0.1 мкм.
Разнообразие размеров и форм частиц магнетиков, преобладание зерен неправильной, округлой и овальной формы позволяют нам сделать заключение о
____J
преимущественно почвенном (не внутриклеточном бактериальном) генезисе этих минералов.
Таблица 8. Результаты расчетов ЯГРС для магнитных экстрактов_
Почва Ре вал (отн.ед) гематит а-РегОз (Вьг =51.9 Т), % магнетит Рез04 (Вьр 45.8 /48.8Т) маггемит (Вм=50.5 Т), % X образца почвы, 10"8м3кг"'
К3_1 В1 1,6 21 42 96
К2_1 В1 1,4 26 40 71
К,_ЗВ1 1,4 36 28 62
БУ В1 0,8 38 29 27
К,_ЗС 1,1 40 17 22
Рис. 9. Связь почвенной магнитной минералогии с атмосферными осадками для современных степных ландшафтов
Используя параметр ШЯМюо ™т (Табл. 6) удалось показать, что наряду с ге-титом, определяемым прямыми минералогическими методами, в почвах иссле-
дуемого региона обнаруживается и гематит. Его содержание в почве, как и магнетита, по сравнению с материнской породой определяется климатическими факторами. Результаты на рис. 9 отражают взаимосвязь почвенной магнитной минералогии с атмосферными осадками для современных степных ландшафтов.
Профиль магнитной восприимчивости изученных почв определяется в первую очередь распределением высокодисперсных ферримагнитных фаз. Анализ валентного состояния железа в структуре силикатов и изменение магнитных свойств почв свидетельствуют об in situ трансформационных переходах соединений железа.
Таким образом, в результате почвообразования в условиях степной зоны отмечается формирование дисперсных частиц ферримагнитных минералов (магнетита, маггемита) с размером частиц преимущественно < 0.1 мкм, которые определяют магнитные свойства почв.
С целью калибровки результатов магнитных свойств почв степей юго-востока Русской равнины, отражающих состояние оксидов железа, и подтверждения возможности их использования для палеоэкологических реконструкций был проведен анализ взаимосвязи магнитных и минералогических параметров современных степных почв с существующими климатическими условиями. Среднегодовые атмосферные осадки в пределах трансекты протяженностью около 1000 км, где были опробованы степные почвы (Таблица 5, Рис. 1.), изменяются в интервале 300-500 мм/год. Проведенные статистические расчеты продемонстрировали прямые корреляции показателей, отражающих содержание ферримагнитных фаз в современных почвах степной зоны, с климатическими параметрами и, в первую очередь, со среднегодовыми осадками (R2 >0.9) (Алексеев и др.,. 2003; Mäher, et al., 2002, 2003). Нами в качестве оптимального показателя и наиболее легко получаемого технически выбрана величина прироста магнитной восприимчивости в почвенном профиле относительно материнской породы.
Среднегодовая норма атмосферных осадков (мм) = 86.4Ln(xn - хд + 90.1,
где (хв - Хс) ~ прирост магнитной восприимчивости в результате почвообразования
Магнитные свойства степных почв связаны с биоклиматическими условиями. Содержание почвенного (биогенного) магнетита является «магнитной записью», которая может сохранять информацию о предшествующих условиях окружающей среды степей и позволяет получать количественные характеристики климата (атмосферные осадки) в плейстоцене и голоцене.
ГЛАВА 5. РОЛЬ ЖЕЛЕЗОРЕДУЦИРУЮЩИХ БАКТЕРИЙ В ФОРМИРОВАНИИ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ СТЕПНЫХ ПОЧВ
Параметры, полученные при магнитных измерениях, свидетельствуют о формировании в изученных почвах ферримагнетиков (магнетита и маггемита), но вопрос о генезисе почвенных магнетитов остается дискуссионным.
В последнее время среди теорий происхождения педогенного магнетита все большее развитие получает биогенная гипотеза. Образование биогенного магнетита возможно двумя путями: 1) внутрикпеточно, в ходе жизнедеятельности маг-нетотактических бактерий; 2) внеклеточно, под воздействием диссимиляторных железоредудирующих микроорганизмов.
Группа магнетотактических бактерий была открыта в 1975 году Ричардом Блакмором. Эти органотрофные организмы, получающие энергию от сбраживания органических соединений, отличаются уникальной способностью образовывать внутри клетки цепочки, т. н. магнетосомы, образованные из магнетита (РезО^ или грейгита (Fe3S4) (Fredrikson, et al., 1998). После открытия магнетотактических бактерий, магнетосомы были обнаружены в морских и озерных осадках, а также в почвах (Hesse, 1994; Spring, Schleifer, 1995; Bazylinski, Moskowitz, 1997; Vali, et al., 1987; Yamazaki, Kawahata, 1998). В то же время существенное значение магнетита магнетотактического происхождения в формировании магнитных свойств почв спорно, поскольку цепочки обычно не сохраняются. Показано, что значение внутриклеточного магнетита значимо для ограниченного ряда четвертичных пород, и только для глубинных морских отложений он может сохранять информацию, пригодную для палеомагнитных и палеоклиматических реконструкций (Mäher, Hounslow, 1999). Микроскопические исследования магнитных фракций, проведенные для современных и погребенных почв степной зоны России, подтвердили, что магнетит магнетотактического происхождения вносит незначительный вклад в магнитные свойства почв.
Группа диссимиляторных железоредукторов открыта сравнительно недавно, однако интерес к ней со стороны геологов и почвоведов неуклонно растет. Эти анаэробные и факультативно анаэробные микроорганизмы в качестве катаболиче-ской, энергодающей реакции используют процесс восстановления различных соединений железа за счет окисления органических субстратов (ацетат, пептиды и т. п.) и водорода (Балашова, Заварзин, 1980; Lovley, Phillips, 1986). Как показали исследования последних лет, микроорганизмы, способные к железоредукции, широко распространены в природе (Vagras, et al., 1998; Слободкин, 2008) и обнаружены в морских и озерных осадках, почвах, морских и наземных гидротермах и в природном микробном сообществе. Они способны выигрывать конкуренцию за общие субстраты, такие как водород или ацетат, у строго анаэробных метаногенов и сульфатредукторов (Lovely, 1987). Конечными восстановленными минеральными фазами, образующимися за счет жизнедеятельности железоредукторов в лабораторных экспериментах, являются, в основном, магнетит и сидерит (Fredrikson, et al., 1998; Lovley, 1990, Заварзина, 2002). При этом установлено, что в результате жизнедеятельности железоредуцирующей бактерии (Geobacter metallireducens) образуется в 5000 раз больше магнетита, чем в эквивалентной биомассе магнето-тактических бактерий (Frankel, 1987). М. Ханеш с соавторами (Hanesch, Petersen, 1999) показали, что железоредукторы играют основную роль в формировании почвенных магнетитов в современных почвах Южной Германии. Таким образом,
группа диссимиляторных железоредукторов может рассматриваться как ведущая в образовании биогенного почвенного магнетита.
Нами была проанализирована численность железоредукторов и продуктов их жизнедеятельности в гумусоаккумулятивных горизонтах каштановых почв Волгоградской области и черноземов обыкновенных Ставропольского края. Изученные почвенные горизонты характеризуются повышенной магнитной восприимчивостью по сравнению с материнской породой.
Определение численности железоредукторов велось на элективной среде Пфеннига, в качестве доноров электронов в среду добавляли 1,5 г/л ацетата или 1,5 г/л пептона или 100% Н2 в газовую фазу. В качестве акцептора электронов использовали синтезированную аморфную гидроокись Ре(Ш), полученную титрованием раствора БеСЬ 6Н20 10% раствором ЫаОН. Содержание гидроокиси железа в литре среды в пересчете на Ре + соответствовало 90 ммолям. Выращивание микроорганизмов проводилось в анаэробных условиях в соответствии с требованиями техники анаэробного культивирования (Жилина, Заварзин, 1978). Для определения численности железоредукторов в образцах почв использовали метод десятикратных разведений в жидкой среде в строго анаэробных условиях. Навеска в 1 грамм сухой почвы помещалась в 10 мл среды и тщательно взбалтывалась. Далее делали посев суспензий без отстаивания почвенного осадка, чтобы учесть клетки, связанные с почвенными частицами Начало восстановления оценивали по последнему разведению, в котором наблюдалось восстановление железа. Оценку содержания Ре2+ проводили с аа'-дипиридилом. Продукты твердой фазы, полученные после инкубирования проб, были изучены минералогическими и магнитными методами.
Каштановые почвы (Волгоградская обл.)
Первые признаки восстановления аморфной гидроокиси железа были отмечены через месяц после засева проб на пептоне и водороде. Данные, полученные после 5 месяцев инкубации, свидетельствуют, что численность железоредукторов в исследованных почвенных образцах оказалась невысокой - 102-104 клеток/г почвы. Максимальная численность железоредукторов - до 104 клеток/г почвы, была отмечена при использовании в качестве донора электронов пептона, в то время как на высокоспецифичном субстрате - ацетате - процессов железоредук-ции не наблюдалось. При использовании в качестве донора электронов водорода численность железоредукторов была крайне невысока - 102 клеток/г почвы, что свидетельствует о низком содержании в исследуемых почвенных образцах лито-трофных железоредукторов, способных использовать неорганические доноры электронов. Более активное восстановление аморфной гидроокиси на пептоне свидетельствует о преобладании в исследованных почвенных образцах железоредукторов, использующих сложные органические вещества.
Анализ твердой фазы, полученной после инкубации проб, показал существенные изменения в величине магнитной восприимчивости препаратов по сравнению с исходными почвенными пробами. Так, если для почвенных образцов верх-
них горизонтов каштановой почвы-х. изменяется в пределах 38-55* 10"8 м3/кг, в препаратах после культивирования микроорганизмов х достигает 50-65*10"5 м3/кг. Указанные значения свидетельствуют о чрезвычайно высоком содержании в препарате магнетиков. Для чистого магнетита с размером частиц 0.012-0.07 мкм значения магнитной восприимчивости лежат в интервале 50-100*10'5 м3/кг. Мессбау-эровские спектры полученных препаратов после культивирования микроорганизмов представляют собой суперпозицию секстетов и дублетов и подтверждают наличие в них магнитоупорядоченной фазы. Результаты анализа спектров свидетельствуют о присутствии в образцах частиц с широким диапазоном размеров, вплоть до супердисперсных, характеризующихся суперпарамагнитными свойствами, что приводит к формированию сложного спектра и затрудняет его анализ.
Чернозем обыкновенный (Ставропольский край)
Первые признаки восстановления окисного железа были отмечены через две недели после засева флаконов. Результаты экспериментов, полученные через 5 месяцев после засева проб, оказались сходными с таковыми, полученными для каштановых почв и показали, что численность железоредукторов была приблизительно одинаковой во всех исследуемых почвенных образцах и не имела четкой зависимости от глубины отбора проб и, следовательно, от окислительно-восстановительных условий. Максимальная численность (до 105 клеток/г почв), как и в случае каштановых почв, была отмечена на пептоне. При использовании в качестве субстрата ацетата развития железоредукторов не наблюдалось. Образование магнитной фазы было отмечено только при использовании в качестве доноров электронов водорода. Во всех остальных случаях образовывался темный, относительно слабомагнитный осадок.
В большинстве случаев осадок, образованный при использовании в качестве донора электронов водорода, содержал магнетит. Величина магнитной восприимчивости образцов, содержащих магнетит, колеблется в пределах 40-60* 10~5 м3/кг. Мессбауэровские спектры препаратов из горизонта 0-10 см после культивирования микроорганизмов представляют собой суперпозицию секстетов и дублетов и подтверждают наличие в них магнитоупорядоченной фазы с широким диапазоном размеров сформированных частиц, вплоть до супердисперсных. Для препаратов из горизонта 10-20 см для обоих разрезов спектры представляют собой суперпозицию секстетов, свидетельствующих о формировании чистых магнетитов (Нэфф ~ 46.0 Т; НЭфф =48.5 Т).
Особо следует отметить высокую дисперсность формирующихся при участии биогенного фактора почвенных магнетитов. Так, исследования кривых намагниченности при температурах от 5° до 295°К свидетельствуют о преобладании ферримагнетиков, образующихся за счет жизнедеятельности железоредукторов, с размером <10 нм. Измерения выполнены на установке Quantum Designs MPMS в Центре магнетизма окружающей среды, Университет Ланкастера, Великобритания. Расчеты производились по методике, предложенной в работе Dearing, et al. (1997). Примеры результатов таких измерений, а также других анализов для об-
разцов чернозема после инкубации железоредуцирующих бактерий представлены на Рис. 10. Анализ полной кривой гистерезиса свидетельствует о супердисперсном состоянии ферримагнетика, Мессбауэровский спектр подтверждает наличие магнетита как основной минералогической фазы среди соединений железа. В отдельных спектрах образцов появляется квадрупольный дублет, соответствующий сидериту (ИС =1.24 мм/сек; КР = 1.83 мм/сек). Относительное содержание образовавшегося сидерита в отдельных пробах достигает 65% (от валового железа).
Рисунок 10. Пример результатов магнитных измерений для образцов чернозема после инкубации железоредуцирующих бактерий: 1 - полная кривая гистерезиса свидетельствует о супердисперсном состоянии ферримагнетика; 2 - результаты расчетов размеров кристаллитов ферримагнетиков, образующихся за счет жизнедеятельности железоре-дукторов;
3 - кривая изменения намагниченности в интервале температур от 5° до 295 "К.; 4 - Мессбауэровский спектр (Т=20°С)
Используемые в опытах доноры электронов - пептон, ацетат и водород - отражают физиологическое разнообразие железоредукторов в исследованных почвах. Максимальная численность на пептоне железоредуцирующих микроорганизмов свидетельствует о преобладании в исследуемых почвах органотрофных железоредукторов. Ацетат и водород являются промежуточными продуктами разложе-
ния органики в анаэробном микробном сообществе. Наши исследования показали, что в каштановых почвах и черноземах обыкновенных деятельность железоредук-торов не приводит к окислению ацетата, и его разложение осуществляется иными физиологическими группами микроорганизмов. Численность железоредукторов, использующих в качестве донора электронов водород, колебалась от 102 до 105 клеток/г почвы для каштановых почв и черноземов обыкновенных соответственно, что составляет небольшую часть анаэробов.
Как уже упоминалось выше, образование магнетита наблюдалось почти во всех пробах на водороде и в отдельных вариантах на пептоне. Образование восстановленных минеральных фаз - магнетита или сидерита при жизнедеятельности диссимиляторных железоредукторов контролируется абиогенными факторам: парциальным давлением СОг, соотношением твердой и жидкой фаз, присутствием в среде определенных органических соединений. Непосредственно железоредук-торами осуществляется лишь восстановление аморфной гидроокиси железа, в то время как дальнейшее преобразование восстановленного осадка, сопровождающееся перекристаллизацией осажденных минеральных фаз, не связано с жизнедеятельностью бактерий. В результате этих постбиогенных процессов частицы магнетита имеют широкие пределы размеров и форм. Moskowitz et al. (1989) показали, что основная доля формирующихся таким образом ферримагнитных частиц приближается к супперпарамагнитным частицам. Этот факт подтверждается и нашими результатами. Кроме того, в связи с тем, что магнетит формируется вне клетки, не существует ограничений на формирование магнетита одной клеткой. Предполагается, что 10 грамм клеток (влажный вес) могут произвести до 1 кг магнетита (Frankel, 1987).
Таким образом, во всех исследованных горизонтах каштановых почв и черноземов обыкновенных присутствуют железоредукторы. Несмотря на то, что отбор проб проводился в неблагоприятные периоды (засушливый летний период и ноябрь), численность железоредукторов достигала 104 и 105 клеток/г почвы для каштановых почв и черноземов обыкновенных соответственно, что позволяет допустить, что при благоприятных условиях она может быть еще выше. Железоредукторы способны переживать крайне неблагоприятные климатические условия -засушливые периоды и вымораживание почвы. Наши исследования подтверждают несомненную роль железоредукторов в образовании почвенного магнетита в степных почвах и в формировании в связи с этим профиля магнитной восприимчивости и намагниченности почв.
На основании проведенных минералогических и микробиологических исследованиях цикл преобразования оксидов железа в степной зоне при изменяющихся климатических условиях можно представить следующим образом. Высокая скорость окисления, высокое содержание органического вещества и низкие pH (4-6) способствуют формированию гетита. В то время как высокие температуры, уменьшение влажности и более высокие pH приводят к формированию гематита. Формирование почвенного магнетита требует изначаль-
Дегидротаций
высокие температуры, низкая влажностьV мало органики рН (7 -8)
Рис. 11. Схема путей формирования оксидов железа в почвах степной зоны (дополненная по Швертман, 1989)
ного присутствия Fe2+ катионов. В достаточно сухих и окисленных степных почвах Fe2+ может появляться в микрозонах, где в периоды временного повышения влажности благодаря железоредукторам происходит восстановление железа с последующим медленным окислением. Таким образом, периодическое увлажнение-иссушение при близких к нейтральному pH (7-8) способствует формированию магнетита в присутствии органического вещества и имеющегося источника железа. И наоборот, если уровень осадков возрастает до момента, когда начинается расщелачивание, магнетит может не формироваться или начинает растворяться. Следовательно, для каждой характерной величины атмосферных осадков в пределах 300-600 мм/год достигается равновесное содержание магнитного материала, в первую очередь, магнетита. В противоположность оптимальным для формирования магнетита условиям, длительные засушливые периоды с увеличением скорости окисления и уменьшения влажности способствуют формированию наиболее окисленных форм железа - гематита и гетита.
Применение широкого набора современных инструментальных минералогических и магнитных методов совместно с микробиологическими исследованиями позволили приблизиться к пониманию процессов оксидогенеза при степном почвообразовании (рис. 11).
