Бесплатный автореферат и диссертация по биологии на тему

Особенности формирования минералогического профиля подзолистых почв центра Русской равнины

ВАК РФ 03.00.27, Почвоведение

Автореферат диссертации по теме "Особенности формирования минералогического профиля подзолистых почв центра Русской равнины"

ь.9 'И Я 9

МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА, ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М. В. ЛОМОНОСОВА

ФАКУЛЬТЕТ ПОЧВОВЕДЕНИЯ

На правах рукописи УДК 631.4

БЫСТРОЙ ЮРИЙ ВАЛЕНТИНОВИЧ

ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ МИНЕРАЛОГИЧЕСКОГО ПРОФИЛЯ ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВ ЦЕНТРА РУССКОЙ РАВНИНЫ

Специальность 03.00.27 - почвоведение

АВТОРЕФЕРАТ на соискание ученой степени кандидата биологических наук

Москва, 1002

Работа выполнена на кафедре географии почв факультета почвоведения Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова.

Научный руководители: доктор биологических наук,

профессор С.А. Шоба Официальные оппоненты: доктор сельскохозяйственных наук

Б.П. Градуоов

кандидат биологических наук В.В. Иванов

• Ведущее учреждение: Институт ^еографии Рорсийской

академии наук

Защита состоится "ЛИ " г. в 15 час.30 мин.

в ауд. М-2 на заседании специализированного совета К 053.05

МГУ им. М.В. Ломоносова.

Дцрес специализированного совета: 119899, ГСП,

Ленгоры, МГУ, факультет почвоведения, Ученый' совет.

/

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке факультете почвоведения МГУ.

Автореферат разослан " " 1992 г.

Ученый секретарь специализированного совета

Г.В.Мотузова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. В существующих гипотезах подзолообразования (Роде, 1937; Зонн, 1966; Герасимов, 1971; Зайдельман, 1974; Таргульян и др., 1974; Соколов и др., 1983 и др.) по-разно^ оценивается роль процессов разрушения и трансформации минеральной части почв. Продолжают оставаться дискуссионными масштабы, преобразований минералов, локализации этих процессов в профиле и особенности их проявления в почвах, сформированных на разных почвообра-зущих породах. При этом практически полностью отсутствуют сведения о минералогическом составе первичных минералов во фракциях средней и мелкой пылц, что обусловливает актуальность минералогических исследований в намеченных направлениях.

Для вскрытия общих и частных закономерностей изменения всей минеральной массы и отдельных групп минералов наиболее информативными, а следовательно и актуальными, являются сопряженные исследования минералогического состава всех гранулометрических фракций, их дисперсности, морфологических характеристик и валового состава. Актуальным является сравнительный анализ по исследованным свойствам спектра почвенных профилей, развитых на почвообразующих породах разного генезиса.

Совокупность подобных исследований существенно расширяет диагностические признаки процессов, формирувдих минералогические профили подзолистых почв и позволяет рассматривать профильные проявления каждого процесса как в отдельности так и в сочетаниях между собой.

Цель настоящей работы.'- оценить закономерности фор?лирования минералогического профиля подзолистых почв Центра Русской равнины в зависимости от генезиса и грануло-минералогического состава почвообразующих пород.

Исследование включало постановку и решение следующих конкретных задач:

1. Изучить минералогический состав всех гранулометрических фракций исследуемых почв.

2. Установить взаимосвязь размеров гранулометрических фракций крупнее 0,001 мм и их минералогического состава.

3. Изучить особенности преобразования полевых шпатов по генетическим горизонтам почв.

4. Охарактеризовать химический состав отдельных гранулометрических фракций и мелкозема почв в целом.

5, Провести сравнительный анализ особенностей преобразования минеральной массы в профилях почв, сформированных на породах разного генезиса.

Научная новизна. Показано, что фррмирование минералогического профиля в подзолистых почвах Центра феской равнины может быть связано с разным проявлением следующих процессов: селективного растворения, криогенного дробления, трансформационных изменений и суспензионного внутрипрофильного перераспределения. В некоторых случаях обнаруживаемые закономерности не могут быть объяснены без учета турбационных- процессов, а также процессов изменения размерности зерен минералов в пределах исследованных фракций. Выявлено, что размерность минералов, особенности генезиса] почв и грацуло-шнералогические характеристики почвообразующих пород, по-видиыо -цу, определяют значимость каждого процесса при формировании минералогической дифференциации по профилю почв. Показано, что изменение размерности зерен минералов внутри фракций крупнее 0,01 мм в профиле почв может являться дополнительным диагностическим признаком однородности почвообразущей породы и процессов, влияющих ца формирование минералогического профиля подзолистых почв.

Практическая значимость. Предложены дополнительные диагностические признаки процессов, формирующих минералогические профили подзолистых почв: 1} минералогический состав первичных минералов средней и мелкой пыяи, 2) изменение размерности зерен минералов внутри крупных фракций в профиле почв. Результаты проведенных ис -следований могут быть использованы при решении вопросов генезиса и классификационных построений подзолистых почв Центра русской равнины.

Материалы диссертации используются при чтении спецкурса минералогии и микроморфологии почв.

Апробация работы. Материалы диссертации доложены и обсуждены на заседании кафедры географии почв факультета почвоведения МГУ в 1991 году; на Всесоюзной конференции "Минералогия и микроыорфо-гия экологии и сельское хозяйству" (Пущино, 1992).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 2 работы.

Объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, 8 глав и выводов. Изложена на /^страницах машинописного текста, содержит ¿0 таблиц, 3 рисунков. Список литературы включает 16&-наименованнй, из них на иностранных языках.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава I. Обзор литературы

I.I. Современные представления о выветривании силикатов в условиях бореальной зоны

Представления о механизмах разрушения силикатов в гипергенных условиях и о степени участия разных факторов в этом процессе строятся в основном на экспериментальных исследованиях по расположению минералов в зависимости от природы и концентрации растворенных в воде агрессивных компонентов: от температуры, времени воздействия и от участия микроорганизмов (Морозов, 1957 ; !Антипо-Каратаев, Кадер, 1958; Гинзбург и др., 1968; Пономарева, Рагим-Заде, 1969 и др.). В почвах бореальной зоны основная роль в разложении минералов отводится водороду, являющееся компонентом растворов верхних горизонтов таежных почв. Данное процессу, получившему название кислотный гидролиз, разными исследователями отводится разная степень участия в формировании почв подзолистого типа. На этоьу этапе разрушение минералов характеризуется максимальной скоростью и заключается в обмене катионов щелочных и щелочноземельных металлов на ионы водорода, то есть происходит инконгруонтное расвэо-рение. При дальнейшем взаимодействии скорость разложения минералов падает, однако выравнивается растворимость всех компонентов минералов и разложение по результату приближается к конгруэнтному растворению. Интенсивность разложения силикатных минералов определяется их кристаллохимическим строением (Fields, Swlndalo, 1954; Huang, К aller, 1970; и др.).

Данные по различным минералам не равноценны по объбму. Наибольшей изученностью характеризуются слоистые силикаты (Гинзбург, 1953; Афанасьев, 1966; Лисица, Тихонов, 1969; Соколова, Смирнова, 1965; Градусов, 1979;Ьаокаоп, Shrldhar , 1974; Шоба, Соко-

лова, 1981 и др.). Значительно меньше работ по выветриванию полевых шпатов (Земятчеиский, 1933; Келлер, 1963; Горбунов, 1969; и др.). Еще меньше сведений о кварце и минералах тяжелой фракции. В большинстве работ признается схема Гольдича для построения в ряд первичных минералов по степени их устойчивости к выветриванию.

Использование растрового электронного мшфоскопа и рентгеновского микроанализатора позволили обнаружить специфические морфо-структуры, связанные с процессом растворения (Куковский и др., 1984; Шоба и др., 1987; Berner, Holdren 1979 и др.).

Использование этого метод' наряду с традиционным изучением минералов позволяет более уверенно диагностировать селективность трансформации и растворения минералов, при этой выявляя особенности выноса химических элементов.

1.2. Состояние проблемы дифференциации минералогического состава в подзолистых почвах

2

Изменение содержания отдельных групп минералов в профиле подзолистых почв является признаком, на котором основываются представления о выветривании. Больше всего информации накоплено о дифференциации глинистых минералов (Горбунов, 1963; Градусов, 1976; Соколова, 1985 и др.).

Значительно меньше сведений о дифференциации ¡в профиле первичных минералов крупнее 0,01 мм. Пробелом в минералогических исследованиях почв является количественноеизучение состава первичных минералов во фракциях средней и мелкой пыли.

Основываясь на литературных данных по подзолистым почвам на суглинистых породах, может быть выделено несколько типов распределений первичных минералов по горизонтам. При этом пониженное содержание относительно неустойчивых минералов (полевых шпатов, амфиболов, слюд) в верхних горизонтах (Щукевич, 1946; Бубилина, 1975, 1983 и др.) или, наоборот, повышенное содержание в элювиальной толще неустойчивых минералов (Рубилина, 1975; Тонконогов и др., 1987; Иванов, Вагнер, 1987 и др.) связываются авторами с усилением интенсивности преобразования минералов в верхней части профиля либо с тем, что данные закономерности на связаны с почвообразованием и выветриванием. Этой ке точки зрения придерживаются те исследователи, которые не обнаруживают дифференциации минералогического состава в профиле подзолистых суглинистых почв (Иванов, 1988; Верба, 1990 и др.).

Дифференциация глинистых минералов в подзолистых почвах на суглинистых отложениях объясняется различной интенсивностью в профиле следующих процессов :-

1) кислотного гидролиза;

2) селективного выноса глинистых минералов в суспензиях;

3) трансформации глинистых минералов.

И хотя разными авторами признаются ведущими разные процессы либо их сочетания, конечные результаты весьма схожи. Элювиальные горизонты сильно обеднены разбухающим минералом монтыориллонитовой

группы и обогащены каолинитом. Несколько кРныпе обеднены верхние горизонты иллитами. Существует и такое мнение, что наблюдаемые изменения по профилю рентгеновских свойств ила могут быть связаны не с изменениями его фазового состава, а со сравнительно небольшими трансформационными изменениями различного характера глинистых минералов, слабо сказывающихся на валовом составе (Веркгаут, 1991).

. Большинством исследователей песчаных почв во фракциях крупнее 0,01 мм отмечается уменьшение содержания тяжелых минералов, полевых шпатов и слюд в верхних горизонтах, что объясняется более интенсивным выветриванием (Руднева, 1964'; 1984; Тонконогов, 1971 и др.).

Верхние горизонты песчаных почв отличаются также и по составу глинистых минералов. В дифференцированных песчаных почвах в верхних горизонтах формируется смектитовый компонент или минерал бей-деллит, а в недифференцированных песчаных почвах - вермикулито-вый компонент (Градусов, 1973"; Лялин, Соколова, 1981 и др.)..

Следует отметить, что разные регионы распространения подзолистых почв имеют различную степень изученности. Высказываемые суждения часто основаны на минералогических данных по ограниченному числу фракций, которые крайне редко обеспечены данными по дисперсности, микроморфологическим характеристикам, валовому сЬставу гранулометрических фракций. Все это приводит к предположительно^ характеру высказываний, затрудняет сопоставимость данных, полученных разными авторами и не позволяет увидеть общуй картину преобразования минеральной массы подзолистых почв.

Глава П. Природные условия районов исследования

В система почвенно-географического районирования (Добровольский, Урусевская, 1934) районы исследования относятся к Среднерусской провинции дерново-подзолистых почв, а в системе минералогического районирования' (Добровольский, 1964) к Центральнорусской провинции. В главе дана литолого-геоморфологическая, климатическая, геоботаническая и почвенная характеристика исследованной территории.

Глава Ш. Объекты и методы исследования

Материалы для проведения настоящей работы собраны автором на территории Московской и Костромской областей в составе экспедиции по почвенно-географическоцу районированию СССР кафедры географии

почв факультета почвове; эния МГУ в период с 198? по 1989 год. Основными объектами исследования стали подзолистые почвы, являющиеся .типичными для автономных позиций и отражающие разнообразие по-чвообразующих пород и генетических групп почв исследованной территории. Все почвы сформированы под лесной растительностью.

Разрезы 1-89 и 5-89 характеризуют слабодифференцированные почвы на древнеаллювиальных и флювиогляциальных песках, называемые нами как поверхностно-подзолистые. Разрез 6-89 характеризует дерново-подзолистую почву на песчаных отложениях. Разрезы 2-89 и 3-89 характеризуют дерново-подзолистые почвы на покровных суглинках. Заложены они в непосредственной близости от соответствующих разрезов 20 (Зайдельман, 1974) и М-75 (Дмитриев и др., 1980). Разрез КОЛ-1-83 характеризует подзолистую глинисто-дифференциро-ванцую грубогуцусовую почву с подзолисто-иллювиально-гуцусово-железистым субцрофилем, сформированную на покровном суглинке (Дворников и др., 1987). Разрез 8-89 характеризует дерново-подзолистую почву на моренном суглинке. Разрезы 7-89 и 4-89 характеризуют почвы на двучленных наносах в системе горизонтов А2-В.

Для всех почв был проведен сопряженный макро- и мезоморфологи-ческий анализ,. Для разреза КОЛ-1-83 были проведены микроморфологические описания почвенных шлифов с подсчетом глинистых кутан. Валовой состав почв в целом и отдельных гранулометрических фракций, а также общие химические и физико-химические анализы были выполнены в агрохимической лаборатории по общепринятым методикам (Арицушкина, 1970).

Непосредственными объектами для специальных исследований послужили гранулометрические фракции почв, выделенные по методике Н.И.Горбунова (Методы изучения... 1975),

Минералогический состав фракций 0,5-0,25; 0,25-0,05; 0,05-0,01 мм был исследован иммерсионным методом (Татарский, 1965; Иванов, Мешалкина, 1990).

Данные о минералогическом составе фракций 0,01-0,005, 0,0050,001 мм и сведения о субмикроморфологическим характеристиках полевых шпатов песчаных размерностей были получены с помощью растрового электронного микроскопа (РЭМ) НЭ М-2А фирмы "Hitachi" и рентгеновского микроанализатора фирмы "Link" . Данная аппаратура позволяла получать информацию о морфологии и проводить 'локальный качественный и полуколичественный микроанализ вещественного состава объектов исследования. (Добровольский, Шоба, 1978; Шоба, Седов и др., 1989).

Рис. I. Схема расположения разрезов

о

■ТОИ=1=В1

* Кологрив

4—ЯЯ о" в-агл

Места заложения разрезов на: д - пеоках

7-89

/' Л Мой&АЛ-::>•.г-.-'-ч

"ТЧ!?^ 112^4/.''• у \ -----

0 - покровных оуг-линках

□ - моренных отло-

ЛЗНЕЯХ

9 - двучленных отложениях

Районы о преобладанием следующих типов потаообразувднх пород:

- пески ---- -

покроЕянэ оуглгЕка\

- покрогакэ суглинки а пятна морея

Изучение дисперсности проводилось на основе данных гранулометрических анализов, выполненных в агрохимической лаборатории и данных о югебаниях размерности минералов крупнее 0,001 мм внутри выделенньк фракций, которые были получены путем измерения разме-. ров кавдого просчитываемого зерна при определении его минералогической принадлежности.

Соотношения разных групп глинистых минералов в илистой фракции, а также во фракциях средней и мелкой пыли были изучены рзнтгевдиф-рактометрическим методом с помощью дифрактометра ДРОН-3 (Соколова

1985 а).

В работе использовались некоторые опубликованные данные дня разрезов почв, расположенных на сопредельных территориях.