ГЛАВА 6. ИЗМЕНЕНИЯ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ И МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ПОЧВ В СВЯЗИ С ДИНАМИКОЙ КЛИМАТА СТЕПЕЙ В ГОЛОЦЕНЕ И ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Современный уровень интеграции палеопочвоведения с палеогеографией, четвертичной геологией и археологией, возникающие требования более глубокого и достоверного решения вопросов истории развития природы диктуют необходимость привлечения новых методов исследования и параметров. К настоящему времени предложены региональные гипотезы плейстоценовой и голоценовой истории развития почв и природной среды различной степени детальности и достоверности (работы Величко A.A., Морозовой Т.Д., Веклича В.Ф., Болиховской Н.С., Александровского А.Л., Геннадиева А.Н., Ахтырцева Б.П., Герасименко Н.П., Гольевой А.А, Губина C.B., Дергачевой М.И., Воробьева Г.А., Золотуна В.П., Иванова И.В, Демкина В.А, Лисецкого Ф.Н., Сычевой С.А. и др.). К числу весьма информативных параметров состояния природной среды в прошлые эпохи, безусловно, относятся магнитные свойства палеопочв, содержание и формы железистых минералов. Лессы и почвы, являющиеся уникальными индикаторами изменения палеогеографической обстановки, широко исследовались магнитными и палеомагнитными методами (Фаустов, 1986; Hus et al., 1986; Kukla, 1977; Бабанин, 1971,1995; Mäher, 1986, 1991, 1999, 2002, 2008; Heller, 1983, 1996; Фаустов, Вири-на, 1989, 1998; Алексеев, 1986, 1989, 2000, 2001, 2003; Большаков, 1996; и многие
др.). В этих работах была показана связь магнитных свойств почв и лессов с климатическими условиями их образования.
В последние десятилетия широкое распространение получили палеопочвен-ные исследования различных археологических и исторических памятников позднего голоцена (Александровский А.Л., Ахтырцев Б.П., Алексеев А.О., Геннадиев А.Н., Демкин В.А., Дергачева М.И., Иванов И.В., Лисецкий Ф.Н., Хохлова О.С. и др.). Сравнительный анализ разновозрастных почвенных профилей позволяет получить представления об эволюции почв и вековой динамике почвенных свойств и процессов.
Базируясь на климатических зависимостях для соединений железа, полученных для современных почв степей, существует возможность определения количественных показателей состояния климатических условий, в первую очередь атмосферных осадков, в прошлые эпохи. В погребенных почвах археологических памятников с помощью магнитных методов стало возможным фиксировать состояние магнитного материала в почве на момент сооружения насыпи, которое, на наш взгляд, является равновесным условиям почвообразования для изучаемого хроноинтервала.
В качестве примера изменения состояния соединений железа в почвах за историческое время рассмотрим результаты для хроноряда почв одного из ключевых объектов юга Приволжской возвышенности - курганного могильника «Авилово» расположенного на первой надпойменной террасе правобережья р. Иловли (Волгоградская область). В современном почвенном покрове здесь доминируют каштановые почвы. Хроноряд почв включал современные фоновые и погребенные под курганными насыпями почвы эпох бронзы (конец IV—II тыс. до н. э.), раннего железа (V в до н.э.-IV в. н. э.) и средневековья (XII-XIV вв. н. э.).
Профиль распределения величины магнитной восприимчивости изученных почв представляет собой кривую аккумулятивного характера (Рис. 12). По приросту величины магнитной восприимчивости изученные почвы хорошо различаются на уровне типа. Видно, что максимальные изменения в исследуемом хроно-интервале наблюдаются в верхнем слое (50 см), горизонтах Аь Bi, В2. Максимальные значения величины магнитной восприимчивости (х)-до 80-85* 10"8м3кг~ 1 - характерны для верхних горизонтов почв средневековья (XIII в. н. э., ~700 лет назад) и сарматского периода (I в. н. э., ~1900 лет назад), в то время как для почвы катакомбной культуры (рубеж III-II тыс. до н. э., ~4000 лет назад) они составляют лишь 25-28* 10"8м кг'1. Для почвообразующих лессовидных суглинков величина % составила 15-20*10"8м3кг''. В дальнейшем при описании полученных результатов будет приводиться возраст погребения в абсолютных значениях (лет назад), полученный на основании археологических датировок.
Анализ кривых намагничивания до 1Т позволяет отметить, что в верхнем 20 см слое в ряду почв для разных временных срезов изменяется содержание ферри-магнетиков, вероятнее всего - магнетита. В то же время содержание гематита (ге-
тита), которое может быть оценено по приросту БИШ-ИШЗОО, НЖМЮО, изменяется незначительно.
.„■I 3 . -1 XI10 т кЁ
О
0
20
40 ,
60
"„ 80 с* Я
Ю 100
г
120
140 160 180
Рис. 12. Профильное распределение магнитной восприимчивости для хроноряда палеопочв курганного могильника «Авилово», юг Приволжской возвышенности
В почвенных образцах гумусоаккумулятивных горизонтов хроноряда почв наблюдается широкое варьирование, как в составе, так и в содержании магнитного вещества. Содержание магнитных фаз (магнетит, гематит) в разновозрастных погребенных почвах позволяет вычленить по концентрации магнетита «магнитную запись» изменения климатических факторов на фоне общей длительности процесса выветривания, т. е. возраста почв (рис. 13).
Компьютерный анализ полных кривых намагничивания (петли гистерезиса) подтверждает, что ферримагнитная составляющая магнитной восприимчивости составляет до 80% от полной магнитной восприимчивости. Отмечается варьирование содержания ферримагнитной составляющей в ряду изученных почв, на наш взгляд, в зависимости от условий почвообразования до сооружения насыпи кургана. Анализ состояния соединений железа и их распределения в почвах в целом, в илистой фракции и в магнитных экстрактах, изменение валентного состояния железа в структуре силикатов изученных почв и соответствующее изменения маг-
10 20 30 40 50 60 70 80 90
нитных свойств свидетельствуют о трансформационных переходах железа в ходе почвообразования in situ.
На основании полученной для современных почв региона зависимости магнитных параметров от величины атмосферных осадков проведены количественные климатические реконструкции для разных археологических эпох для всех изученных курганных групп и, соответственно, хронорядов (рис. 14). В частности, расчеты показали, что в конце IV-первой четверти III тыс. до н. э. климатические условия были несколько засушливей современных. На рубеже III-II тыс. до н. э. отмечается наименьшая среднегодовая норма атмосферных осадков. На I век н. э. приходился микроплювиал, который во II-III вв. н. э. сменился очередным засушливым периодом. В эпоху развитого средневековья (XII-X1V вв. н. э.) имел место климатический оптимум с максимумом увлажненности за последние 5000 лет. Расчетные данные для современных почв соответствуют метеорологическим данным. Эти результаты полностью согласуются с климатическими реконструкциями, проведенными с использованием традиционных почвенных показателей (содержание гумуса, легкорастворимых солей, карбонатов и др.) (Демкин и др., 2004).
50 Д / 1
/
600
А
, \ 550
\ 500
. 40
\ / \ 450 -
§20-
А . 4UU
о ..........--- ф 2 350 ь
'¿f зоо s
• се
Гематит, leim 250 £
✓ А Магнетит 200
150
—..............................................-......................... .............г................................г-.......................-...............................................................................т....................-................... 100
порода 5000 4500 4000 3500 3000 2500 2000 1500 1000 500 0
возраст
Рис. 13. Особенности магнитной минералогии гумусовых горизонтов хроноряда почв «Авилово»
Сопоставление полученных результатов для палеопочв степей европейской части России с климатическими записями для регионов Ближнего Востока, зафиксированными в колебаниях уровня Мертвого моря, свидетельствует о синхронизации глобальных планетарных климатических колебаний, связанных со значимыми изменениями в организации атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой (АЬкБееуа, е! а!., 2007).
Возра ст, л ет н азад
Рис. 14. Пример реконструкции количества атмосферных осадков в различные археологические эпохи по результатам изучения магнитных свойств подкурганных палеопочв
Одна из задач нашего исследования состояла в оценке скоростей изменения минеральных компонентов почв и связанных с ними трансформаций в минералогическом и химическом составе и поверхностных свойствах почв, обусловленных динамикой климата на протяжении тысячелетия для хроноряда почв эпохи бронзы в пустынно-степной зоне южной части Ергенинской возвышенности. Результаты палеопочвенных исследований свидетельствуют о существенных изменениях морфологических и химических свойств палеопочв в хроноинтервале от 5000 до 4000 тыс. лет назад.
Анализ изменения величин удельной поверхности, общей поверхности пор и среднего размера пор для горизонта В хроноряда палеопочв свидетельствует о существенной связи этих параметров с магнитной восприимчивостью и с параметрами, отражающими содержание ферромагнитной фазы (хАЯМ). Таким образом, содержание этих минеральных компонентов в палеопочвах отражает вариации климатических условий и в первую очередь изменения в атмосферных осадках. Поровое пространство и поверхности почвенных частиц заполняются (покрываются) в зависимости от условий почвообразования карбонатами при ариди-зации, или оксидами железа (магнитной фазой) при гумидизации климата.
Изучение разновозрастных палеопочв показало, что концентрация магнитных минералов связана с биоклиматическими условиями почвообразования. Со-
держание почвенного (биогенного) магнетита может быть использовано как «магнитная запись» о предшествующих условиях окружающей среды степей и позволяет получать количественные характеристики климата (атмосферных осадков). Магнитные свойства почв (минералы оксидов железа) могут быть отнесены к быстро изменяющимся параметрам с характерными временами трансформации от десятков до сотни лет. Состояние соединений железа достигает равновесия с климатическими условиями в ряду таких почвенных свойств, как солевой и карбонатный профиль. Изучение соотношения содержания минералогических фаз как следствие изменение химического состава и поверхностных свойств погребенных почв свидетельствует о первостепенности влияния климатических факторов на интенсивность минералогических преобразований по сравнению с общей длительностью процесса выветривания или экспозиции почвы до погребения, т. е. с возрастом почв.
На основании полученной совокупности магнитных и минералогических параметров для почвенно-лессовых комплексов территории Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности количественно реконструирована динамика климатических условий в плейстоцене за последние 700 тыс. лет. и получено подтверждение о постепенном похолодании и аридизации климата в течение плейстоцена.
ВЫВОДЫ
1. Железо играет активную и масштабную роль в почвенно-геохимических процессах степной зоны, что позволяет использовать его состояние в качестве информативного показателя при действии природных и антропогенных факторов. Геохимическое поведение железа в степных ландшафтах (щелочная, окислительная среда) представляется следующим образом. Железо высвобождается из кристаллической решетки слоистых силикатов в ходе выветривания. Величина Ре2+/(Ре2+ +Ре3+) в почвах отражает интенсивность процессов выветривания. При интенсификации процесса выветривания происходит накопление несиликатных форм железа, представленных в основном высокодисперсным гетитом с размером кристаллитов 10-15 нм. В зависимости от условий почвообразования возможно формирование или трансформация и других фаз гидроксидов и оксидов железа (гематит, лепидокрокит, магнетит, маггемит). Распределение Бе в жидкой фазе (почвенные растворы) - результат современных процессов, определяемых почвен-но-геохимическими условиями. Миграция происходит в форме высокодисперсных гидроксидов (в коллоидной мути) и (или) Ре-органических комплексов. Коагуляция и осаждение соединений железа происходит на геохимическом барьере, связанном с изменением ионной силы почвенных растворов.
2. На основании проведенных минералогических и микробиологических исследований цикл преобразования оксидов железа в степной зоне при изменяющихся климатических условиях можно представить следующим образом.
Высокая скорость окисления, высокое содержание органического вещества и низкие значения рН (4-6) способствуют формированию гетита. В то время как высокие температуры, уменьшение влажности и более высокие рН приводят к формированию гематита. Периодическое увлажнение-иссушение при близких к нейтральному рН (7-8) способствует формированию магнетита в присутствии органического вещества и имеющегося источника железа. И наоборот, если уровень осадков возрастает до момента, когда начинается расщелачивание, магнетит может не формироваться или начинает растворяться. Следовательно, для каждой характерной величины атмосферных осадков в пределах 300-600 мм/год достигается равновесное содержание магнитного материала, в первую очередь магнетита. В противоположность оптимальным для формирования магнетита условиям, длительные засушливые периоды с увеличением скорости окисления и уменьшения влажности способствуют формированию наиболее окисленных форм железа - гематита и гетита.
3. Проведенные исследования подтверждают несомненную роль железоре-дукторов в образовании почвенного магнетита в степных почвах и в формировании в связи с этим профиля магнитной восприимчивости и намагниченности почв. Образование восстановленных минеральных фаз - магнетита или сидерита - при жизнедеятельности диссимиляторных железоредукторов контролируется абиогенными факторам: парциальным давлением С02, соотношением твердой и жидкой фаз, присутствием в среде определенных органических соединений. Непосредственно железоредукторами осуществляется лишь восстановление аморфной гидроокиси железа, в то время как дальнейшее преобразование восстановленного осадка, сопровождающееся перекристаллизацией осажденных минеральных фаз, не связано с жизнедеятельностью бактерий.
4. Приведенные сведения об образовании лепидокрокита в почвах гильгай-ного комплекса позволяют дополнить существующую информацию об условиях формировании этого минерала в почвах. Среди них, на наш взгляд, в первую очередь важно наличие контрастных окислительно-восстановительных условий и (или) процесса биогенной железоредукции, способствующих высвобождению свободного Ре2+, близкий к нейтральному рН, фаза медленного окисления Ре2+, которой способствует, в частности, высокое содержание органического вещества. Существенное влияние на формирование лепидокрокита и степень его кристалличности оказывает минералогический состав почв. Тяжелый гранулометрический состав осадков обеспечивает плохой дренаж и, как следствие, медленный рост кристаллов, что способствует окристаллизованности формирующегося гидрокси-да. Лепидокрокит, вероятно, играет определенную роль в стабилизации структуры почв бореальной зоны.
5. Базируясь на климатических зависимостях для соединений железа, полученных для современных почв степей, существует возможность определения количественных показателей состояния климатических условий, в первую очередь атмосферных осадков, в прошлые эпохи. В погребенных почвах археологических
памятников с помощью магнитных методов становится возможным фиксация состояния магнитного материала в почве на момент сооружения насыпи, которое, на наш взгляд, является равновесным условиям почвообразования для данного хроноинтервала. Содержание почвенного (биогенного) магнетита может быть использовано как «магнитная запись» о предшествующих условиях окружающей среды степей и позволяет получать количественные характеристики климата (атмосферных осадков).
6. Магнитные свойства почв (минералы оксидов железа) могут быть отнесены к быстро изменяющимся параметрам с характерными временами трансформации от десятков до сотни лет. Состояние соединений железа достигает равновесия с климатическими условиями в ряду таких почвенных свойств, как солевой и карбонатный профиль. Изучение соотношения содержания минералогических фаз, как следствие, изменение химического состава и поверхностных свойств погребенных почв свидетельствует о первостепенности влияния климатических факторов на интенсивность минералогических преобразований по сравнению с общей длительностью процесса выветривания или экспозиции почвы до погребения, т. е. с возрастом почв,
7. В заключение хочется подчеркнуть, что оксидогенез железа в степных почвах - важный и информативный комплекс процессов с участием биотических и абиотических факторов. Применение широкого набора современных инструментальных методов совместно с микробиологическими исследованиями позволили приблизиться к пониманию процессов оксидогенеза при степном почвообразовании. Изучение почв археологических памятников существенно расширили наши представления о направленности и скоростях формирования различных соединений железа в степной зоне. Подтверждена возможность применения магнитных методов для познания закономерностей протекания почвенных процессов и исследования эволюции природной среды степей в голоцене и плейстоцене.
Список публикаций по теме диссертации.
1. Алексеев А.О., Моргун Е.Г., Ковалевская И.С., Самойлова Е.М. Магнитная восприимчивость почв сопряженных ландшафтов. // Почвоведение, N8, 1988, с.27-35
2. Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Ковалевская И.С., Моргун Е.Г., Осина Г.М. Минералогический состав илистой фракции почв сопряженных ландшафтов центра Ставропольской возвышенности. // Почвоведение , N9,1988, с. 113-124
3. Демкин В.А, Рысков Я.Г., Алексеев А.О.,Олейник С.А., Губин С.В., Лукашов A.B., Кригер В.А. Палеопедологические изучение археологических памятников степной зоны. // Известия Академии Наук, географическая серия 1989, N 6, с.40-51.
4. Пинский Д.Л., Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Новый метод подготовки высокодисперсных фракций почв для рентгенофазового анализа. // Почвоведение, N 4, 1991, с. 179- 183.
5. Рысков Я.Г., Алексеева T.B., Алексеев A.O., Ковалевская И.С., Олейник С.А.,Моргун Е.Г.,Самойлова Е.М. Геохимические обстановки в почвах сопряженных ландшафтов Центрального Предкавказья. // Литология и полезные ископаемые, 1993,N 2, с.55-65.
6. Alekseeva T.V., Alekseev А.О., Jozefaciuk G., Hajnos MSokolowska Z, Clay mineralogy and iron state as indicators of soil forming processes in typical soils of Lublin upland region. // Int.Agrophysics, 1993, N 7, pp 69-76.
7. Jozefaciuk G., Sokolowska Z., Sokolowski S., Alekseev A., Alekseeva Т.. Changes of min-eralogical and surface properties of water dispersible clay after acid treatment of soils. // Clay minerals, 1995, 30, 149-155.
8. Alekseeva Т., Alekseev A., Morgun E., Jozefaciuk G.. The structural state of soils on loesses. International Agrophysics, 1995,9, p. 170-179.
9. Алексеев A.O., Алексеева T.B., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М.. Геохимические закономерности формирования состояния соединений железа в почвах сопряженных ландшафтов Центрального Предкавказья. // Литология и полезные ископаемые, 1996, N 1.12-22.
Ю.Алексеева T.B., Алексеев А.О. Минералогический состав и особенности микроорганизации твердой фазы почв микрорельефа гильгай (Ставропольский край). // Почвоведение, 1997, N 8, с 977-987.
11. Jozefaciuk G., Debicki R., Alekseeva Т., Alekseev A.. Model studies on crust formation in artificial soil. //Polish J. of Soil Sci., 1997, vol. XXX/1. p. 15-20.
12. Алексеева T.B., Алексеев A.O., Соколовска 3., Хайнос М. Связь между минералогическим составом и свойствами поверхности почв. // Почвоведение, 1999, № 5, с. 604613.