Для разрезов 4-89, 5-89, 6-89, 7-69 программа исследований была сокращенной. Исследовались минералогический состав фракций крупнее О,ОГмы, дисперсность, общие химические и физико-химические свойства почв.

. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Глава 1У. Морфология и микроморфология почв' Аналитические характеристики почв^

Морфологические исследования показали, что изученные почвы имеют характерные особенности почв подзолистого типа.

Микроморфологические исследования подзолистой и дерново-подзолистой почв с текстурно-дифференцированным профилем (р. КОЛ-1-83, р. Ш5) показали их схожесть с аналогичными почвами, изученными другими авторами (Ромашкевич, Герасимова, 1982; Турсина, 1988). Оценка запасов тонкодисперсного материала (главным образом ила), приходящегося на долю натечных образований в составе иллювиальных горизонтов, показала значительное накопление тонкодисперсного материала в горизонтах В. «

Для всех исследованных почв суглинистого состава верхние горизонты имеют более легкий гранулометрический состав по сравнению с нижними. Максимы илистых частиц в горизонтах В незначителен или вообще отсутствует, что может быть объяснено неполным диспергированием илистого материала кутан при подготовке образцов к гранулометрическому анализу. В противном случае следует признать, что в составе 1утан содержится много мелкой пыли, либо большое количество кутан определяется внутригоризонтным перераспределением ила. Исходя из распределений в профиле фракций крупнее 0,01 мм есть основания считать, что две почвы (р. 4-89 и р.7-89) двучленны в системе горизонтов А2-В, Остальные почвообразующие породы суглинистого состава предположительно однородны. Следует отметить, что варьирование содержания крупных фракций в профиле почв на морене значительно сильнее, чем в почвах на покровных суглинках. Гранулометрический состав почв на песчаных отложениях характеризуется слабой дифференциацией в профиле или она не носит закономерного характера.

Исследованные почвы характеризуются кислой и сильнокислой реакцией, слабой насыщенностью основаниями, аккумулятивным распределением гуьогса. По всем перечисленным свойствам исследуемые почвы являются типичными для рассматриваемых таксономических выделов.

Глава У. Минералогический состав фракций крупнее 0,001 мм Взаимосвязь размеров гранулометрических фракций и их минералогического состава

Принадлежность исследуемой территории к Центрально-Русской ми-' нералогической"провинции, где большую роль играет фенно-скандинавс-кий материал (Добровольский, 1964), отражается на - минералогическом составе изученных, почв. В составе легкой фракции кварц преобладает над полевыми шпатами. Содержание тяжелой фракции не велико и лишь в моренном суглинке, песчаной размерности достигает I-2% от веса фракции. Видовой набор группы тяжелых минералов однотипен по всем изученным разрезам: преобладают минералы групп роговой обманки, эпидота, рудных, гранатов. Остальные минералы входят в группу акцессорных, в суше их содержание незначительно. Ни по одной из перечисленных групп тяжелых минералов не наблюдается закономерной дифференциации в профиле исследованных почв. 1 Более сложная картина обнаруживается для легких минералов.

Почвы на песчаных отложениях Поверхностно-подзолистая песчаная почва (р. I 89)

1. Физическое дробление и химическое разрушение не оказывают влияния на минералогический состав среднепесчаной фракции.

2. Однако эти факторы приводят к уменьшению плагиоклазов в мзл-копесчаной фракции горизонта А1. Минералогический состав крупной пыли по горизонта!.! не изменяется, в этой фракции отмечено накопление фитолитов в верхней части профиля. В среднепылеваТой фракции горизонта А1 уменьшается количество плагиоклазов и железисто-магнезиальных глинистых минералов (слюд биотит-флогопитового ряда, • хлоритов, возможно лабильных силикатов ). Аналогичные закономерности для мелкой пыли горизонта А1 проявляются менее отчетливо (табл. I).

Поверхностно-подзолистая песчаная почва» р. 5-89 и дерново-подзолистая почва, р. 6-89

Проведенные исследования минералогического состава фракций

Минералогический состав тонкошяеватых фракций, % от числа зерен

Таблица I

Горизонт,, Суша Плагиоклазы . Калиевые Мусковит Каоли- Тяжелые -акцес-

глубина, Кварц полевых кислые средние полевые нет , глини-силйкаты гппим

см и основные пшаты стыэ оирии

__' " - ■ -_мин._

Поверхностно-подзолистая песчаная почва, р. 1-89 0,01 - 0,005 мы ,

А1 0-1 "73,5 18 7 - . . II 2 2 0,5 3 I

А1 5 71 19 .0,5 13 .2 I 1.5 4 1,5

В2 25-43 57,6 26 10 2 14 0.005 - 0.001 мм 4 0,5 7 3 2

А1 0-1 52,5 17,5 10,5 - 7 4 12 8,5 3 2,5

А1 5 51,5 18 13 5 5 7,5- 13 ; 2,5 2,5

В2 25-43 46 22,5 14,5 - 8 2 10,5 14 2,5 2,5

Подзолистая почва, р. КОЛ-1-83

0,01 г 0,005 ш

А2з 0-1 58 30 12,5 0,5 17 - 6 - I 2 3

20-30 64 27 12,5 I 13,5 3 - I 4 I

В2 65-90 59,5 29 13 I . 15 0.005 - 0,001 мм 2 — 2 3 3

А2! Щ В2 0-1 54,5 21,5 8 13,5 6 4 10 I 3

20-30 47,5 25 13 - 12 2 1,5 18 2,5 3,5

65-90 45 21,5 10.5 Дерново- II •подзолистая почва, р. '2-89 0,01 - 0,005 мм 2 I 26 3 • 1,5