13. Alekseeva Т., Alekseev A. Factors affecting structural stability of three contrasting soils of China. // Catena, 1999, 38 (1), 45-64
14. Алексеев A.O., Алексеева Т.В. К вопросу о формировании лепидокрокита в почвах. II Почвоведение, 2000, № 10, с.
15. Sokolowska Z., Hajnos М.,Alekseev A., Alekseeva Т., Magnetic susceptibility of the arable layer of soil with organic farming and mineral fertilization. // Acta Agrophysica, 2000, v.38, p.175-183.
16.Демкин В.А.,.Алексеева Т.В, Демкина Т.С., Алексеев А.О.. Палеопочвенные исследования загадочного памятника древней истории в излучине Дона// Почвоведение, 2001. №5. С.533-543
17.Maher В.А., Alekscev Л., Alekseeva Т . Climate dependence of soil magnetism across the Russian steppe: significance for use of soil magnetism as a palaeoclimatic proxy. // Quaternary Science Reviews . 2002.V.21. P. 1571-1576.
18. Alekscev A., Alekseeva Т., SokolowskaZ., and Hajnos M. Magnetic and mineralogical properties of different granulometric fractions in the soils of the Lublin Upland Region // Int. Agrophysics, 2002, 16, 1-6
19. .SokolowskaZ., Hajnos M., AleksejewaT.W., Aleksejew A.O. Influence of mineralogical composition of solid phase on surface properties of soils. Acta Agrophysica, 2002. vol.63, pp 87-98.
20. Kerzhentsev S., Volokitin M. P., Zelenskaya N. N., Oleinik S. A., Alekseev A. O., Alekseeva Т. V., Zyakun A. M., Zakharchenko V. N., and Romanov V. D.., The Principles of Regulation of Ecosystem Functions. // Eurasian Soil Science Vol. 35, Suppl. 1, 2002
p. 25-33
2L Kudeyarov V. N., Ponizovskii A. A.,. Bii' K. Ya, Blagodatsky S. A., Semenov V. M., Kuznetsova Т. V., Alekscev A. O., Kudeyarova A. Yu., and Murthy R.. Soil in the Intensive Forestry Biome at the Biosphere 2 Station, Columbia University (Arizona, United States). // Eurasian Soil Science Vol. 35, Suppl. 1, 2002 p. 34-45
22. Алексеев A.O. Алексеева T.B., Махер Б.А. Магнитные свойства и минералогия соединений железа степных почв. // Почвоведение, 2003 № 1, с 62-74
23. Alekseev A., Alekseeva Т., Ostroumov V., Siegert С., and Gradusov В.., Mineral Transformations in Permafrost-Affected Soils, North Kolyma Lowland, Russia. // Soil Sci Soc Am J 2003; 67:p. 596-605.
24.Понизовский А.А., Кудеяров B.H., Благодатский C.A., Алексеев А.О., Биль К.Я., Марфи Р. Почва как компонент «Биосферы-2». // Природа, № 7, 2003 с.
25.Демкин В.А., Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Скрипкин А.С. Необычное древнее сооружение в излучине Дона. // Природа, № 8,2003, с. 35-42.
26.3аварзина Д.Г., Алексеев А.О., Алексеева Т.В.. Роль железоредуцирующих бактерий в формировании магнитныхсвойств степных почв. // Почвоведение, 2003, № 10, с. 1218-1227
27.Демкин В.А., Ельцов М.В., Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Демкина Т.С., Борисов А.В., Развитие почв нижнего Поволжья за историческое время.// Почвоведение, 2004, № 12.С.1486-1497
28.Demkin V. A., Borisov А. V., Alekseev А. О., Demkina Т. S., Alekseeva Т. V., Kho-mutova Т. Е.. Integration of Paleopedology and Archaeology in Studying the Evolution of Soils, Environment,and Human Society. // Eurasian Soil Science, Vol. 37, Suppl. 1, 2004, pp. SI-SI3.
29.Демкин B.A., Якимов A.C., Алексеев A.O., Каширская Н.Н., Ельцов М.В., Палеопоч-вы и припродные условия степей Нижнего Поволжья в Золотоордынское время (XIII-XIV вв.нэ.) // Почвоведение ,2006,№ 2, с.133-144
30. Maher В.А., Alekseev A., Alekseeva Т .Magnetic mineralogy of soils across the Russian steppe: climatic dependence of pedogenic magnetite formation. // Palaeogeography, Pa-laeoclimatology, Palaeoecology. (2003), V. 201, N 3-4, P. 321-341
31. Alekseeva T., Alekseev A., Mäher В.A., Demkin V.. Late Holocene climate reconstructions for the Russian steppe, based on mineralogical and magnetic properties of buried palaeo-sols. // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology ,2007, V.249,103-127
32. Алексеев А. О.. Алексеева T.B. , М.Хайнос,,С.Соколовская, Калинин П.И.., Борисов
A.B. Изменения минералогических и поверхностных свойств почв в связи с динамикой климата степей за историческое время. // Eurasian Soil Science, Vol. 41, Suppl. 1, 2008, pp.
33.Калинин П. И., Алексеев А. О. Геохимические характеристики погребенных голоце-новых почв степей Приволжской возвышенности. Вестник ВГУ «География, Геоэкология» №1,2008. С. 9-15
34. Алексеева Т.В., Кабанов П. Б., Золотарева Б.Н., Алексеев А.О., Алексеева В.А.. Гуми-новые вещества в составе палыгорскитового органо-минерального комплекса из ископаемой почвы верхнего карбона Южного Подмосковья. //ДАН ,2009 Vol. 425, No. 2, pp. 265-270.,
35. Алексеева T.B., Соколовска 3., Хайнос M., Алексеев А.О., Калинин П.И . Водопроч-ность агрегатов почв субтропиков и тропиков (Грузия и Китай): связь с минералогическим составом и химическими свойствами // Почвоведение 2009, № 1 с. 452-462.
36. Т.В.Алексеева, А.В.Борисов, Т.Э.Хомутова, Л.А.Иванникова, П.Б.Кабанов,
B.А.Алексеева, Н.Н.Каширская, Е.В.Демкина, В.И.Дуда, В.В.Дмитриев, Н.Е.Сузина, М.В.Ельцов, П.И.Калинин ./ Палеопочвы как индикаторы эволюции биосферы. Ред. В.Н. Кудеяров. М. : НИА - Природа, фонд «Инфосфера» 2007. 282 с.
37. Якимов A.C., Демкин В.А, Алексеев А.О. Природные условия степей Нижнего Поволжья в эпоху средневековья (VIII-XIV вв.н.э.) М. : НИА-Природа, фонд «Инфосфера» 2007. 228 с
38. Сдыков М.Н., Демкин В.А., Бисембаев A.A., Гуцалов С.Ю., Алексеев А.О., Алексеева В.А., Борисов A.B., Ельцов М.В., Жусупкалиев Т.Т. Скифы Западного Казахстана. Алматы: «Исламнур», 2007 г., 208 с
39. Калинин П.И., Алексеев А.О., Савко А.Д. Лессы, палеопочвы и палеогеография квартера юго-востока Русской равнины - Воронеж: Воронежский государственный университет, 2009. - 140 с . Труды научно-исследовательского института геологии Воронежского государственного университета
40. Демкин В.А.,. Демкина Т.С., Алексеев А.О., Хомутова Т.Э, Золоторева
Б.Н.,Каширская Н.Н, Удальцов С.Н., Алексеева Т.В., Борисов A.B., Демкина Е.В, А.Н.Журавлев. Палеопочвы и климат степей нижнего Поволжья в I- IV вв.н.э. Пущино ОНТИ ПНЦ РАН, 2009, 96 стр.
41. Алексеев А.О., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. О возможности использования магнитной восприимчивости для изучения эволюции почв. // Сб. Эволюция и возраст почв СССР, Пущино,1986,с.101-109
42. Алексеев А.О., Моргун Е.Г., Ковалевская И.С., Самойлова Е.М. Магнитная восприимчивость как показатель направленности и скорости развития степных ландшафтов в голоцене. // Сб. Естественная и антропогенная эволюция почв, Пущино 1988, с.16-20
43. T. Alekseeva, A. Alekseev, X. Peng. Mineralogy of some ferralitic soils of China. In: Smith, В J., Warke, P.A. (eds.). Eurolat 94, Latentes, Paleoweathering and Paleosurfaces, Belfast, pp. 59-63.
44. Alekseev A.O., Alekseeva T.V.North Caucasus loess: magnetic susceptibility and Moess-bauer study. Annales Geophysicae,Supplement of Volume 16, Part I, C.268. 1998.
45. Алексеев А.О., Демкин B.A., Алексеева T.B., 2000. Использование минералогических и петрофизических параметров состояния соединений железа в палеопочвах археологических памятников для реконструкции климатических условий степей Восточной Европы. Нижневолжский археологический вестник, Вып. 3, с. 102-125.
46. Демкин В.А., Ссргацков И.В., Демкина Т.С., Алексеев А.О., Песочина JI.C., 2000. Почвенные критерии оценки комфортности среды обитания ранних кочевников степей Волго-Уралья: палеоэкологические кризисы т оптимумы.Сборник Раннесарматская культура: формирование, развитие, хронология. Выпуск 1, Самара, стр.3-15.
47.Демкин В.А., Сергацков И.В., Алексеев А.О., Ельцов М.В.. Папеопочвы курганного могильника «Колобовка-3» в Волгоградской области // Материалы по археологии Волго-Донских степей. Волгоград: Изд-во ВолГУ. 2001. Вып.1. С.64-71
48.Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Демкин В.А., Сергацков И.В. Магнитные свойства погребенных почв археологических памятников - запись климатических условий степей Приволжской возвышенности в голоцене // Материалы по археологии ВолгоДонских степей. Вып.2. Волгоград: ВолГУ. 2004. С.96-106
49. Керженцев A.C., Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Губин C.B., Олейник С.А., Зеленская H.H., Демин Д.В. Экотрон - физическая модель почвы. Проблемы экологического мониторинга и моделирования экосистем. T. XIX Санкт-Петербург, Гидрометеоиздат, 2003.С. 157-179
50. Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Заварзина Д.Г., Роль железоредуцирующих бактерий в формировании почвенного магнетита.// Органическая минералогия, Материалы I Российского совещания по органической минералогии, 2002. Санкт-петербург., стр. 55-56
51.Демкин В.А., Скрипкин A.C., Алексеев А.О., Дьяченко А.Н., Сергацков И.В., Клепиков В.М., Демкина Т.С., Ельцов М.В. Палеопочвы и природные условия сухостепного Задонья в эпоху бронзы // Нижневолжский археологический вестник. Вып.6. Волгоград: ВолГУ. 2003. С.37-44
52. Демкин В.А., Ельцов М.В., Борисов A.B., Алексеев А.О., Алексеева В.А. Палеопочвы и природные условия левобережного Илека в эпохи бронзы и раннего железа // Вопросы истории и археологии Западного Казахстана. Вып.2. Уральск. 2003. С.212-219
53. Алексеев А.О., Борисов A.B., Сдыков М.Н., Алексеева В.А., Ельцов М.В., Демкин В.А. Палеопочвенные и магнитные исследования археологического комплекса «Кырык-Оба» в Западно-Казахстанской области // Вопросы истории и археологии Западного Казахстана. Вып.2. Уральск. 2003. С.219-232
54.Демкин В.А., Алексеев А.О., Демкина Т.С., Ельцов М.В., Скрипкин A.C., Дьяченко А.Н. Палеопочвенные и геофизические исследования «святилища» у станицы Трехостровской (Волгоградская область) // Историко-архсологические исследования в г.Азове и на Нижнем Дону в 2002 г. Азов. 2004. Вып.19. С.183-192
55. Alekseev А.О., Alekseeva T.V., Maher B. Mechanisms of formation and occurrence of iron oxides in soils - relationship to various environmental conditions. // Physics, chemistry and biogeochemistry in soil and plant studies. Lublin. 2004. P.11-14
56. Borisov A.V., Alekseev A.O., Alekseeva T.V., Demkin V.A. Morphological and physico-chemical properties of steppe paleosoils as a basis for reconstruction of nature in the past // Physics, chemistry and biogeochemistry in soil and plant studies. Lublin. 2004. P.34-37
57. Алексеев А.О. Алексеева T.B. Применение методов магнетизма для изучения археологических памятников и эволюции природной среды степей юго-востока русской равнины в голоцене // Почвы - национальное достояние России. Материалы IV съезда ДОП. Новосибирск. 2004. Кн.1. С. 180-182
58. Алексеев А.О. Алексеева Т.В. Минералогические индикаторы эволюции природной среды степей юго-востока Русской равнины в голоцене. // Проблемы Археологии Нижнего Поволжья, Волгоград 2004, с.335-338
59.Демкин В.А., Борисов А.В., Алексеев А.О., Демкина Т.С., Алексеева Т.В., Хомутова Т.Э. Почвенно-археологичесике исследования в нижнем Поволжье. // Проблемы Археологии Нижнего Поволжья, Волгоград 2004, с.330-335
60. Демкин В.А., Борисов А.В., Алексеев А.О., Демкина Т.С., Алексеева Т.В., Хомутова Т.Э. Археологическое почвоведение: новые подходы в изучении истории природы и общества. //Почвоведение. История, социология, методология. М., Наука, 2005. С. 324-333.
61. Алексеев А.О., Алексеева T.B.. Особенности оксидогенеза железа в условиях степной зоны. //Почвенные процессы и пространственно-временная организация почв. М., Наука, 2006. с 312-327.
62. Алексеева Т.В., Алексеев А.О.. Микроструктурная организация почв: факторы и процессы формирования. //Почвенные процессы и пространственно-временная организация почв. М., Наука, 2006. с. 328-344
63. Alekseeva Т., Gerasimenko L„ Sapova Е., Alekseev А. 2008 . Transformational changes of clays due to cyanobacteria. //Chapter 17. In: N. Dobretsov et al (eds) "Biosphere: Origin and Evolution" Springer. P. 227-238
64. Alekseev A.O., Ryskov Ya.G., Nikolaev V.I., Alekseeva T.V., Kalinin P.I. Reconstructions of paleoclimate changes through Quaternary time via multiproxy analysis of buried soils and loess/palaeosol sequences across the Eastern Europe Plain. International symposium in memory of the 80th anniversary of the German-Russian Alay/Pamir-Expedition. Abstract book, 2008, P. 21-25.
Заказ№ 04-а/03/10 Подписано в печать 01.03.2010 Тираж 100 экз. Усл. п.л. 2
ООО "Цифровичок", тел. (495) 649-83-30 www.cfr.ni; е-таН: info@cfr.ru
Содержание диссертации, доктора биологических наук, Алексеев, Андрей Олегович
Введение.
Глава 1. Геохимия соединений железа в почвах и методы их изучения.
1.1 .Геохимическая характеристика железа.
1.2. Железо в почвах и процессы выветривания.
1.2.1 .Роль климата в процессе выветривания.
1.2.2.Дренированность, роль рельефа в процессе выветривания
1.2.3.Роль исходного субстрата в процессе выветривания.
1.2.4. Роль рН и ЕЬ условий.
1.2.5. Роль органического и живого вещества в почвах.
1.3. Биогенный цикл железа.
1.3.1. Бактериальное окисление железа.
1.3.2. Бактериальное восстановление железа.
1.4. Важнейшие железистые минералы почв и их диагностические параметры.
1.5. Методы изучения почвенных оксидов железа.
1.5.1. Химические анализы.
1.5.2. Мессбауэровская (ЯГР) спектроскопия.
1.5.3.Рентгеновская дифрактометрия.
1.5.4. Магнитные методы.
1.6. Состояние железа в почве.
Глава 2. Объекты и методы исследования.
2.1 Почвы Ставропольской возвышенности.
2.2 Палеопочвы археологических памятников позднего голоцена.
2.2.1. Приволжская возвышенность, Ергенинская возвышенность,
Прикаспийская низменность.
2.3.Лессово-почвенные комплексы юго-востока Русской равнины.
2.3.1. Терско-Кумской равнина.
2.3.2. Азово-Кубанская низменность.
2.4.Методы исследований.
Глава 3. Геохимия железа в почвах степных ландшафтов и особенности 93 оксидогенеза.
3.1. Соединения железа в почвах макрокатсны на восточном склоне Ставропольской возвышенности.
3.1.1.Распределение форм железа по результатам химических анализов.
3.1.2.Состояние железа в илистой фракции почв (данные Мессбауэровской спектроскопии).
3.1.3. Содержание железа в почвенных растворах, поверхностных и грунтовых водах.
3.2.Соединения железа в почвах макрокатены северо-западного склона Ставропольской возвышенности, включая орошаемые почвы.
3.2.1. Морфологические особенности почв, связанные с состоянием железа.
3.2.2. Содержание и соотношение форм железа в орошаемых почвах.
3.3. Содержание и соотношение форм железа в почвах почвенного комплекса гильгай (юго-восток Ставропольской возвышенности).
Глава 4. Магнитные свойства и минералогия соединений железа 138 степных почв.
4.1. Магнитная восприимчивость почв сопряженных ландшафтов.
4.2. Магнитная минералогия соединений железа степных почв.
4.2.1. Глинистая минералогия почв и почвообразующих пород региона.
4.2.2 Магнитные свойства почв и почвообразующих пород региона
4.2.2 Результаты изучения магнитных фракций.
4.3 Связь магнитных и минералогических свойств современных степных почв с существующими климатическими условиями.
Глава 5. Роль железоредуцирующих бактерий в формировании магнитных свойств степных почв.
5.1.Исследование твердой фазы продуктов полученных после инкубирования проб.
5.1.1 .Каштановые почвы (Волгоградская область).
5.1.2.Чернозем обыкновенный (Ставропольский край).
5.2. Оценка размеров формирующихся при участии биогенного фактора почвенных магнетитов.
5.3.Схема путей формирования оксидов железа в почвах степной зоны
Глава 6. Изменения минералогических и магнитных свойств почв в связи с динамикой климата степей в голоцене и плейстоцене.
6.1. Исследование голоценовых палеопочв юго-востока Русской равнины
6.1.1. Изменения состояния соединений железа в почвах за историческое время (Курганный могильник "Авилово").
6.1.2 Изучение возможности диагенетических изменений в палеопочвах, погребенных под курганной насыпью.
6.1.3.Изменения минералогических и поверхностных свойств почв в связи с динамикой климата с юней за историческое время (Курганная группа «Калмыкия»).
6.2.Исследование плейстоценовых лёссово-почвенных комплексов юго-востока Русской равнины.
6.2.1. Основные проблемы стратиграфии и палеогеографии лессово-почвенной формации.
6.2.2. Лессово-почвенный разрез "Отказное".
6.2.3. Лёссово -почвенный комплексы Азово-Кубанской низменности
Выводы.
Введение Диссертация по биологии, на тему "Оксидогенез железа в почвах степной зоны"
Актуальность работы. Оксидогенез - широко распространенный ландшафтно-геохимический комплекс процессов, включающий образование, накопление и трансформацию оксидов и гидрооксидов железа в почвах и породах. Оксиды железа играют важную роль в процессах почвообразования, в динамике и судьбе питательных элементов и загрязнителей окружающей среды. Изменчивость соединений железа в зависимости от условий почвообразования, их роль в жизнедеятельности растений и микроорганизмов определяют повышенный интерес к железу как диагностическому элементу многих процессов в почвах (Бабанин, 1983, 1986, 1995; Водяницкий, 1989, 2003; Зонн, 1982; Schwertmann el al., 19881993; Murad, Fischer, 1988; Cornel, Schwertmann, 2003; и многие другие). Оксидогенез железа морфологически ярко выражен в ландшафтах и почвах гумидной зоны. В то же время в почвах степной зоны проявления оксидогенеза маскируются процессами карбонато- и гумусообразования, однако сам процесс формирования и трансформации оксидов железа протекает активно. Для почв степной и полупустынной зон традиционно считалось, что участие соединений железа в почвообразовательных процессах и, следовательно, их диагностическая роль незначительны, что в первую очередь связано с рядом методических трудностей при диагностике соединений железа в связи с их высокой дисперсностью при небольших концентрациях. В настоящее время использование комплекса современных минералогических и физических методов позволяет обеспечить качественную и количественную оценку соединений железа и процессов оксидогенеза в почвах степной зоны.
Актуальность исследований дополняется тем фактом, что развитие эволюционного почвоведения и современный уровень интеграции палеопочвоведения с палеогеографией, четвертичной геологией и археологией, возникающие требования глубокого и достоверного решения вопросов истории развития природы и эволюции биосферы диктуют необходимость привлечения новых методов исследования и использования новых параметров. Твердофазный почвенный материал формирует память почвенной системы. К числу весьма информативных показателей состояния природной среды в прошлые эпохи относятся содержание и формы железосодержащих минералов, а также магнитные свойства палеопочв (Thompson and Oldfield, 1986; Бабанин и др., 1995.; Maher and Thomson, 1999; Evans and Heller, 2003; Maher, 2008; Фаустов, Вирина, 1989, 1998; Большаков, 1996; и многие другие). Корректная интерпретация оксидогенеза железа почв, связанного с условиями окружающей среды, выявление минералогических показателей памяти почв возможны только после выяснения природы происхождения и процессов трансформаций железистых минералов в почвах степной зоны, где расположено большое число объектов палеопочвенных исследований, получивших широкое распространение в последние десятилетия. Окончательно не выяснены механизмы формирования намагниченности и магнитной минералогии в породах лессово-почвенных формаций.
Цель работы — установление направленности процесса оксидогенеза, обусловленной действием природных и антропогенных факторов, в почвах степной зоны юго-востока европейской части России на основе комплекса параметров, отражающих состояние соединений железа в почвах.
Основные задачи, решаемые в работе:
1. Определение состояния железа в почвах и компонентах геохимически сопряженных ландшафтов степной зоны с помощью комплекса физических (Мессбауэровская спектроскопия, магнитные измерения и др.) и химических методов.
2. Изучение состояния твердофазных минеральных компонентов (оксиды железа, глинистые минералы и др.) в современных, погребенных, ископаемых почвах и осадках, в разной степени затронутых почвообразованием в широком временном интервале (голоцен, плейстоцен).
3. У становление пространственно-временных закономерностей эволюции почвенных свойств с определением направленности и скорости их изменчивости в связи с динамикой климата степей европейской части России в голоцене и плейстоцене.
Защищаемые положенш1
1. Соединения железа играют активную и масштабную роль в почвенно-геохимических процессах степной зоны, что позволяет использовать его состояние в качестве информативного показателя при действии природных и антропогенных факторов. Выраженность процессов Р ^ Р 3+ оксидогенеза железа определяется типом почв. Величина Ре" /(Ре" +Ре ) в почвах отражает интенсивность процессов выветривания. При интенсификации процесса выветривания происходит накопление несиликатных форм железа, представленных в основном высокодисперсным гетитом, а также гематитом, лепидокрокитом, магнетитом и маггемитом в зависимости от почвенных условий. Распределение железа в жидкой фазе (почвенные растворы) — результат современных процессов, определяемых почвенно-геохимическими условиями.
2. В результате почвообразования в условиях степной зоны формируются дисперсные частицы ферримагнитных минералов (магнетита, маггемита). Содержание последних в почвах составляет, как правило, не более 0.1%, размер частиц преимущественно <0.1 мкм, однако они в первую очередь формируют магнитный профиль степных почв. В процессе образования почвенного (биогенного) магнетита в степных почвах определяющую роль играют железоредуцирующие бактерии. Магнитные свойства степных почв связаны с биоклиматическими условиями.
3. Установлены прямые корреляции величин почвенных магнитных характеристик со среднегодовыми осадками для современных почв степей юго-востока Русской равнины. Содержание почвенного (биогенного) магнетита является «магнитной записью» о предшествующих условиях окружающей среды степей и позволяет получать количественные характеристики климата (атмосферные осадки) в плейстоцене и голоцене.
4. Анализ валентного состояния железа в структуре силикатов и изменение магнитных свойств по профилю почв свидетельствуют об in situ трансформационных переходах соединений железа в ходе почвообразования. Климатические факторы играют определяющую роль в соотношение форм оксидов железа в разновозрастных погребенных почвах степной зоны по сравнению с общей длительностью процесса выветривания, т.е. с возрастом почв.
Научная новизна работы и оригинальность исследований заключается в установлении специфических диагностических признаков и закономерностей распределения магнитных соединений железа в почвенном профиле почв степной зоны.
1. На основании проведенных минералогических и микробиологических исследований представлен цикл формирования и преобразования оксидов железа в почвах степной зоны при изменяющихся климатических условиях. Обнаружено формирование высокодисперсного почвенного магнетита и рассмотрены пути его формирования, продемонстрирована определяющая роль биогенного фактора в его образовании.
2. Обнаружены прямые корреляции величин магнитных характеристик почв со среднегодовыми атмосферными осадками для современных степных почв европейской части России. Содержание почвенного (биогенного) магнетита может рассматриваться как «магнитная запись» в почве о предшествующих условиях окружающей среды степей. Полученный инструмент позволяет получить количественные характеристики климатических условий для почв степей юго-востока Русской равнины в плейстоцене и голоцене.
3. На основе исследования минералогических и магнитных параметров большого набора почв, погребенных под разновозрастными насыпями археологических памятников степей юго-востока Русской равнины, получены количественные характеристики климатических условий в голоцене. Расчеты показали, что в конце IV-первой четверти III тыс. до н. э. климатические условия были ариднее современных. На рубеже III-II тыс. до н. э. отмечается наименьшая среднегодовая норма атмосферных осадков. На I век н. э. приходился микроплювиал, который во II—III вв. н. э. сменился очередным засушливым периодом. В эпоху развитого средневековья (XII— XIV вв. н. э.) имел место климатический оптимум с максимумом увлажненности за последние 5000 лет.
4. Сопоставление полученных результатов для палеопочв степей европейской части России с климатическими записями для регионов Ближнего Востока, зафиксированными в колебаниях уровня Мертвого моря, свидетельствует о синхронизации глобальных планетарных климатических колебаний, связанных со значимыми изменениями в организации атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой (NAO).
5. На основании полученной совокупности магнитных и минералогических параметров для почвенно-лессовых комплексов территории Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности количественно реконструирована динамика климатических условий в плейстоцене за последние 700 тыс. лет., подтверждающая постепенное похолодание и аридизацию климата в плейстоцене.
Практическое значение работы заключается в апробации методик комплексных инструментальных исследований для качественных и количественных оценок состояния соединений железа в почвах. Предложена схема диагностики, демонстрирующая возможности современных экспериментальных исследований и теоретического анализа состояния железа в почвах. Важным результатом работы являются данные о формировании биогенного магнетита в почвах с преобладающим размером частиц <10 нм — почвенные «нанотехнологии», объединяющие биотические и абиотические процессы. Разработанные положения оксидогенеза железа в почвах раскрывают и обосновывают практическое использование магнитных методов измерений в палеоэкологических целях и исследованиях, связанных с вопросами эволюции биосферы.
Конкурсная поддержка работы. Автор участвовал как руководитель и ответственный исполнитель в конкурсных исследованиях по рассматриваемым проблемам, поддержанных Программой фундаментальных исследований Президиума РАН «Происхождение и эволюция биосферы» (2004-2009 гг.), грантами Российского фонда фундаментальных исследований (№№99-04-48060, 99-06-80347, 03-04-48135, 04-04-39015-ГФЕН2004, 07-04-01302, 08-04-01552, 08-05-00562), а также международными грантами (ENVIR.LG 972730 (1999-2000 гг.), Грант Королевского общества Великобритании (Royal Society, 2002 г., Royal Society - Russia Joint Project, 2004-2006 гг.)), работы по которым были выполнены в Центре магнетизма окружающей среды и палеомагнетизма, Университет Ланкастера, Великобритания (CEMP, Lancaster University, UK).
Апробация работы. Материалы, вошедшие в диссертацию, были доложены автором на международных и всероссийских конференциях и симпозиумах: «История развития почв в голоцене» (Пущино, 1984), «Применение Мессбауэровской спектроскопии в материаловедении» (Ижевск, 1989), 9-й Международный симпозиум по биогеохимии окружающей среды (ISEB, Москва, 1989), «Fe-конкреции в почвах. Состав, генезис, строение» (Тбилиси, 1990), 5 Международная конференция по изучению латеритов (Eurolaf91, Берлин), европейских конференциях по изучению глин (Euroclay) (1991 - Германия, 1995 - Бельгия, 1999 - Польша, 2003 — Италия, 2007 - Португалия), Конгресс Европейского геофизического общества EGS (1997 — Австрия, 2001 - Франция), III Съезд Докучаевского общества почвоведов (Суздаль, 2000), Всероссийские конференции «Глины и глинистые минералы» (Воронеж, 2004; Пущино, 2006), Международная конференции по изучению глин (14 International Clay Conference, Италия, 2009), а также на научных семинарах Института агрофизики ПАН (Люблин,
Польша, 2003, 2009), Института почвоведения Академии наук Китая (Нанькин, 2006). В законченном виде работа апробирована в виде докладов на заседаниях лаборатории эволюционной географии Института географии РАН, Ученого совета ИФХиБПП РАН и кафедры физики и мелиорации почв факультета почвоведения МГУ имени М.В. Ломоносова.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 64 работы, в том числе 5 в коллективных монографиях, 32 работы в изданиях, соответствующих списку ВАК, 22 статьи в сборниках и материалах конференций.
Личный вклад автора в работу. Диссертационная работа является результатом многолетних (1982-2009 гг.) исследований автора. Автором сформулированы цели работы, поставлены задачи исследования, сделаны итоговые выводы. При непосредственном участии автора в лаборатории геохимии и минералогии почв создан и функционирует в настоящее время уникальный комплекс оборудования по исследованию минерального вещества почв. Автор принимал личное участие в основной части экспедиционных исследований и в получении лабораторного материала, в обобщении и интерпретации полученных результатов, в подготовке всех научных публикаций, многократно выступал с научными докладами. Большая часть экспериментального материала получена автором или под его руководством в коллективных исследованиях лаборатории геохимии и минералогии почв ИФХиБПП РАН. Работа представляет собой полностью самостоятельное исследование.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав, выводов, изложена на 297 страницах компьютерного текста, включает список литературы из 431 наименований, в том числе 244 на иностранных языках, 58 рисунка, Збтаблиц.
Заключение Диссертация по теме "Почвоведение", Алексеев, Андрей Олегович
ВЫВОДЫ
1. Железо играет активную и масштабную роль в почвенно-геохимических процессах степной зоны, что позволяет использовать его состояние в качестве информативного показателя при действии природных и антропогенных факторов. Геохимическое поведение железа в степных ландшафтах (щелочная, окислительная среда) представляется следующим образом. Железо высвобождается из кристаллической решетки слоистых силикатов в ходе выветривания. Величина Ре2+/(Ре2++Ре3+) в почвах отражает интенсивность процессов выветривания. При интенсификации процесса выветривания происходит накопление несиликатных форм железа, представленных в основном высокодисперсным гетитом с размером кристаллитов 10-15 нм. В зависимости от условий почвообразования возможно формирование или трансформация и других фаз гидроксидов и оксидов железа (гематит, лепидокрокит, магнетит, маггемит). Распределение Ре в жидкой фазе (почвенные растворы) - результат современных процессов, определяемых почвенно-геохимическими условиями. Миграция происходит в форме высокодисперсных гидроксидов (в коллоидной мути) и (или) Ре-органических комплексов. Коагуляция и осаждение соединений железа происходит на геохимическом барьере, связанном с изменением ионной силы почвенных растворов.
2. На основании проведенных минералогических и микробиологических исследований цикл преобразования оксидов железа в степной зоне при изменяющихся климатических условиях можно представить следующим образом. Высокая скорость окисления, высокое содержание органического вещества и низкие значения рН (4-6) способствуют формированию гетита. В то время как высокие температуры, уменьшение влажности и более высокие рН приводят к формированию гематита. Периодическое увлажнение-иссушение при близких к нейтральному рН (7—8) способствует формированию магнетита в присутствии органического вещества и имеющегося источника железа. И наоборот, если уровень осадков возрастает до момента, когда начинается расщелачивание, магнетит может не формироваться или начинает растворяться. Следовательно, для каждой характерной величины атмосферных осадков в пределах 300-600 мм/год достигается равновесное содержание магнитного материала, в первую очередь магнетита. В противоположность оптимальным для формирования магнетита условиям, длительные засушливые периоды с увеличением скорости окисления и уменьшения влажности способствуют формированию наиболее окисленных форм железа - гематита и гетита.
3. Проведенные исследования подтверждают несомненную роль железоредукторов в образовании почвенного магнетита в степных почвах и в формировании в связи с этим профиля магнитной восприимчивости и намагниченности почв. Образование восстановленных минеральных фаз -магнетита или сидерита - при жизнедеятельности диссимиляторных железоредукторов контролируется абиогенными факторам: парциальным давлением С02, соотношением твердой и жидкой фаз, присутствием в среде определенных органических соединений. Непосредственно железоредукторами осуществляется лишь восстановление аморфной гидроокиси железа, в то время как дальнейшее преобразование восстановленного осадка, сопровождающееся перекристаллизацией осажденных минеральных фаз, не связано с жизнедеятельностью бактерий.
4. Приведенные сведения об образовании лепидокрокита в почвах гильгайного комплекса позволяют дополнить существующую информацию об условиях формировании этого минерала в почвах. Среди них, на наш взгляд, в первую очередь важно наличие контрастных окислительно-восстановительных условий и (или) процесса биогенной железоредукции,
Г) | способствующих высвобождению свободного Ре" , близкий к нейтральному рН, фаза медленного окисления Бе" , которой способствует, в частности, высокое содержание органического вещества. Существенное влияние на формирование леиидокрокита и степень его кристалличности оказывает минералогический состав почв. Тяжелый гранулометрический состав осадков обеспечивает плохой дренаж и, как следствие, медленный рост кристаллов, что способствует окристаллизованности формирующегося гидроксида. Лепидокрокит, вероятно, играет определенную роль в стабилизации структуры почв бореальной зоны.
5. Базируясь на климатических зависимостях для соединений железа, полученных для современных почв степей, существует возможность определения количественных показателей состояния климатических условий, в первую очередь атмосферных осадков, в прошлые эпохи. В погребенных почвах археологических памятников с помощью магнитных методов становится возможным фиксация состояния магнитного материала в почве на момент сооружения насыпи, которое, на наш взгляд, является равновесным условиям почвообразования для данного хроноинтервала. Содержание почвенного (биогенного) магнетита может быть использовано как «магнитная запись» о предшествующих условиях окружающей среды степей и позволяет получать количественные характеристики климата (атмосферных осадков).
6. Магнитные свойства почв (минералы оксидов железа) могут быть отнесены к быстро изменяющимся параметрам с характерными временами трансформации от десятков до сотни лет. Состояние соединений железа достигает равновесия с климатическими условиями в ряду таких почвенных свойств, как солевой и карбонатный профиль. Изучение соотношения содержания минералогических фаз, как следствие, изменение химического состава и поверхностных свойств погребенных почв свидетельствует о первостепенности влияния климатических факторов на интенсивность минералогических преобразований по сравнению с общей длительностью процесса выветривания или экспозиции почвы до погребения, т. е. с возрастом почв.
7. В заключение хочется подчеркнуть, что оксидогенез железа в степных почвах - важный и информативный комплекс процессов с участием биотических и абиотических факторов. Применение широкого набора современных инструментальных методов совместно с микробиологическими исследованиями позволили приблизиться к пониманию процессов оксидогенеза при степном почвообразовании. Изучение почв археологических памятников существенно расширили наши представления о направленности и скоростях формирования различных соединений железа в степной зоне. Подтверждена возможность применения магнитных методов для познания закономерностей протекания почвенных процессов и исследования эволюции природной среды степей в голоцене и плейстоцене.
Библиография Диссертация по биологии, доктора биологических наук, Алексеев, Андрей Олегович, Москва
1. Ажгерей Г.Д. Геология Большого Кавказа.М.,Недра, 1976,263 с.