А1 0-5 66 24 7 I 16 2 2 4. 1 I

А2 15-25 66 31 5 2 24 — - I

ВС 150-180 57 36 16 2 18 2 - 3 2 -

0,005- 0,001 им

А1 0-5 63 29 12 2 15 2 3 2 I -

А2 15-25 61 24 10 I 13 5 I 4 4 I

ВС 150-180 47 31 19 2 10 4 - 12 3 3

Дерново-подзолистая почва, р. . 3-89

А1 0-1 66 27 0,01 - 0,005 мм 9 2 16 I I I 4

А2 16-23 57 30 II 3 16 2 - 3 4 4

ВС 82-92 56 24 10 . 2 0,005 - 0,001 мм 12 2 - 10 7 I

А1 0-1 57 25 6 2 17 4 - 9 2 3

А2 16-23 55 35 13 22 2 I 4 3 -

ВС 82-92 51 27 15 12 3 2 13 I 2

Дерново-подзолистая почва р. 8-89

А1 0-1 52 34 0,01 - 0,005 мм 12 3 19 2 _ 4 5 3

А2 13-25 58 33 II 2 20 - - 3 5 I

ВС 80-110 62 27 9 I 17 - I 5 2 3

0,005 - 0,001 мм

А1 0-1 38 34 14 20 3 4 14 б I

А2 13-25 65 22 5 I 16 I I 5 2 4

БС 80-110 47 30 13 17 3 2 10 5 3

крупнее 0,01 ш не выяв1 т закономерной дифференциации минералогического состава по горизонтам.

Названные выше особенности могут быть объяснены исходя из того, что в профиле изученных почв наблюдается разная интенсивность выветривания, при этом в верхних горизонтах она'максимальна. Данный факт по-разному реализуется в дифференциации минералогического состава крупных гранулометрических фракций и контролируется в каждой фракции балансом поступления и исчезновения частиц данных размеров. На результаты баланса непосредственное влияние оказывает гранулометрический состав почвы. Дифференциация в профиле может наблюдаться по содержанию плагиоклазов, а во фракциях средней и мелкой пьши еще и по содержанию железисто-магнезиальных глинистых минералов.

Почвы на покровных суглинках Подзолистая почва (р. КОД-1-83)

Отмечается ряд закономерностей в формировании минералогического профиля крупных фракций.

1. Во фракции 0,25-0,05 мм в элювиальных горизонтах наблюдается уменьшение содержания полевых шпатов.

2. Во фракциях крупной пыли в верхних горизонтах уменьшается содержание средних и основных плагиоклазов, которые присутствуют р крайне незначительных количествах в почвообразующей породе.

3. Наблюдается очень 'незначительное колебание минералогического состава средней пыли (табл. I).

4. В составе мелкой пыли элювиальных горизонтов резко уменьшается содержание железисто-магнезиальных глинистых минералов (по-видимоцу, хлоритов, триоктаэдрических слюд биотит-флогопитового ряда, возможно и лабильных силикатов) и плагиоклазов. Уменьшение относительно неустойчивых минералов в подподстилочном горизонте

СА2^) максимально.

Полученный материал может свидетельствовать о том, что в подзолистой почве наиболее интенсивное выветривание локализовано в верхних нескольких сантиметрах горизонта А2, и сопровождается более интенсивным дроблением полевых шпатов (в первую очередь плагиоклазов) песчаных размерностей, а также уменьшением содержания плагиоклазов, и железисто-магнезиальных глинистых минералов ' во фракции мелкой пыли.

Дерново-подзолистые почвы, р. 2-89. р. 3-89

Минералогически^ состав характеризуется следующими особенностями: '

1) Наблюдается стабильность минералогического состава по профилю во фракциях мелкого песка (р. 2-89) и крупной пыли (р. 2-89, р. 3-89). •

2) Во фракции мелкого песка горизонта А1 (р. 3-89) наблюдается уменьшение содержания калиевых полевых пшатов.

3) Во фракции средней пыли отмечается уменьшение в верхней части профиля, до глубины В, кислых плагиоклазов (р. 2-89) и железисто-магнезиальных глинистых минералов (р. 3-89).

4) Фракция мелкой пыли в горизонтах А1 и А2 обоих разрезов обеднена кислыми плагиоклазами и железисто-магнезиальными глинистыми минералами.

В рассматриваемых дерново-подзолистых почвах наблюдаемые изменения минералогического состава охватывают всю верхнюю гумусо-эл ювиальную и элювиальную часть профиля. Данный факт связан либо с увеличением зоны, где выветривание сопровождается изменением минералогического состава, либо с более часты™ педотурбацияш (в сравнении с собственно подзолистой почвой, р. КОЛ-1-83). Уменьшение калиевых полевых шпатов во фракции мелкого песка в горизонте А1 (р. 3-89), по-видимоцу, связано с изменением размерности в пределах исследованной фракции.