2. Александровский А. Л. Эволюция почв Восточно Европейской равнины в голоцене // М.: Наука. 1983.
3. Александровский А. Л. Эволюция почв Восточной Европы на границе между лесом и степью. Естественная и антропогенная эволюция почв // Пущино. 1988. С. 82 - 94.
4. Александровский А. Л. Эволюция черноземов в регионе среднего течения Дона в голоцене // Почвоведение. 1984. -№11.-С.5-13.
5. Александровский А.Л., Александровская Е.И. Эволюция почв и географическая среда//М.: Наука. 2005.
6. Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. Геохимические закономерности формирования состояния соединений железа в почвах сопряженных ландшафтов Центрального Предкавказья. // Литология и полезные ископаемые, 1996, N 1. 12-22.
7. Алексеев A.O, Алексеева T.B. Особенности оксидогенеза железа в условиях степной зоны. Почвенные процессы и пространственно-временная организация почв. //М.: Наука. 2006. С. 312-327.
8. Алексеев А.О. Алексеева Т.В. Минералогические индикаторы эволюции природной среды степей юго-востока Русской равнины в голоцене. // Проблемы Археологии Нижнего Поволжья, Волгоград 2004, с.335-338
9. П.Алексеев А.О. Алексеева Т.В., Махер Б.А. Магнитные свойства и минералогия соединений железа степных почв. // Почвоведение, 2003 № 1, с 6274.
10. Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Заварзина Д.Г., Роль железоредуцирующих бактерий в формировании почвенного магнетита.// Органическая минералогия, Материалы I Российского совещания по органической минералогии, 2002. Санкт-Петербург., стр. 55-57
11. Алексеев А.О., Алексеева Т.В. К вопросу о формировании лепидокрокита в почвах. //Почвоведение, 2000, № 10, с.1203-1210.
12. Алексеев А.О., Моргун Е.Г., Ковалевская И.С., Самойлова Е.М. Магнитная восприимчивость как показатель направленности и скорости развития степных ландшафтов в голоцене. // Сб. Естественная и антропогенная эволюция почв, Пущино 1988, с. 16-20
13. Алексеев А.О., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. О возможности использования магнитной восприимчивости для изучения эволюции почв. // Сб. Эволюция и возраст почв СССР, Пущино, 1986,с. 101-109
14. Алексеев А.О.,Ковалевская И.С.,Моргун Е.Г.,Самойлова Е.М. Магнитная восприимчивость почв сопряженных ландшафтов. Почвоведение, 1988, N 8, с.27-35.
15. Алексеев А.О.,Рысков Я.Г.Магнитная восприимчивость как показатель направленности и скорости развития степных ландшафтов в голоцене. Сб.Естественная и антропогенная эволюция почв, Пущино 1988, с.16-20 .
16. Алексеев В. Е. Минералогия почвообразования в степной и лесостепной зонах Молдовы: диагностика, параметры, факторы, процессы // Кишинев., 1999. 241 с.
17. Алексеев М. Н., Цейтлин С. М. Проблемы геологии и истории четвертичного периода (антропогена) // М.: Наука, 1982. 254 с.
18. Алексеева Т.В., Алексеев А.О. Минералогический состав и особенности микроорганизации твердой фазы почв микрорельефа гильгай (Ставропольский край). // Почвоведение, 1997, N 8, с 977-987.
19. Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Ковалевская И.С., Моргун Е.Г., Осина Г.М. Минералогический состав илистой фракции почв сопряженных ландшафтов центра Ставропольской возвышенности. // Почвоведение , N9, 1988, с.113-124
20. Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Соколовска 3., Хайнос М. Связь между минералогическим составом и свойствами поверхности почв. // Почвоведение, 1999, №5, с. 604-613.
21. Алексеева Т.В.,Ковалевская И.С., Алексеев А.О.,Моргун Е.Г. Состав почвенных растворов агроценозов Предкавказья и его изменение при орошении. В сб.:Почвенно-биогеоценологические исследования на Северо-Западном Кавказе, Пущино, 1990, с. 115-121.
22. Антыков А.Я., Стомарев А.Я. Почвы Ставрополья и их плодородие. Ставрополь, 1970, 416 с.
23. Аристовская Т.В. Микробиология процессов почвообразования. JL, Наука, 1980,187 с.
24. Аристовская Т.В., Зыкина JI.B. Биологические факторы миграции и аккумуляции алюминия в почвах и коре выветривания. В сб.: Проблемы почвоведения, М.,Наука, 1978, с. 102-107.
25. Ахтырцев Б. П., Ахтырцев А. Б. Лугово-черноземные палеопочвы эпохи Бронзы Окско-Донской лесостепи // Почвоведение. 1990. № 7. - С. 26-38.
26. Ахтырцев Б. П., Ахтырцев А. Б. Эволюция почв Средне русской лесостепи в голоцене // Эволюция и возраст почв СССР. Пущино. 1986. - С. 163 - 173.
27. Бабанин В.Ф. , Иванов А.В., Пухов Д.Э., Шипилин A.M. , Магнитные свойства конкреций подзолистой поверхностно-оглеенной почвы // Почвоведение. 2000. №10. С. 1224-1232.
28. Бабанин В.Ф. Возможности ядерного гамма-резонанса при исследовании почв.- Почвоведение, N 10, 1983, с. 107-119
29. Бабанин В.Ф. Магнитная восприимчивость некоторых типов почв европейской части СССР. Вестник МГУ, сер.биол., почвоведение N 4 , 1971,с.121-124.
30. Бабанин В.Ф. О применении измерений магнитной восприимчивости в диагностике форм железа в почвах. Почвоведением 7, 1973.
31. Бабанин В.Ф., Карпачевский Л.О.ДНоба С.А., О формах Fe- соединений в конкрециях из разных почв. Почвоведение^ 5,1976, с. 132-138.
32. Бабанин В.Ф., Трухин В.И., Карпачевский Л.О., Иванов A.B., Морозов В.В. Магнетизм почв// Ярославль, Москва: Изд. ЯГТУ, 1995. 219 с
33. Бабанин В.Ф.,Воронин А.Д.,Карпачевский Л.О.,Манучаров A.C., Опаленко A.A., Початкова Т.Н. О некоторых путях превращения соединений Fe в поочвах. Почвоведение, N2,1975, с. 35-40.
34. Бабанин В.Ф.,Воронин А.Д.,Зенова Г.М., Карпачевский Л.О., Манучаров A.C., Опаленко A.A., Початкова Т.Н. Исследование Fe-органических соединений почв методом ЯГР. Почвоведение,N 7 ,1976, с. 128-134.
35. Бабанин В.Ф.,Воронин А.Д.,Малиновский В.И., Опаленко A.A. Изучение состояния обменных катионов железа в монтмориллоните методом ядерного гамма-резонанса. Научные докл.высш.школы, сер. Биол.науки, N 5, 1977, с.119-122.
36. Бабанин В.Ф.Формы соединений железа в твердой фазе почв. Автореф. докторской диссертации. МГУ, М.,1986.
37. Балаев Л.Г.,Царев П.В.Лессовые породы Центрального и Восточного Предкавказья. М.,Наука, 1964, 248 с.
38. Балашова В.В., Заварзин Г.А. Анаэробное восстановление окисного железа водородной бактерией // Микробиология. 1980. Т. 48. № 5. С. 635-639
39. Болиховская Н. С. Эволюция лессово-почвенной формации северной Евразии // М., Изд-во Моск. Ун-та. 1995. 270 с.
40. Борисов A.B., Ельцов М.В., Шишлина Н.И., Демкин В.А. Палеопочвенные исследования курганов катакомбной культуры (вторая половина III тыс. до.н.э.) в Калмыкии //Почвоведение. 2005. №2. С.140-148.
41. Брылев В. А. Природные ресурсы и условия Волгоградской области // Волгоград. 1995.-С. 114.
42. Вадюнина А. Ф., Бабанин В. Ф. Магнитная восприимчивость некоторых почв СССР // Почвоведение. 1972. №10. С. 55 - 66.
43. Вадюнина А. Ф., Корчагина 3. А. Методы исследования физических свойств почв // 3-е изд., перераб. и доп., М., Агропромиздат. 1986. 416 с.
44. Вадюнина А.Ф. ,Смирнов Ю.А. Использование магнитной восприимчивости для изучения почв и их картирования. Почвоведение 1978, N 7.
45. Васильев C.B. Трансформация соединений железа в процессах почвообразования. М.1989 Дисс.на соискание ст.канд.биол.наук.
46. Васильев Ю. М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы // М.: Наука, 1980. 172 с.
47. Веклич М. Ф. Палеоэтапность и стратотипы почвенных формаций верхнего кайнозоя // Киев: Наук. Думка. 1982. С. 205.
48. Веклич М. Ф. Стратиграфическая корреляция лессов Европы // Четвертичная геология и геоморфология. Дистанционное зондирование. М.: Наука. 1980. С. 65 - 68, (26-я сес. МГК. Докл. сов. геологов).
49. Величко А. А., Морозова Т. Д. Основные горизонты лёссов и ископаемых почв Русской равнины // Лёссы, погребенные почвы и криогенные явления на Русской равнине. М., Наука. 1972. С. 5-25.
50. Вернадский В.И. Очерки геохимии. М.,Наука, 1983,421 с.
51. Водяницкий Ю.Н. Химия и минералогия почвенного железа.2003 М:Почвенный институт им. В.В. Докучаева. 238 с
52. Водяницкий Ю.Н, Добровольский В.В. 1998. Железистые минералы и тяжелые металлы в почвах. М:Почвенный институт им. В.В. Докучаева. 275 с.
53. Водяницкий Ю.Н.,. Изучение оксидов железа в почвах методом дискретного термомагнитного анализа.// Почвоведение, 1996, № 7, С.857-867
54. Водяницкий Ю.Н. Использование соединений железа для оструктуривания почв. Почвоведение, 1985, N 12, с.49-54 .
55. Водяницкий Ю.Н. Образование оксидов железа в почве.1992 М:Почвенный институт им. В.В. Докучаева. 275 с.
56. Водяницкий Ю.Н. Оксиды железа и их роль в плодородии почв. М.;Наука, 1989
57. Водяницкий Ю.Н. Опыт составления картограмм магнитной восприимчивости дерново- подзолистой почвы. Почвоведение N 11,1979. с.83-87.
58. Волкова В.В., Быстрицкая T.JI. Калий в степных биогеоценозах Приазовья. В сб.: Исследование почв и почвенных режимов в степных биогеоценозах Приазовья. Пущино, ОНТИ НЦБИ АН СССР,1977, с. 18-38.
59. Воробьева Л. А. Теория и практика химического анализа почв // Москва, ГЕОС. 2006. 400 с.
60. Гаврилкж Ф. Я. Состав и генезис лессовидных отложений Ставрополья // Тр. Ставроп. Пед. Ин-та. 1948. Вып 2. - С. 24 - 31.
61. Галай Б. Ф. Генетический и палеогеографический анализ просадочных толщ Северного Кавказа // Инж. Геология. 1989. №3. - С. 33 - 45.
62. Галай Б. Ф., Жуков Ю. П., Скоробогач Т. В. Состав и строение лессовых толщ Центрального Предкавказья как показатели истории их формирования // Научно-методические основы инженерных изысканий в Предкавказьяе. М.:Стройиздат. 1983. С. 47-55.
63. Геннадиев А. Н. Изменчивость во времени свойств черноземов и эволюция природной среды (Ставропольская возвышенность) И Вестник МГУ. Сер. 5, география. 1984. № 5. С. 10-16.
64. Геннадиев А. Н. Изучение почвообразования методом хронорядов // Почвоведение. 1978. № 12. С. 33 -43.
65. Геннадиев А. Н. О скорости формирования почвенного покрова комплексной полупустыни (Прикаспий) // Вестник МГУ. Сер. географии. 1981. -№6.-С. 55-62.
66. Геннадиев А. Н. Пространственно временные модели развития почв // Эволюция и возраст почв СССР. Пущино. 1986. - С. 67 - 75.
67. Геннадиев А. Н. Хронологическая модель дифференциации почв по элементам антропогенного микрорельефа // Почвоведение. 1982. № 4. - С. 3241.
68. Геологический словарь. М.,1973, т. 1,с. 171.
69. Гидрогеология СССР. Том 28, Нижний Дон и Северо-Восточное Приазовье // М., Недра. 1970. 224 стр.
70. Гончаров В.П. Инженерно- геологические условия строительства в зоне 3 участка БСК. В сб.: Инженерные изыскания в строительстве, сер. XV , вып. 5 (70), М., 1978.
71. Гончаров Г.Н. Ядерная гамма-резонансная спектроскопия , в книге "Современные физические методы в геохимии" под.редакцией В.Ф.Барабанова,Л.Из-во Лен.гос.уни-та.,1990, с. 190-246.
72. Градусов Б.П. Генетико-географические закономерности структурно-минералогических общностей почв и их поглотительной способности // Почвоведение. 1996. N5.С. 599-609.
73. Дегтярева Е. Т., Жулидова А. Н. Почвы Волгоградской области // Волгоград. 1970. С. 43.
74. Демкин В. А. Почвоведение и археология // Пущино. 1997. С. 213.
75. Демкин В. А., Ельцов М. В., Алексеев А. О., Алексеева Т. В., Демкина Т. С., Борисов А. В. Развитие почв Нижнего Поволжья за историческое время // Почвоведение. 2004. № 12. С. 1486 1497.
76. Демкин В.А, Рысков Я.Г., Алексеев А.О.,Олейник С.А., Губин C.B., Лукашов A.B., Кригер В.А. Палеопедологические изучение археологических памятников степной зоны. // Известия Академии Наук, географическая серия 1989, N6, с.40-51.
77. Демкин В.А., Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Скрипкин A.C. Необычное древнее сооружение в излучине Дона. //Природа, № 8, 2003, с. 35-42.
78. Демкин В.А., Борисов A.B., Алексеев А.О., Демкина Т.С., Алексеева Т.В., Хомутова Т.Э. Почвенно-археологичесике исследования в нижнем Поволжье. // Проблемы Археологии Нижнего Поволжья, Волгоград 2004, с.330-335
79. Демкин В.А., Борисов A.B., Алексеев А.О., Демкина Т.С., Алексеева Т.В., Хомутова Т.Э. Археологическое почвоведение: новые подходы в изучении истории природы и общества. //Почвоведение. История, социология, методология. М., Наука, 2005. С. 324-333.
80. Демкин В.А., Ельцов М.В., Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Демкина Т.С., Борисов A.B., Развитие почв нижнего Поволжья за историческое время.// Почвоведение, 2004, № 12.С. 1486-1497
81. Демкин В.А., Ельцов М.В., Борисов A.B., Алексеев А.О., Алексеева В.А. Палеоиочвы и природные условия левобережного Илека в эпохи бронзы и раннего железа // Вопросы истории и археологии Западного Казахстана. Вып.2. Уральск. 2003. С.212-219
82. Демкин В.А., Сергацков И.В., Алексеев А.О., Ельцов М.В. Палеопочвы курганного могильника «Колобовка-3» в Волгоградской области // Материалы по археологии Волго-Донских степей. Волгоград: Изд-во ВолГУ. 2001. Вып.1. С.64-71
83. Демкин В.А., Якимов A.C., Алексеев А.О., Каширская H.H., Ельцов М.В., Палеопочвы и припродные условия степей Нижнего Поволжья в Золотоордынское время (XIII-XIV вв.нэ.) //Почвоведение ,2006,№ 2, с.133-144
84. Демкин В.А., Алексеева Т.В, Демкина Т.С., Алексеев А.О. Палеопочвенные исследования загадочного памятника древней истории в излучине Дона//Почвоведение, 2001. №5. С.533-543
85. Дубовцев И.А.,Брюгман С.А., Орлов C.B. Пакет программ для обработки мессбауэровских спектров на микро-ЭВМ , Тез.докл. всесоюз.совещ. по прикладной мессбауэровской спектроскопии. М. Из-во МИФИ.,1988, с.59.
86. Еременко A.B., Ковалевская И.С., Алексеев А.О. Состав почвенных растворов степных ландшафтов и его изменение при орошении. Тез. докладов VIII съезда почвоведов. Новосибирск, 1989, кн. 5, комис. 6., с. 59.
87. Жилина Т.Н., Заварзин Г.А. Методы выделения и культивирования метанобразующих бактерий // Теоретические и методические основы изучения анаэробных микроорганизмов. Пущино, 1978 . С. 68-90
88. Заварзин Г. А. Литотрофные микроорганизмы. М.: Наука, 1972. 323с.
89. Заварзин а Д.Г. Биогеохимические факторы преобразования соединений железа в восстановительной обстановке: Канд. Дис. геол. наук / МГУ, М., 2001
90. Заварзина Д-Г., Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Роль железоредуцирующих бактерий в формировании магнитныхсвойств степных почв. //Почвоведение, 2003, № Ю, с. 1218-1227
91. Запорожченко Э.В., Гончаров В.И., Зверева Л.Д. Природные условия обводнительно- оросительной системы Большого Ставропольского канала и его IV очереди. В кн.: Сб. научных трудов Севкавгипроводхоза, вып. 5, 1980.
92. Заррина Е. П. Четвертичные отложения северо-западных и центральных районов Европейской части СССР // Л.: Недра. 1991. 187 с.
93. Зонн С. В. Выветривание, почвообразование, древние коры выветривания // Почвоведение. 1995. №3. С. 381-389.
94. Зонн C.B. Современные проблемы генезиса и географии почв. М.:Наука. 1983. 168 с.
95. Зонн С.В.Железо в почвах М.гНаука: 1982, 207 с.
96. Иванов A.B. Диагностика состояния железа в почвах методом ЯГРС. М.1984. Дисс.на соискание ст.канд.биол.наук.
97. Иванов А.И. Магнитное и валентное состояние железа в твердой фазе почв. Автореферат, дис. док. биол. наук. М.: МГУ, 2003
98. Иванов И. В. Эволюция почв степной зоны в голоцене // М., Наука. 1992 -143 с.
99. Калинин П. И., Алексеев А. О. Геохимические характеристики погребенных голоценовых почв степей Приволжской возвышенности. Вестник ВГУ «География, Геоэкология» №1, 2008. С. 9-15
100. Карманова Л.А. Общие закономерности соотношения и распределения форм железа в основных генетических типах почв. Почвоведение N7,1978.
101. Карпачевский Л.О.,Бабанин В.Ф. Формы соединений железа в почвах и методы их изучения . Вест.МГУ сер.биол. 17,1974,N 3, с.54-66.
102. Карпачевский Л.О.,Бабнин В.Ф.,Гендлер Т.С.,Опаленко A.A., Кузьмин Р.Н. Диагностика железистых минералов почв при помощи мессбауэровской спектроскопии. Почвоведение, 1972, N 10, с.110-120.
103. Касимов Н. С. Геохимия степных и пустынных ландшафтов // М., Изд-во МГУ. 1988.-254 с.
104. Касимов Ii. С. Латеральная миграция микроэлементов в степных и пустынных ландшафтах // Вести. Моск. Ун-та. Сер. Геогр. 1981. №5. - С. 69 -74.
105. Кауричев И.С., Орлов Д.С. Окислительно-восстановительные процессы и их роль в генезисе и плодородии почв. М.,Колос,1982, 245 с.
106. Кашик С.А. Кинетическая модель взаимодействия вода порода в зоне гипергенеза. V Всесоюзный симпозиум по кинетике и динамике геохимических процессов. Черноголовка, 1989.
107. Кашик С.А., Карпов И.К. Влияние режима гипергенных процессов на формирование основных типов минеральной зональности в профилях коры выветривания. В сб.: Кора выветривания как источник комплексного минерального сырья.М.,Наука, 1988, с.37-47.
108. Кашик С.А.,Карпов И.К. Формирование минеральной зональности при различных режимах протекания процессов выветривания. В сб.: Физико-химические модели в геохимии. Новосибирск, Наука, 1988, с. 160-177.
109. Кашик С.А.Формирование минеральной зональности в корах выветривания. Новосибирск, Наука, 1989.
110. Кевбрин В.В., Заварзин Г.А. Влияние соединений серы на рост галофильной гомоацетатной бактерии Acetohalobium arabaticum// Микробиология . 1992. №61. С. 812-817
111. Ковда В.А. Биогеохимия почвенного покрова.М., Наука, 1985, 261 с.
112. Комарова H.A. Методы выделения почвенных растворов. В сб.: Физико-химические методы исследования почв. М.,Наука, 1968, с. 7-30.
113. Копейкин В.А. Влияние органики на процесс химического выветривания. ДАН, 1983, т. 271,N 3, с. 717- 719.
114. Копейкин В.А. Физико-химическая модель латеритного процесса. В сб.: Физико- химические модели в геохимии. Новосибирск, Наука, 1988, с. 61 80.
115. Котельников Д.Д., Зинчук H.H., Хитров В.Г. Минеральные ассоциации в корах выветривания различных пород. В сб.: Гипергенез и рудообразование.М., Наука, 1988, с. 29-39.
116. Котельников Д.Д.,Конюхов А.И. Глинистые минералы осадочных пород. М., Недра, 1986,247 с.
117. Кригер Н. И. Лесс, его свойства и связь с географической средой // М., Наука. 1965.-960 с.
118. Лессово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стратиграфия // Под ред. Величко А. А., Москва. 1997. 140с.
119. Лессовые породы СССР. Т. 1 //М., Недра. 1986. 232 с.
120. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород (с основами методики исследования): Учебник для студентов геолог, спец. вузов. 3-е изд., перераб., и доп. //М.: Высш. Шк. 1984. - 416 с. ил.
121. Лукшин А.А.,Румянцева Т.И.,Ковриго В.П. .Исследование магнитных свойств почв Удмуртской АССР. Докл.Х Межд.конгр.почв. Доп.материал. т. 12 М. :Наука, 1975,с.9-15.
122. Лукшин A.A.,Румянцева Т.И.Довриго В.П. .Магнитная восприимчивость основныз типов почв Удмуртской АССР. Почвоведение 1968 N 1.
123. Лысенко М. П. Лессовые породы // Л., Недра. 1978. 208 с.
124. Малая советская энциклопедия, т.8, с. 771.
125. Марфунин A.C. Спектроскопия,люминесценция и радиационные центры в минералах. М.:Наука, 1975.
126. Минервин А. В. Генезис просадочности лёссовых пород // Инженерная геология. Гидрогеология. Геокриология. №3. 1993. - С. 18 - 36.
127. ОлиерК. Выветривание, М.,Недра, 1987.
128. Пакшина С.М. Об оценке удельной поверхности почв// Почвоведение. 1997. N5. С. 570-573.
129. Перевозник И.А. Элементы водно- солевого режима черноземов Ставропольской возвышенности. Дис. к.б.н., МГУ, фак. почвоведения, М., 1986, 209 с.
130. Перельман А. И., Касимов Н. С. Геохимия ландшафта // М.: Астрея- 2000. 1999. С. 698-691.
131. Перельман А.И. Геохимия ландшафта. М., Высшая школа , 1975, 341с.
132. Перельман А.И. Геохимия. М.,Высшая школа, 1989, 528 с.
133. Петров В. П. Основы учения о древних корах выветривания // М.: Недра. 1967.-343 с.
134. Полынов Б. Б. Избранные труды //М., Изд-во АН СССР. 1956. 751 с.
135. Полынов Б. Б. Кора выветривания //4 1, Л., Изд-во АН СССР. 1934. 242 с.
136. Полынов Б.Б. Геоморфологические условия распределения продуктов выветривания. В сб.: Географические работы, М.,Географиздат,1952, с. 366-380.
137. Полынов Б.Б. Геохимические ландшафты. В сб.: Географические работы.М., Географиздат, 1952, с. 381-393.
138. Понизовский A.A., Кудеяров В.Н., Благодатский С.А., Алексеев А.О., Биль К.Я., Марфи Р. Почва как компонент «Биосферы-2». // Природа, № 7, 2003 с.
139. Почвоведение. М.,Высшая школа, 1988, ч. 1, ч.2,370 е.,368 с.
140. Рагим-Заде А.И. Действие воды и водных растворов фульвокислот на силикатные минералы. Гидрохимические материала, t.LI, Л., 1969, с. 145-152.
141. Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов.М.,Мир,1965, 597 с.
142. Ронов А. Б. Стратисфера и осадочная оболочка Земли // М., Наука. 1993. -143 с.
143. Рудакова Т.А. Теоретическое обоснование и уровни подвижности железа, марганца, цинка и меди в почвах. Автореферат канд. дис.М.,МГУ, ф-т почвоведения, 1983, 25 с.
144. Рысков Я. Г., Демкин В. А. Развитие почв и природной среды степей Южного Урала в голоцене // Пущино. 1997. 165 с.
145. Рысков Я.Г., Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Ковалевская И.С., Олейник С.А.,Моргун Е.Г.,Самойлова Е.М. Геохимические обстановки в почвах сопряженных ландшафтов Центрального Предкавказья. // Литология и полезные ископаемые, 19932, с.55-65.
146. Самойлова Е.М., Бугаевский В.К., Макеева В.И. Почвенный раствор луговых почв Тамбовской области. Почвоведение, N 10, 1972, с. 3-12.
147. Самойлова Е.М., Демкин В.А. О составе различных фракций почвенного раствора. Почвоведение, N 11, 1976, с. 24-27.
148. Самойлова Е.М., Макеева В.И., Силева Т.М., Травникова Л.С., Чернова О.В. Геохимия и вещественный состав слитых почв Закавказья. В сб.: Проблемы почвоведения.М.,Наука, 1990, с. 160- 166.
149. Сафронов И.Н. Палеогеоморфология Северного Кавказа. М., Недра, 1972. 160 с.
150. Сафронов И.Н. Проблемы геоморфологии Северного Кавказа и поиски полезных ископаемых. Ростов-на-Дону, изд-во РГУ, 1983, 160
151. Сдыков М.Н., Демкин В.А., Бисембаев A.A., Гуцалов С.Ю., Алексеев А.О., Алексеева В.А., Борисов A.B., Ельцов М.В., Жусупкалиев Т.Т. Скифы Западного Казахстана. Алматы: «Исламнур», 2007 г., 208 с
152. Снакин В.В. Анализ состава водной фазы почв. М., Наука, 1989, 117 с.
153. Спиридонов В.В. Геоморфология Европейской части СССР. М., 1978, 332 с.
154. Стратиграфия СССР: Четвертичная система // М.: Недра. Т. 1. 1982. 443 е.; Т. 2. 1984.-556 с.
155. Страхов ILM. Основы теории литогенеза. М., изд-во АН СССР, 1962, т. 1,2,3,212 с, 574 с, 550 с.
156. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории земли. М., Госгеолтехиздат, 1963,534 с.
157. Трофимов В. Т., Балыкова С. Д., Болиховская Н. С. и др. Лессовый покров Земли и его свойства // М., Изд-во МГУ. 2001. 464 с.
158. Тюльпанов В.И. О генезисе солонцов Центрального Предкавказья, сформировавшихся на продуктах выветривания третичных глин. Почвоведение, 1980, N 10, с. 14-21.
159. Файнер Ю. Б., Лизогубова Р. Н., Расчленение отложений лессовой формации степного Ставрополья и ее корреляция с образованиями перигляциальной зоны Евразии. Инженерно-геологические особенности цикличности лессов //М.: «Наука». 1987. С. 103 - 109.
160. Хитров Н.Б. Метод определения основных компонентов ионно- солевого состава почвы в одной навеске. Почвоведение, 1984, N 5 с. 119-127.
161. Холодов В. Н. Геохимия осадочного процесса // М., ГЕОС. 2006. 608 с.
162. Черноземы СССР. М., Колос, 1974, т. 1,558 с.
163. Черняховский А.Г. Климатическая зональность элювиального процесса. В кн.: Процессы континентального метогенеза. М., Наука, 1980, 212 с.
164. Чухров Ф.В. Коллоиды в земной коре. М.: Изд-во АН СССР, 1955.С. 207216,374-388,411
165. Чухров Ф.В., Звягин Б.Б., Соболева С.В. О типоморфизме кристаллических структур слоистых силикатов.В сб.: Состав и стру
166. Чухров Ф.В., Л.П.Ермилова, А.И.Горшков, Б.Б.Звягин и др. Альфа-окислы железа в зоне гипергенеза . В "Гипергенные окислы железа". М.:Наука 1975. с.134-141.
167. Шварцев С.Л. Геохимия подземных вод зоны гипергенеза. В сб.: Геохимия природных вод., Л., Гидрометеоиздат, 1985, с. 108-113.
168. Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М.,Недра, 1978, 281 с.
169. Якимов А.С., Демкин В.А, Алексеев А.О. Природные условия степей Нижнего Поволжья в эпоху средневековья (VIII-XIV вв.н.э.) М. : НИА-Природа, фонд «Инфосфера» 2007. 228 с.
170. Alekseev A., Alekseeva Т., Ostroumov V., Siegert С., and Gradusov В., Mineral Transformations in Permafrost-Affected Soils, North Kolyma Lowland, Russia. // Soil Sci Soc Am J 2003; 67:p. 596-605.
171. Alekseev A.O., Alekseeva T.V., Maher B. Mechanisms of formation and occurrence of iron oxides in soils relationship to various environmental conditions. // Physics, chemistry and biogeochemistry in soil and plant studies. Lublin. 2004. P.11-14.
172. Alekseev A.O.,Morgun Ye.G.,Alekseeva T.V. Iron compounds distribution in soils of steppe landscapes.Proc.7 thEuroclay Conf.,Dresden, 1991,pp. 19-24.
173. Alekseev A., Alekseeva T., Sokolowska Z., and Hajnos M. Magnetic and mineralogical properties of different granulometric fractions in the soils of the Lublin Upland Region // Int. Agrophysics, 2002, 16, 1-6
174. Alekseeva T., Alekseev A. Factors affecting structural stability of three contrasting soils of China. // Catena, 1999, 38 (1), 45-64
175. Alekseeva T.V., Alekseev A.O., Jozefaciuk G., Hajnos MSokolowska Z, Clay mineralogy and iron state as indicators of soil forming processes in typical soils of Lublin upland region. // Int.Agrophysics, 1993, N 7, pp 69-76.
176. Alekseeva T.V.,Morgun Ye.G.,Alekseev A.O. Fluids in soils and sediments.Plinius,n.5,1991,pp.262-263.
177. Alekseeva T.V.,Morgun Ye.G.,Alekseev A.O.Geochemical regularities of clay-size fraction organization in soils of steppe landscapes.Proc.7 th Euroclay Conf.,Dresden, 1991 ,pp.25-3 0.
178. Alexander Eari B. Extractable iron in relation to soil age on terrces along Truckeo river, Nevada, Soil Sci.Soc.Amer.Proc.1974 v.38,p.121-124.
179. Alexandrovskiy, A.L., van der Plicht, J., Belinskiy, A.B., Khokhlova, O.S., 2001. Chronology of soil evolution and climatic changes in the dry steppe zone of the Northern Caucasus, Russia, during the 3rd millennium BC. Radiocarbon. 43,.2B, 629635.
180. Arduino B.,E.Barberies,F.Carraro and M.G.Fomo. Estimating relative ages from iron oxide/total-iron ratios of soils in the western PoValley. Geoderma,1984,v.33,N l,p.39-52.
181. Balsam, W., B. Ellwood, and J.F. Ji. 2005. Direct correlation of the marine oxygen isotope record with the Chinese Loess Plateau iron oxide and magnetic susceptibility records. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 221:141-152.
182. Balsam, W., J.F. Ji, and J. Chen. 2004. Climatic interpretation of the Luochuan and Lingtai loess sections, China, based on changing iron oxide mineralogy and magnetic susceptibility. Earth Planet. Sci. Lett. 223:335-348.
183. Banerjee, S.K., J. King, and J. Marvin. 1981. A rapid method for magnetic granulometry with applications to environmental studies. Geophys. Res.Lett. 8:333-336.
184. Barro'n, V., and J. Torrent (2002), Evidence for a simple pathway to maghemite in Earth and Mars soils, Geochim. Cosmochim. Acta., 66, 2801-2806.
185. Barro'n, V., J. Torrent, and E. de Grave (2003), Hydromaghemite, an intermediate in the hydrothermal transformation of 2-line ferrihydrite into hematite, Am. Mineral., 88, 1679-1688.
186. Berner R.A. 1981 , A new geochmical classification of sedimentary environments . J.Sed.Petrol.51,p.359-365.
187. Bettina Schilman., Miryam Bar-Matthews, Ahuva Almogi-Labin, Boaz Luz. Global climate instability reflected by Eastern Mediterranean marine records during the late Holocene // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2001. V. 176. P. 157-176.
188. Bigharn JM, Carlson L, Murad E (1994) Schwertmannite, a new iron oxyhydroxysulphate from Pyhasahni,Finland, and other localities. Mineralogical Magazine 58, 641-648.
189. Bigham JM, Schwertmann U, Traina SJ, Winland RL, Wolf M (1996) Schwertmannite and the chemical
190. Bigham, J.M., R.W. FitzPatrick, and D.G. Schulze. 2002. Iron oxides. p.323-366. In J.B. Dixon and D.G. Schulze (ed.) Soil mineralogy with environmental applications. SSSABook Ser. 7. SSSA, Madison, WL
191. Biscaye, P.E., 1965. Mineralogy and sedimentation of recent deep-sea clay in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans. Geol.Soc.Am.Bull., 76, 803.
192. Blakemor R.B. Magnetotactic bacteria// Science .1975. V.190. P. 377-379
193. Bloemendal, J., and X.M. Liu. 2005. Rock magnetism and geochemistry of two plio-pleistocene Chinese loess-palaeosol sequences: Implications for quantitativepalaeoprecipitation reconstruction. Palaeogeogr.Palaeoclimatol. Palaeoecol. 226:149-166.
194. Blundell A., Dearing J.ABoyle., J.F. Hannam J.A. , Controlling factors for the spatial variability of soil magnetic susceptibility across England and Wales. Earth-Science Reviews 95 (2009) 158-188
195. Bowen, L.H., and S.B. Weed. 1981. Mossbauer spectroscopic analysis ofiron oxides in soil,p. 247-261 Jn J.G. Stevens, and G.K. Shenoy (ed.) Mossbauer spectroscopy and its applications. Adv. Chem. Series 194, Am. Chem. Soc., Washington, D.C.
196. Bronger, A. 2003. Correlation of loess-paleosol sequences in East and Central Asia with SE Central Europe: Towards a continental Quaternary pedostratigraphy and paleoclimatic history. Quat. Int. 106-107:11-31.
197. Carlson L, Schwertmann U (2005) The pH-dependent transformation of schwertmannite to goethite at 25°C. Clay Minerals 40,.
198. Chandler, M., Jonas, J., 1999. Atlas of extratropical storm tracks (1961-1998), Tech. Rep., NASA Goddard Institute for Space Studies, New York, NY. Available at http://www.giss.nasa.gov/data/stormtracks.
199. Chen, T., H. Xu, Q. Xie, J. Chen, J. Ji, and H. Lu. 2005. Characteristics and genesis of maghemite in Chinese loess and paleosols: Mechanism for magnetic susceptibility enhancement in paleosols. Earth Planet. Sci. Lett. 240:790-802.
200. Chukhrov FV, Zvyagin BB, Ermilova LP, Gorshkov AI (1973) New data on iron oxides in the weathering
201. Cornell, R.M., and U. Sehwertmann. 2003. The iron oxides. 2nd ed. John Wiley & Sons, Weinheira, Germany.
202. Crocker, R.L. Major, J., 1955 Soil development in relation to vegetation and surface age at Glacier Bay, Alaska. J. Ecol., 43, 427-448.
203. Cullen, H.M., Kaplan, A., Arko, R., deMenocal, P.B, 2002. Impact of the North Atlantic Oscillation on Middle Eastern climate and streamflow. Climate Change, 55, 315-338,
204. Dearing, J.A., Bird, P.M., Dann, R.J.L., Benjamin, S.F., 1997. Secondary ferromagnetic minerals in Welsh soils: a comparison of mineral magnetic detection methods and implications for mineral formation. Geophysical Journal International 130, 727-736.