Дерново-подзолистая почва (р. 8-89)

При изучении, внутрипрофильного изменения минералогического состава рассматриваемой почвы, которая сформирована на моренном суглинке, было обнаружено, что'во всех исследованных фракциях распределения по профилю отдельных групп минералов носят случайный характер. Это связано в первую очередь с сильным варьированием состава морены, а также со значительны!.! проявлением физического дробления, которое компенсирует потерю минералов во фракциях в результате кислотного гидролиза.

. Дерново-подзолистые почвы (р. 4-89, 7-89)

В рассматриваемых почвах не выявлено существенных изменений в содержании отдельных групп минералов по профилю во фракциях крупнее 0,01 мм.

Взаимосвязь размеров гранулометрических фракций и их минералогического состава

Проведенные исследования подтвердили отмечаемую в литературе закономерность, что при переходе от песчаных фракций к фракции крупной пьши наблюдается относительное увеличение содержания полевых пшатов и уменьшение доли кварца. Установлено, что при дальнейшем уменьшении размерностей фракции до средней и мелкой пыли относительное содержание кварца вновь увеличивается. Дня почв на покровных суглинках (р. 2-89 и р. 3-89) мелкий песок и крупная пыль хорошо сортированы (преобладают размеры зерен, соответствующие нижним границам фракций). В горизонте А1 разреза 3-89 во фракции мелкого песка появляются более крупные зерна, сортированность материала исчезает, причины этого не совсем ясны, однако это сопровождается уменьшением содержания калиевых полевых шпатов. Этот факт становится объяснимым если учитывать, что почти все зорна минералов этой группы по размеру находятся в пределах нижней границы фракции мелкого песка.

Аналогичные закономерности для мелкого песка и крупной пыли а выявлены в размере 8-89 - дерново-подзолистой почве, сформированной на моренном суглинке. Однако'во фракции среднего песка сортированность исчезает, наблюдается значительное варьирование размерности зерен в профиле, при этом какой-либо связи с -минералогическим составом не обнаруживается.

Следует признать, что для поверхностно-подзолистой песчаной почвы (р. 1-89) все фракции крупнее 0,01 мм являются сортированными. Максимальная сортированность мелкого песка в горизонте А1 может быть связана с усилением физического дробления этой фракции.

Рассмотрение варьирования дисперсности в профилях почв на песчаных отложениях (р. 5-89 и р. 6-89) и почв на.двучленных отложениях (р. 4-89 и.7-89) дало основание считать почвообразующиа породы, на которых формируются указанные почвы, неоднородными.

Аналогичные исследования варьирования размерности зерен внутри средней и мелкой пыли были предприняты для почв на суглинистых породах (р. 2-89, р. 3-89, р. 8-89). В средней пыли размерность зерен стремится к 0,01 мм - пределу дробления минералов. Для мелкой пыли распределение минералов по размерности почти равномерное, за исключением размера приближающегося к нижней границе фракции (0,001 мы), таких минералов значительно меньше. Тенденций црофиль-'ного изменения размерностей тонкопылвватых фракций не обнаружено,

по-видимоцу, из-за того, что многие факторы (поступление частиц в результате дробления более крупных фракций, химическое растворение, передвижение в суспензиях, природные варьирования) могут влиять на наблюдавши нами конечный результат.

Глава У1. Оценка преобразования полевых шпатов по данным их субмикроморфологии

Растровая электронная микроскопия и рентгеновский микроанализ поверхностей зерен полевых шпатов средне- и мелкопесчаной размерности, а также их сколов выявили ряд характерных особенностей субмикроморфологии.

В целом в профилях исследованных почв преобладают хорошо окатанные зерна. Обнаруживаемые на поверхности каверны травления можно отнести к четырем формам: I) изометричные мелкие до I мкм; 2) неправильной формы до 20 мкм; 3) вытяцутые извилистые шириной 1-2 мкм и длиной до 50 мкм; 4) вытянутые прямые шириной 1-5 мкм и длиной до 50 мкм.

Частота встречаемости каверн травления и их формы зависят от принадлежности зерна к той или иной группе полевых шпатов. Податливость к разрушению соответствует ряду Гольдича и увеличивается в следующем порядке: калиевый полевой шпат, альбит, олигоклаз. •• Первые и третьи выделенные нами формы каверн травления характерны для калиевых полевых шпатов. На поверхности альбитов и олигсклазов встречается все разнообразие форм. Степень корродированностн может изменяться по профилю почвы.

Для подзолистой почвы на покровном суглинке (р. К0Л-1-83) довольно значительные признаки растворения полевых шпатов зафиксированы лишь в подподстилочном горизонте А2^ )рис. 2). У олигоклазов площадь каверн травления может достигать 30$, у альбитов - 2С$, у калиевых полевых шпатов - 10^. Во всех остальных нижележащих горизонтах основная масса полевых шпатов имеет площадь каверн травления менее 1% от общей площади поверхности зере^. Однако до глубины 30 см, одно либо два из просмотренных зерен сильно корродированы, что может быть объяснено вовлечением в более глубокие горизонты зерен ранее находившихся непосредственно под подстилкой, которое происходит в результате педотурбаций. .