205. Dearing, J.A., Dann, R.J.L., Hay, K., Lees, J.A., Loveland, P.J., Maher, B.A., O'Grady, K., 1996. Frequency-dependent susceptibility measurements of environmental materials. Geophysical Journal International 124, 228—240
206. Demkin, V.A., Dergacheva, M.I., Borisov, A.V., Ryskov, Ya. G., Oleynik, S.A., 1998. Soil evolution and climate change in the semidesert zone of Eastern Europe during Late Holocene. Eurasian Soil Sci., 31,2, 133-143.
207. Deng, C.L., R. Zhu, M.J. Jackson, K.L. Verosub, and MJ. Singer. 2001. Variability of the temperature-dependent susceptibility of the Holocene eoliandeposits in the Chinese loess plateau: A pedogenesis indicator. Phys. Chem. Earth 26A: 873-878.
208. Deng, C.L., R.X. Zhu, K.L. Verosub, M.J. Singer, and B.Y. Yuan. 2000. Paleoclimatic signifl cance of the temperature-dependent susceptibility of Holocene loess along a NW-SE transect in the Chinese loess plateau. Geophys. Res. Lett. 27:3715-3718.
209. Droogers, P., Stein, A., Bouma, J., de Boer, G. Parameters for describing soil macroporosity derived from staining patterns. // Geoderrma. 1998. V. 83. P. 293-308.
210. Dunlop, D.J., and Ö. Özdemir. 1997. Rock magnetism: Fundamentals and frontiers. Cambridge Univ. Press, New York.
211. Enzel, Y., Bookman, R., Sharon, D., Gvirtzman, H., Dayan, U., Ziv, B., Stein, M., 2003. Late Holocene climates of the Near East deduced from Dead Sea level variations and modern winter rainfall. Quaternary Research, 60, 263-273.
212. Fassbinder, J.W.E., Stanjek, H., Vali, H., 1990. Occurrence of magnetic bacteria in soil. Nature, 343:161-163.
213. Fischer W.R. 1988, Microbiological reaction of iron in soils, p.715-748. In J.W. Stuclci, B.A. Goodman, and U. Schwertmann (ed.) Iron in soils and clay minerals. NATO ASI Ser., Ser.
214. Fischer, W.R., and T. Pfanneberg. 1983. Versuche zur bakteriellen. Reduktion synthetischer Eisenoxide. Mitt. Deutsche Bodenkdl. Ges. 38:315-318
215. Fitzpatrick, R.W., and J. Le Roux. 1978. Forms of pedogenic iron and their distribution in relation to climate and topography along the eastern seaboard of South Africa. Int. Congr. Soil Sei., 1 Ith. Abstr. 1, 178.
216. Fitzpatrick, R.W., and J. Lo Roux. 1976. pedogenic and solid solution studies on iron- titanium minerals, p. 585-599. Jn
217. Fitzpatrick, R.W., and U. Schwertmann. 1982. Alsubstituted goethite An indicator of pedogenic and other weathering environments in South Africa. Geoderma 27:335-347.
218. Fitzpatrick, R.W., J. Le Roux, and U. Schwertmann. 1978. Amorphous and crystalline titanium and iron titanium oxides in synthetic preparations at near ambient conditions, and in soil clays. Clays Clay Miner. 26:189-201.
219. Fitzpatrick, R.W., R.M. Taylor, U. Schwertmann, and C.W. Childs. 1985. Occurrence and properties of lepidocrocite in some soils ofNew Zealand, South Africa and Australia. Aust. J. Soil Res. 23:543-567.
220. Fontes M.P.F., Weed S.B. Phosphate adsorption by clays from Brazilian Oxisols, relationships with specific surface area and mineralogy// Geoderma. 1996. V. 72. N 1-2. P. 37-51.
221. Frankel R. B. Anaerobes pumping iron//Nature. 1987. V. 330. P. 208
222. Frankel R.B., Blakemore R.P. Navigation compass in magnetic bacteria// J. Magn. Magn. Mater. 1980. V. 15-18 P. 1562-1565
223. Fraus F (1999) Braunkohlenforderung in der Aktiengesellschaft Sokolovska uhelna, Tschechische Republik Braunkohle Surface Mining 51, 333-338.
224. Gallet S., Borming Jahn, Masayuki Torii. Geochemical characterization of the Luochuan loess-paleosol sequence, China, and paleoclimatic implications // Chemical Geology. 1996. V. 133. P. 67 88.
225. Glinski, J., Lipiec, J.,. Soil Conditions and Plant Roots. CRC Press. Boca Raton. FL. USA. 1990. P. 250.
226. Goldshmidt V.M ,1954 Geochemistry. Clarendon Press,Oxford.
227. Goodman, B.A., and D.G. Lewis. 1981. Mossbauer spectra of aluminous goethite(o-FeOOH). J. Soil Sci. 32:351-363.
228. Gregg S. J., Sing K. S. W. Adsorption, surface area and porosity. London and New York: Academic Press, 1978.
229. Hallberg, G.R., Wollenhaupt, N.C. Miller, G.A., 1978. A century of soil development in spoil derived from loess in Iowa. Soil Sci. Soc. Am., 42, 339-343.
230. Han J., Lu H., Wu N. and Guo, Z. Magnetic susceptibility of modern soils in China and climate conditions// Studia Geophysica et Geodetica. 1996. V. 40. P. 262275
231. Hanesch M., Petersen N. Magnetic properties of recent parabrown-eat from Southern Gennany // Earth and Planetary Science Letters. 1999. V. 169. P. 85-97
232. Hanesch, M.&Scholger, R., 2002. Mapping of heavy metal loadings in soils by means of magnetic susceptibility measurements, J. Environ. Geol., 42, 857-870
233. Heller, F., Strzyszcz, Z. and Magiera, T.: 1998, 'Magnetic record of industrial pollution in forest soils of Upper Silesia, Poland', J. Geophys.Res. 103, 17,767-17,774.
234. Heller, F., and M.E. Evans. 1995. Loess magnetism. Rev. Geophys. 33:211-240.
235. Heller, F., and T.S. Liu. 1984. Magnetism of Chinese loess deposits. Geophys. J. R. Astron. Soc. 77:125-141.
236. Heller, F., and T.S. Liu. 1986. Palaeoclimatic and sedimentary history from magnetic susceptibility of loess in China. Geophys. Res. Lett. 13:1169-1172.
237. Hesse P.P. Evidence of bacterial paleological origin of mineral magnetic cycles in oxic and sub-oxic Tasman Sea sediments // Marine Geology. 1994. V. 117.P. 1-17.
238. Hoffmann, V., Knab, M. and Appel, E.: 1999, 'Magnetic susceptibility mapping of roadside pollution', Journ. of Geochem. Explor. 66,313-326.
239. Hounslow, M.W., Maher, B.A., 1996. Quantitative extraction and analysis of carriers of magnetisation in sediments. Geophys. J. Int., 124(1), 57-74
240. Jenny, H., 1994. Factors of Soil Formation; A system of quantitative pedology: New York, Dover Publications, Inc.
241. Ji, J.F., W. Balsam, J. Chen, and L.W. Liu. 2002. Rapid and quantitative measurement of hematite and goethite in the Chinese loess-paleosol sequence by diffuse reflectance spectroscopy. Clays Clay Miner. 50:210-218.
242. Jozefaciuk G., Sokolowska Z., Sokolowski S., Alekseev A., Alekseeva T. Changes of mineralogical and surface properties of water dispersible clay after acid treatment of soils. // Clay minerals, 1995, 30, 149-155.
243. Kampf N., and U. Schwertmann. 1982b. Goethite and hematite in a climosequence in southern Brazil and their application in classification of kaolinitic soils. Geoderma 29:27-39.
244. Kampf N., and U. Schwertmann. 1982c. Quantitative determination of goethite and hematite in kaolinitic soils by x-ray diffraction. Clay Miner. 17:359-363.
245. Kampf, N., and U. Schwertmann. 1982a. The 5-M-NaOH concentration treatment for iron oxides in soils. Clays Clay Miner. 30:401-408.
246. Kapicka A., Jordanova N., Petrovsky and Podrazsky V., 2003. Magnetic study of weaklycontaminated forest soils. Water Air Soil Pollut., 148, 31—44.
247. Khokhlova, O.S., Khokhlov, A.A., Chichagova, O.A., Morgunova, N.L., 2004. Radiocarbon dating of calcareous accumulations in soils of the Holocenechronosequence in the Ural River Valley (Cis-Ural Steppe). Eurasian Soil Science, 37, 1024-1038.
248. Khokhlova, O.S., Kovalevskaya, I.S.,.01eynik, S.A., 2001. Records of climatic changes in the carbonate profiles of Russian Chernozems . Catena, 43, 203-215.
249. Kimball J. D., Murphy E. M., Koryakova L., Yablonksy L. T. (Eds.) 2000 .Kurgans, Ritual Sites, and Sttlements: Eurasian Bronze and Iron Age . BAR International Series 890. Oxford: Archeopress.
250. Krichak, S.O., Alpert, P., 2005. Decadal trends in the east Atlantic-west Russia and Mediterranean precipitation. Int. J. Climatol., 25, 183-192.
251. Kukla, G., F. Heller, X.M. Liu, T.C. Xu, T.S. Liu, and Z.S. An. 1988. Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibility. Geology 16:811-814.
252. Lindsay, W.L. 1979. Chemical equilibrium in soils. Wiley- Interscience, New York.
253. Liu X.M., Rolph T., Bloemendal J., Shaw J. & Liu T.S. Quantitative estimates of palaeoprecipitation at Xifeng, in the Loess Plateau of China// Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1995. V. 113. P. 243-248
254. Liu, Q.S., Banerjee, S.K., Jackson, M.J., Zhu, R., Pan, Y. 2002. A new method in mineral magnetism for the separation of weak antiferromagentic signal from a strong ferrimagnetic background. Geophys. Res. Letts., 29, 6-1-4.
255. Liu, Q.S., Barron, V., Torrent, J., Eeckhout, S.G., Deng, C.L., 2008. The magnetism of intermediate hydromaghemite in the transformation of 2-line ferrihydrite into
256. Liu, Q.S., Deng, C.L., Torrent, J., Zhu, R.X., 2007. Review of recent developments in mineral magnetism of the Chinese loess. Quaternary Science Reviews 26, 368-385.
257. Liu, Q.S., J. Torrent, B.A. Maher, Y. Yu, C.L. Deng, R.X. Zhu, and X.X. Zhao. 2005. Quantifying grain size distribution of pedogenic magnetic particles in Chinese loess and its signifi cance for pedogenesis. J. Geophys. Res. 110:B11102,.
258. Liu, Q.S., Jackson, M.J., Yu, Y.J., Chen, F.H., Deng, C.L., Zhu, R.X., 2004. Grain size distribution of pedogenic magnetic particles in Chinese loess/paleosols. Geophysical Research Letters 31, L22603.
259. Liu, Q.S., S.K. Banerjee, M.J. Jackson, B.A. Maher, C.L. Deng, Y.X. Pan, and R.X. Zhu. 2004b. Mechanism of the magnetic susceptibility enhancements of the Chinese loess. J. Geophys. Res. 109:B12107, doi:10.1029/2004JB003249.
260. Liu, Q.S., S.K. Banerjee, M.J. Jackson, C.L. Deng, Y.X. Pan, and R.X. Zhu. 2004a. New insights into partial oxidation model of magnetites and thermal alteration of magnetic mineralogy of the Chinese loess in air. Geophys. J. Int. 158:506-514.
261. Loughnan F.C. Chemical weathering of the silicate minerals. New York,Elsevier, 1969.1,1989,47-54.
262. Lovely D.R. Organic Matter Mineralization with the Reduction of Ferric Iron: A Review//Geomicrobiology J. 1987. V. 5. №3/4. P. 375-399
263. Lovley D.R. Magnetite formation during microbial dissimilatory iron reduction. In:1.on biominerals. Frankel R. B. & Blakemore R.P. New York : Plenum Press, 1990. P. 150160
264. Lovley D.R., Phillips E.J.P. Organic matter mineralization with the reduction of ferric iron in anaerobic sediments// Appl. Environ. Microbiol. 1986. V. 51. P.683-689.
265. Lovley, D. R. (1987). Organic Matter Mineralization with The Reduction Of Ferric Iron: A Review.Geomicrobiol. J. 5, 375-399.
266. Lovley, D. R. (1990). Magnetite Formation During Microbial Dissimilatory Iron Reduction. Iron Biominerals. R. B. Frankel And R. P. Blakemore. New York, Plenum Press: 151-166.
267. Lovley, D. R. (1991). Dissimilatory Fe(III) And Mn(IV) Reduction. Microbiol. Rev. 55, 259-287.
268. Lovley, D. R. (1995). Bioremediation Of Organic And Metal Contaminants With Dissimilatory Metal Reduction. J. Industr. Microbiol. 14, 85-93.
269. Lovley, D. R. (2000). Fe(Iii) And Mn(Iv) Reduction. Environmental Microbe-Metal Interactions. D. R. Lovley. Washington, D.C., Asm Press: 3-30.
270. Lovley, D. R., Baedecker, M. J., Lonergan, D. J., Cozzarelli, I. M., Phillips, E. J. P. And Siegel, D. I. (1989).Oxidation Of Aromatic Contaminants Coupled To Microbial Iron Reduction. Nature 339, 297-299.
271. Lovley, D. R., Coates, J. D., Blunt-Harris, E. L., Phillips, E. J. P. And Woodward, J. C. (1996). Humic Substances As Electron Acceptors For Microbial Respiration. Nature. 382, 445-448.
272. Lovley, D. R., Fraga, J. L., Blunt-Hams, E. L., Hayes, L. A., Phillips, E. J. P. And Coates, J. D. (1998). Humic Substances As A Mediator For Microbially Catalyzed Metal Reduction. Acta Hydrochim. Hydrobiol. 26, 152-157.
273. Lovley, D. R., Kashefi, K., Vargas, M., Tor, J. M. And Blunt-Harris, E. L. (2000). Reduction Of Humic Substances And Fe(III) By Hyperthermophilic Microorganisms. Chem. Geol. 169, 289-298.
274. Lovley, D. R., Stolz, J. F., Nord, G. L. And Phillips, E. J. P. (1987). Anaerobic Production Of Magnetite By A Dissimilatory Iron-Reducing Microorganism. Nature. 330, 252-254.
275. Lovley, D. R., Woodward, J. C. And Chapelle, F. H. (1994). Stimulated Anoxic Biodégradation Of Aromatic Hydrocarbons Using Fe(III) Ligands. Nature. 370, 128131.
276. Lovley, D.R., J.F. Stolz, J.L. Nord, and E.J.P. Phillips. 1987. Anaerobic production of magnetite by a dissimilatory iron-reducing microorganism. Nature 330:252-254.
277. Lundgren, D.G., and W. Dean. 1979. Biogeochemistry of iron. p. 211-251. In P.A. Tradinger, and D.J. Swain (ed.). Biogeochemical cycling of mineral-forming elements. Stud. Environ. Sci. 3:21 1-251.
278. M.B.H.s and A Herbillon (ed ) Soil colloids and their association in soil aggregates. Proc. NATO workshop, Ghent, 1984.
279. Maher, B.A. 1988. Magnetic properties of some synthetic submicron magnetites. Geophys. J. 94:83-96.
280. Maher B.A., Thompson R., Zhou, L.P. Spatial and temporal reconstructions of changes in the Asian palaeomonsoon: A new mineral magnetic approach//Earth Planet. Sci. Lett. 1994.V. 125 .P.461-471
281. Maher B.A., Alekseev A., Alekseeva T . Climate dependence of soil magnetism across the Russian steppe: significance for use of soil magnetism as a palaeoclimatic proxy. // Quaternary Science Reviews. 2002.V.21. P. 1571-1576.
282. Maher B.A., Alekseev A., Alekseeva T .Magnetic mineralogy of soils across the Russian steppe: climatic dependence of pedogenic magnetite formation. // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. (2003), V. 201, N 3-4, P. 321341
283. Maher B.A., Thompson R. (editors). Quaternary Climates, Environments and Magnetism // Cambridge University Press. 1999. PP. 390.
284. Maher, B.A. (2008) Environmental magnetism and climate change. Contemporary Physics, 48, 247-274
285. Maher, B.A., 1998. Magnetic properties of modern soils and Quaternary loessic paleosols: paleoclimatic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 137, 25-54.
286. Maher, B.A., and R. Thompson. 1992. Paleoclimatic significance of the mineral magnetic record of the Chinese loess and paleosols. Quat. Res. 37:155-170. ,
287. Maher, B.A., and R.M. Taylor. 1988. Formation of ultrafi ne magnetite in soils. Nature 336:368-370
288. Maher, B.A., R. Thompson, and L.P. Zhou. 1994. Spatial and temporal reconstructions of changes in the Asian palaeomonsoon—a new mineral magnetic approach. Earth Planet. Sci. Lett. 125:461-471.
289. Maher, B.A., Thompson, R., 1999b. Paleomonsoons I: The paleoclimatic record of the Chinese loess and palaeosols. In Maher, B.A. & Thompson, R. (eds.), Quaternary Climates, Environments and Magnetism, Cambridge University Press, 81125.
290. Maher, B.A., Thompson, R., Hounslow, M.W., 1999a. Introduction to Quaternary Climates, Environments and Magnetism. In Maher, B.A. & Thompson, R. (eds.), Quaternary Climates, Environments and Magnetism, Cambridge University Press, 1-48.
291. Maher, M.A., V.V. Karloukovski, T.J. Mutch. High-field remanence properties of synthetic and natural submicrometre haematites and goethites: significance for environmental contexts. Earth and Planet. Sci. Lett.,(2004) 226, 491-505
292. Mallants, D., Tseng, P.H., Toride, N., Timmerman, A., Feyen, J. Evaluation of multimodal hydraulic functions in characterizing a heterogeneous field soil. //J. Hydrol. 1997. V. 195. P. 172-199.