Рис. 2. Содержание полевых шпатов 0,5-0,05 мм разной степени корро-дированности, % от числа изученных зерен

м песка на покровннх оуглинках , ад морене

р. 1-89 р.2-89 р.3-89 р.КШ-1-83 р.8-89

калиевые полета шпаты

альбиты

Значительно меньше корродированы зерна из профиля дерново-подзолистой почвы на покровном суглинке, р. 2-89. Все калиевые шпаты имеют каверны траления общей площадью не превышающие 1$, и лишь небольшая часть из них в верхних 20 см корродирована на 1-352. В гумусовой и элювиальной частях профиля увеличивается число альбитов с корродированностыо-1-3$, а у олигоклаэов процент каверн травления достигает уже 3-10$. Отличительной <}собенностыо поведения плагиоклазов является наличие в нижних горизонтах и в условной почвообразую-щей породе небольшого числа зерен с корродированностью более 1$.

Для полевых шпатов из профиля дерново-подзолистой почвы на покровном суглинке (р. 3-89) наблюдаются аналогичные закономерности, что и для полевых шпатов разреза 2-89, хотя степень корродированное™ несколько выше.

Обращает на себя внимание недифференцированность профиля дерново-подзолистой почвы на моренном суглинке (р. 8-89) по степени корродированное™ калиевых полевых шпатов и олигоклазов. Корродирован-ность первых не превышает 1%, все же зерна вторых подвержены коррозии на 3-10$. По другому ведут себя альбиты: в гуг^усовой и элю»-виальной частях профиля примерно четвертая часть зерен корродирована на 3-10$, в нижних горизонтах почвы степень корродированности . не превышает 1-3$.

В поверхностно-подзолистой почве на песчаных 'отложениях (р. 1-89) альбиты и калиевые полевые шпаты в горизонте А1 корродированы на 1-3 и 3-10$. В нижних горизонтах корродированность заметно уменьшается, но не исчезает полностью.

» ,

Проведенные исследования не затрагивают вопроса количества мобилизуемого вещества. По качественным оценкам для исследованных образцов интенсивность растворения такова, что каверны травления могут быть как неглубокими до 5 мкм, так и уходить в глубь зерна, что подтверждается исследованиями сколов зерен.

Таким образом, прямыми микроскопическими наблюдениями установлен факт растворения в подзолистых почвах ослабленных зон кристаллической решетки с образованием каверн травления на поверхности зерен полевых шпатов песчаных размерностей. Зона максимального растворения локализуется в верхних нескольких сантиметрах. Особенно это характерно для собственно подзолистой почвы, где процесс выражен наиболее значительно и вследствие большого периода между педо-турбациями в'ремя воздействия этого процесса на зерна максимально.

Наличие сильнокорродированных зерен в дерново-подзолистых почвах во всей элювиальной части профиля может быть связано с усилением педотурбаций, либо с увеличением зоны достаточно сильного растворения, а может быть имеют место оба факта..

Наличие зерен корродированных более чем на 1% в нижней части профиля отдельных разрезов, может быть связано с тем, что процессы выветривания хотя и ослабевают, но не исчезают полностью, однако не исключена возможность унаследованноети диагностического признака - корродированности от предшествующих стадий почвообразования.

»

■Глава УП. Внутрипрофильная дифференциация глинистых минералов

В главе приведены результаты изучения профильного распределения основных групп глинистых минералов в исследованных почвах. Для поверхностно-подзолистой песчаной почвы (р. 1-89) выделяются несколько зон, различающихся по интенсивности и характеру преобразования ила. В верхней части горизонта А1 отмечаются стадийные трансформационные изменения, приводящие к относительно^ накопленияю лабильных минералов за счет образования смешанослойных структур типа слю-да-смедтит и слюда-вермикулит. В нижней части горизонта А1 и горизонтах В диагностируются почвенные хлориты. Пересчет на почву в целом, с учетом содержания ила показал, что в горизонте А1 разрушение глинистого материала не компенсируется глинообразованием. Во фракциях средней и мелкой пыли в горизонте А1 разрушаются хлориты и слюды биотит-флогопитового ряда. Относительное накопление иллитов может быть связано с поступлением из более крупных фракций в результате дробления.

В дерново-подзолистых почвах на,покровных суглинках (р. 2-89 и 3-89) наблюдается резкая дифференциация в распределении разных групп глинистых минералов. Для илистых фракций верхних горизонтов характерно уменьшение содержания лабильных силикатов (в первую очередь разбухающего минерала) и относительное увеличение содержания каолинита и хлоритизированных структур. Распределение иллитов в профилях равномерное. Пересчет на почву в целом, с учетом содержания ила, показал, что в рассматриваемых почвах верхние горизон- ■ ты обеднены всеми группами глинистых минералов. Во фракциях средней и мелкой пыли в верхних гумусовых и элювиальных горизонтах происходит обеднение слюдами биотит-флогопитового ряда и в меньшей

степени хлоритами, за счет чего они относительно накапливаются. Полученный материал может быть объяснен исходя как из разрушения глинистых минералов в» верхних горизонтах, так и их выноса без разрушения в суспензиях.

Для дерново-подзолистой почвы на моренном суглинке (р. 8-89) в илистой фракции наблюдаются аналогичные закономерности в распределении по профилю различных групп,глинистых минералов, что и для почв на покровных суглинках (р. 2-89 и р. 3-89). Отличительной особенностью являются случайный характер распределения в профиле глинистых минералов во фракциях средней и мелкой пыли, что вызвано значительный варьированием состава морены по горизонтам.