293. Martel Y.A., De Kimpe C.R., Laverdiere M.R. Cation-exchange Capacity of Clay Rich Soils in Relation to Organic Matter, Mineral Composition, and Surface Area// Soil Sci. Soc. Am. J. 1978.V. 42. N. 5. P 764-767.
294. Mehra, O.P., and M.L. Jackson. 1960. Iron oxide removal from soils and clays by a dithionite-citrate system buffered with sodium bicarbonate. Clays Clay Miner. 7:317-327.
295. Moskowitz B. M., Frankel R.B., Bazylinski D.A., Jannasch H.W., Lovley D.R. A comparison of magnetite particles produced anaerobically by magnetotactic and dissimilatiry iron reducing bacteria// Geophys.Res. Lett. 1989. V.16. P. 665-672
296. Magiera, T., Stiyszcz, Z., Kapicka, A., Petrovsky, E., 2006. Discrimination of lithogenic and anthropogenic influences on topsoil magnetic susceptibility in Central Europe. Geoderma 130,299-311.
297. Mullins C. 1977.Magnetic susceptibility of the the soil and its significance in soil science- review. J.Soil Sci.v.28.N.2, p.223-246
298. Murad E, Cashion J (2004) Mossbauer Spectroscopy of Environmental Materials and their Industrial Utilization. (Kluwer Academic Publishers: Norwell, MA)
299. Murad, E., and U. Schwertmann. 1980. The Mossbauer spectra of ferrihydrite and its relation to those of other iron oxides. Am. Mineral. 65:1044-1049.
300. Murad, E., and U. Schwertmann. 1983. The influence of aluminium substitution and crystallinity on the Mdssbauer spectra ofgoethite. Clay Miner. 18:301-312.
301. Murad, E., and U. Schwertmann. 1986. Influence ofAl substitution and crystal size on the room-temperature Mdssbauer spectram of hematite. Clays Clay Miner. 34:1-6.
302. Murad, E., L.H. Bowen, G.L. Long, and T.G. Quin. 1988. The influence of crystallinity on magnetic ordering in natural ferrihydrites. Clay Miner. 23:161-173.
303. P.M. Huang, and M. Schnitzer (ed.) Interactions of soil minerals with natural organics and microbes. SSSA Spec.Publ. 17. SSSA, Madison, Wl.
304. Petersen, N., von Dobeneck, T., Vali, H. (1986) Fossil bacterial magnetite in deep-sea sediments from the South Atlantic Ocean. Nature, 320, 611-615.
305. Petrovsky, E. and Ellwood, B. B.: 1999, 'Magnetic Monitoring of Air-land and Water-Pollution', in B. A. Maher and R. Thompson (eds), Quaternaiy Climates, Environments and Magnetism, Cambridge Univ. Press
306. Retallack G. J. Soils and Global Change in the Carbon Cycle over Geological Time // Treatise On Geochemistry. 2003. P. 581 605.
307. Retallack, GJ. Soils of the Past: an Introduction to Paleopedology. 2001 Second Edition. Blackwell. Oxford. PP. 600.
308. Reyes, I., and J. Torrent. 1997. Citrate-ascorbate as a highly selective extractant for poorly crystalline iron oxides. Soil Sei. Soc. Am. J. 61:1647—1654.
309. Robert M. and J.Berthelin Role of biological and biochemical factors in soil mineral weathering, p.453-495. In
310. Schulze, D.G. 1981. Identificationofsoil iron oxide minerals by differential x-ray diffraction. Soil Sci. Soc. Am. J. 45:437-440.
311. Schulze, D.G. 1984. The influence ofaluminium on iron oxides. Vlll. Unit cell dimensions of A1 substituted goethites and estimation ofAl from them. Clays Clay Miner. 32:36- 44.
312. Schulze, D.G., and J.B. Dixon. 1979. High gradient magnetic separation ofiron oxides and magnetic minerals from soil clays. Soil Sci. Soc. Am. J. 43,p.793-799.
313. Schulze, D.G., and U. Schwertmann. 1984. The influence of aluminium on iron oxides. X.The properties of A1 substituted goethites. Clay Miner. 19:521-529.
314. Schwab, A.P., and W.L. Lindsay. 1983. Effect of redox on the solubility and availability of iron. Soil Sci. Soc. Am. J. 47:201-205.
315. Schwertmann U (1985) The effect of pedogenic environments on iron oxide minerals. Advances in Soil Science 1, 171-200.
316. Schwertmann U, Bigham JM, Murad E (1995) The first occurrence of schwertmannite in a natural stream environment. European Journal of Mineralogy 7, 547-552.
317. Schwertmann U, Cornell RM (2000) Iron Oxides in the Laboratory. (Wiley VCH: Weinheim)
318. Schwertmann U, Fitzpatrick RW (1977) Occurrence of lepidocrocite and its association with goethite in Natal soils. Soil Science Society of America Journal 41, 1013-1018.
319. Schwertmann U.,Taylor R.M.,1989 Minerals in Soil Environments.Ch.8.Iron Oxi des .pp .416-418.
320. Schwertmann, U. 1966. Inhibitory effect of soil organic matter on the crystallization of amorphous ferric hydroxide. Nature (London) 212:645-646.
321. Schwertmann, U. 1971. Transformation of hematite to goethite in soils. Nature (London) 232:624-625.
322. Schwertmann, U. 1984. The double dehydroxylation peak of goethite. Thermochim. Acta. 78:39-46.
323. Schwertmann, U. 1984. The influence of aluminium on iron oxides. IX. Dissolution of Al-goethites in 6 M HCl. Clay Miner. 19:9-19.
324. Schwertmann, U. 1984b. Aluminium substitution in pedogenen Eisenoxiden -eine Ubersicht. Z. Pflanzenernahr. Bodenlcd. 147:385-399.
325. Schwertmann, U. 1985. The effect of pedogenic environments on iron oxide minerals. Adv. Soil Sei. 1:172-200.
326. Schwertmann, U. Some properties of soil and synthetic iron oxides// Iron in Soils and Clay Minerals/ Eds. J.M. Stucki, B.A. Goodman, U. Schwertmann. NATO ASI Series. 1988. V. 217. P. 203-250.
327. Schwertmann, U., and E. Murad. 1983. The effect of pH on the formation of goethite and hematite from ferrihydrite. Clays Clay Miner. 31:277-284.
328. Schwertmann, U., and H. Fechter. 1982. The point ofzero charge ofnatural and synthetic ferrihydrites and its relation to adsorbed silicate. Clay Miner. 17:471-476.
329. Schwertmann, U., and H. Fechter. 1984. The influence of aluminium on iron oxides. XI. Aluminium substituted maghemite in soils and its formation. Soil Sei. Soc. Am. J. 48: 1462-1463.
330. Schwertmann, U., and H. Thalmann. 1976. The influence of Fe(II), Si and pH on the formation of lepidocrocite and ferrihydrite during oxydation of aqueous FeC12 solutions. Clay Miner. 11: 189-200.
331. Schwertmann, U., and N. Kampf 1985. Properties of goethite and hematite in kaolinitic soils of Southern and Central Brazil. Soil Sci. 139:344-350.
332. Schwertmann, U., and R.M. Taylor. 1979. Natural synthetic poorly crystallized lepidocrocite. Clay Miner. 14:285-293.
333. Schwertmann, U., and R.W. Fitzpatrick. 1977. Occurrence of lepidocrocite and its association with goethite in Natal soils. Soil Sci. Soc. Am. J. 41: p. 1013-1018.
334. Schwertmann, U., and W.R. Fischer. 1973. Natural "amorphous" ferric hydroxide. Geoderma 10:237-247.
335. Schwertmann, U., D.G. Schulze, and E. Murad. 1982b. Identification of ferrihydrite in soils by dissolution kinetics, differential x-ray diffraction and Mossbauer spectroscopy. Soil Sci. Soc. Am. J. 46:869-875.
336. Schwertmann, U., E. Murad, and D.G. Schulze. 1982a. Is there holecene reddening (hematite formation) in soils of axeric temperate areas? Geoderma 27:209223.
337. Schwertmann, U., P. Cambier, and E. Murad. 1985. Properties of goethites of varying crystallinity. Clays Clay Miner. 33:369-378.
338. Schwertmann, U., R.W. Fitzpatrick, R.M. Taylor, and D.G. Lewis. 1979. The influence of aluminium on iron oxides. Part 11. Preparation and properties of A1 substituted hematites. Clays Clay Miner. 27: 105-1 12.
339. Schwertmann, U., Taylor, R.M. Iron oxides// Minerals in Soil Environments (2nd Edition) / Eds. J.B. Dixon, S.B. Weed. SSSA Book Series. N 1. Madison, Wisconsin. USA. 1989. P. 379-438.
340. Sergatskov, I.V., 1994. The Sarmatians of Volga-Don steppes and Rome in the first centuries AD. The archaeology of the steppes. Methods and strategies. Napoli, 263-277
341. Shannon R.D ,1976.Revised effective ionic radii and systematiic studies of interatomic distances in halides and chalcogenides.Acta Cryst.A 32: p.751-767.
342. Shishlina, N.I., Alexandrovsky, A.L., Chichagova ,O.A., van der Plicht, J., 2000. Radiocarbon chronology of the Kalmykia Catacomb culture of the west Eurasian steppe. Antiquity, 74 (286), 793-799
343. Sibley D.F. and Wilbrand J.T., 1977,Chemical balance of the earth's crust.Geochim.Cosmochim. Acta 41,p. 545-5 54.
344. Singer, M.J., 1992. Time dependence of magnetic susceptibility of soil chronosequences on the Californian coast. Quat. Res., 37, 323-332
345. Sokolowska Z., Hajnos M., Aleksejewa T.W., Aleksejew A.O. Influence of mineralogical composition of solid phase on surface properties of soils. Acta Agrophysica, 2002. vol.63, pp 87-98.
346. Sokolowska Z., Hajnos M.,Alekseev A., Alekseeva T., Magnetic susceptibility of the arable layer of soil with organic farming and mineral fertilization. // Acta Agrophysica, 2000, v.38, p.175-183.
347. Scholger, R.: 1998, 'Heavy metal pollution monitoring by magnetic susceptibility measurements applies to sediments of the river Mur (Styria, Austria)', Eur. J. Environ. Eng. Geophys. 3, 25-37.
348. Singer, M.J., Verosub, K.L., Fine, P., TenPas, J., 1996. A conceptual model for the enhancement of magnetic susceptibility in soils. Quaternary International Journal 34-36, 2443-2458.
349. Strzyszcz, Z., Magiera, T. and Heller, F.: 1996, The influence of industrial immisions on the magnetic susceptibility of soils in Upper Silesia, Studia Geoph. Geod. 40, 276-286.
350. Spring S. , Schleifer K.H. Diversity of magnetotactic bacteria// System. Appl. Microbiol. 1995. V. 18. P. 147-153
351. Stucki J.W., B.A. Goodman, and U. Schwertmann (ed.) Iron in soils and clay minerals. 1988, NATO ASI Ser., Ser. C. Vol. 217. D. Reidel, Dordrecht.eth.
352. Tamm, O. 1922. Um bestamning of de oorganiska komponentema i markens gelkomplex. Medd. Statens Skogsforsoks. (Swed.) 19:385-404.
353. Tauxe, L., Mullender, T. A. T. & Pick, T. (1996), 'Potbellies, wasp-waists, and superparamagnetism in magnetic hysteresis', Jour. Geophys. Res. 101, 571-583
354. Tauxe, L., Bertram, H. & Seberino, C. (2002), 'Physical interpretation of hysteresis loops: Micro-magnetic modelling of fine particle magnetite', Geochem., Geophys., Geosyst. 3, DOI 10.1029/2001GC000280.
355. Taylor, R.M. 1980. Formation and properties of Fe(II), Fe(lll) hydroxy-carhonate and its possible significance in soil formation. Clay Miner. 15.369-382.
356. Taylor, R.M. 1982. Colour in soils and sediments (a review). Int. Clay Conf 1981.749-761.
357. Taylor, R.M. 1987. Non-silicate oxides and hydroxides, p. 129-201 Jn A.C.D. Newman (ed.). Chemistry of clays and clay minerals. Longman Group UK Ltd., Harlow.
358. Taylor, R.M. 1988b. Proposed mechanism for the formation of soluble Si-Al and Fe(lll)- A1 hydroxy complexes in soils. Geoderma 42:65-77.
359. Taylor, R.M., and A.M. Graley. 1967. The influence of ionic environment on the nature of iron oxides in soils. J. Soil Sci. 18:341-348.
360. Taylor, R.M., and U. Schwertmann. 1974. Maghemite in soils and its origin. 11. Maghemite syntheses at ambient temperature and pH 7. Clay Miner. 10:299-310.
361. Taylor, R.M., and U. Schwertmann. 1974. Maghemite in soils and its origin. I. Properties and observations on soil maghemites. Clay Miner. 10:289-298.
362. Taylor, R.M., and U. Schwertmann. 1974. The association of phosphoras with iron in ferruginous soil concretions. Aust. J. Soil Res. 12:133-145.
363. Taylor, R.M., and U. Schwertmann. 1978. The influence of aluminium on iron oxides. Part 1. The influence ofAl on Fe oxide formation from the Fe(II) system. Clays Clay Miner. 26:373-383.
364. Taylor, R.M., and U. Schwertmann. 1980. The influence of aluminium on iron oxides. VII. Substitution of A1 for Fe in synthetic lepidocrocite. Clays Clay Miner. 28:267-271.
365. Taylor, R.M., B.A. Maher, and P. G. Self 1988. Magnetite in soils: I. The synthesis of singie-domain and superparamagnetic magnetite. Clay Miner. 22:411422.
366. Taylor, R.M., U. Schwertmann, and H. Fechter. 1985. A rapid method for the formation of Fe(ll)-Fe(lll) hydroxy-carbonate. Clay Miner. 20:147-151.
367. Thompson, R., Oldfield, F., 1986. Environmental Magnetism. London: George Allen and Unwin, 230 pp
368. Torrent, J. 1976. Soil development in a sequence of river terraces in northern Spain. Catena 3:137-151.
369. Torrent, J., U. Sehwertmann, and D.G. Schulze. 1980. Iron oxide mineralogy of some soils of two river terrace sequences in Spain. Geoderma 25:191—208
370. Torrent, J., Barron, V., Liu, Q.S., 2006. Magnetic enhancement is linked to and precedes hematite formation in aerobic soil. Geophysical Research Letters 33, L02401.
371. Torrent, J., Liu, Q.S., Bloemendal, J. Barron, V., 2007. Magnetic enhancement and iron oxides in the Upper Luochuan loess-paleosol sequence, Chinese Loess Plateau. Soil Science Society of America Journal 71, 1570-1578.
372. Torrent, J., Q. S. Liu, J. Bloemendal, and V. Barro'n (2007), Magnetic enhancement and iron oxides in the Upper Luochuan loess-paleosol sequence, Chinese Loess Plateau, Soil Sci. Soc. Am. J., 71, 1570-1578.
373. Torrent, J., V. Barron, and Q.S. Liu. 2006. Magnetic enhancement is .linked to and precedes hematite formation in aerobic soil. Geophys. Res. Lett. 33:L02401
374. Torrent J, Q.S. Liu , V. Barron Magnetic minerals in Calcic Luvisols (Chromic) developed in a warm Mediterranean region of Spain: Origin and paleoenvironmenlal significance. Geoderma, 2009
375. Vagras M., Kasheff K., Blunt-Harris E., Lovley D.R. Microbiological evidence for Fe(III) reduction on early Earth// Nature. 1998. N.395. P. 65-67
376. Vasu Alexandra, C.Nedea, The use of Eh-pH ternary diagrams in selecting extraction of amorrhous iron and aluminium compounds in spodic soils in Romania. Roczniki gleboznawcze T.XXXIV N/l-2.Warszawa, 1988, p.3-141/f
377. Velde B., 1985,Developments in sedimentology v.40 Clay minerals . A Physico-Chemical Explanation of their Occurence. Elsevier, p.283).
378. Velde, B., Meunier.A. • The Origin of Clay Minerals in Soils and Weathered Rocks, 2008 Springer-Verlag Berlin Heidelberg
379. Velde, B., Moreau, E., Teribile, F.,. Pore networks in an Italian vertisol: quantitative characterisation by two dimensional image analysis // Geoderma 1996. V. 72. P. 271-285.
380. Verosub, K.L., P. Fine, M.J. Singer, and J. TenPas. 1993. Pedogenesis and paleoclimate: Interpretation of the magnetic susceptibility record of Chinese loess-paleosol sequences. Geology 21:1011-1014.
381. Vidic, N.A., M.J. Singer, and K.L. Verosub. 2004. Duration dependence of magnetic susceptibility enhancement in the Chinese loess-paleosols of the past 620 ley. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 211:271—288.
382. Weiss, H., Bradley, R.S. 2001. What drives societal collapse? Science, 291, 609-610.
383. Whittaker E.J.W .,and R.Mantus. 1970. Ionic radial for use in geochemistry.Geochim.Cosmochim.Acta 34:p.945-956.
384. Wolin E.A., Wolin M.J., Wolfe R.S. Formation of methane by bacterial extracts// J. Biol. Chem. 1963. V. 238. P. 2882-2888
385. Wright, V.P. (Editor), 1986. Palaeosols: their recognition and interpretation. Blackwell, Oxford, 315pp.
-
Алексеев, Андрей Олегович
-
доктора биологических наук
-
Москва, 2010
-
ВАК 03.00.27
- Оксидогенез железа и марганца и тяжелые металлы в аллювиальных почвах южной тайги Среднего Предуралья
- Режимы и оксидогенез почв на древнеаллювиальных отложениях Средне-Камской низменной равнины
- Оксиды железа в почвах гумидных регионов страны
- Оксидогенез и редуктогенез в почвах на элювии и делювии пермских глин среднего Предуралья
- РЕЖИМЫ И ОКСИДОГЕНЕЗ ПОЧВ НА ДРЕВНЕАЛЛЮВИАЛЬНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ СРЕДНЕ-КАМСКОЙ НИЗМЕННОЙ РАВНИНЫ