Глава УШ. Химический состав гранулометрических фракций и мелкозема почв в целом

Для валового химического состава исследованных суглинистых почв характерно типичное для подзолистых и дерново-подзолистых почв распределение: верхние горизонты почв обогащены кремнеземом и обеднены полуторными окислами. В подзолистой почве перераспределение оксидов наблюдается еще и в пределах элювиальной толщи. В горизонтах,обогащенных гуцусом,наблюдается относительное биогенное накопление кальция, фосфора и марганца. Окисел магния распределен по профилю как-и полуторные окислы. Для других элементов не было обнаружено закономерных изменений в профиле почв.

Анализ данных валового химического состава песчаной поверхностно-подзолистой почвы показал слабую дифференциацию профиля по содержанию всех элементов.

При рассмотрении валового химического состава отдельных гранулометрических фракций учитывалась согласованность этих данных с внутрипрофильной дифференциацией минералогического состава фракций.

Полученный материал свидетельствует, что почти все изменения минералогического состава крупных фракций отражаются на валовом составе фракций. Для почв на покровных суглинках это может служить дополнительным фактором дифференциации по валовому составу всего мелкозема. Для почвы на песке (р. 1-89) аналогичный факт не отражается на валовом составе всего мелкозема. Исключением является несогласованность минералогического и валового составов в мелком песке дерново-подзолистой почвы р. 3-89, что может быть связано с присутствием большого числа ' железистых конкреций и глинистых агрегатов в составе.фракции. Дифференциация в валовом составе крупной

пыли всех разрезов скорее всего связана с накоплением в верхней части профиля фитолитов. Отличительной особенностью почвы на морене (р. 8-89) является сильная вариабельность валового состава по црофшш.

Для илистых фракций наблюдается достаточная стабильность валового состава ила по профилю, при четкой дифференциации минералогического состава. В литературе существует несколько мнений на счет этого: I) это связано с накоплением в составе ила верхних горизонтов кварца (Соколова, 1985); 2) соответствия и не должно быть из-за того, что рентген фрактометрия характеризует лишь наиболее окрис-та/изованную часть ила (Рентгеновские методы... 1965); 3) наблюдаемые изменения рентгеновских свойств ила по профилю связаны с небольшими трансформационными изменениями (Беркгаут, 1991).

Выводы

Полученные материалы наиболее удовлетворительно объясняются исходя из следующих положений.

1. В подзолистых почвах Центра Русской равнины в формировании минералогического профиля главную роль играют процессы селективного растворения и криогенного дробления, по разному проявляющиеся

в разных гранулометрических фракциях.

а) в песчаных фракциях основным процессом, дифференцирующим минералогический состав,является криогенное дробление. Селективное растворение активирует процесс дробления,.изменяет предел дробимое-ти и ряд устойчивости минералов;

б) характер распределения минералов в пылевых фракциях контролируется с одной стороны поступлением частиц из более крупных фракций в результате растворения и дробления, с другой стороны - исчезновением частиц пыли в результате растворения;

. в) при формировании минералогического профиля глинистых минералов илистых фракций помимо указанных процессов важцую роль играют трансформационные изменения, а в почвах на суглинистых отложениях и передвижение минералов в суспензиях.

2. В исследованных подзолистых почвах выделяются следующие зоны проявления выветривания.

Первая зона, где проявление выветривания максимально, соответствует верхним приповерхностным горизонтам.

Вторая зона с несколько меньшим проявлением выветривания распространяется до глубины 20-40 см и ее появление вероятно связано с педотурбационными процессами.

Третья зона с минимальными проявлениями выветривания охватывает нижнюю часть профиля.

3. В зонах максимального проявления выветривания в крупных фракциях дифференциация профиля может наблюдаться по содержанию кислых плагиоклазов, а во фракциях средней и мелкой пыли еще и по содержанию железисто-магнезиальных глинистых минералов.

4. Исследования взаимосвязи колебания размеров гранулометрических фракций крупнее 0,01 мм и их минералогического состава имеют диагностическую роль: а) для выявления однородности почвообразующей породы, б) для диагностики изменения минералогического состава в результате преобразования первичных минералов или в результате изменения размерности фракций.

5. Генезис и гранулометрические характеристики почвообразухщих пород определяют особенности формирования минералогических профилей подзолистых почв. ,

На покровных суглинках основная дифференциация наблюдается з тонких фракциях, начиная со средней или мелкой пыли и связана с селективным растворением, а для илистых частиц, помимо этого, и с суспензионным выносом.

На песчаных отложениях дифференциация может наблюдаться в любой из фракций в зависимости от проявления двух взаимосвязанных процессов селективного криогенного дробления и селективного растворения, а в илистой фракции и в связи с интенсивными трансформационными изменениями.

На моренных отложениях и отложениях сложного генезиса из-за сильной вариабельности состава дифференциация, вызванная процессами преобразования минеральной массы, наблюдается лишь в илистой фракции.

Список работ, опубликованных по теме диссертации:

1. Преобразование первичных минералов в подзолистых почвах//

Бюллетень Почвенного института им. Докучаева, вып. 51.

1989. (в соавторстве)

2. Оценка преобразования минеральной массы в профиле подзолистой

суглинистой почвы заказника "Кологривский лес"// Почвоведение, 1992 . (в печати)