CC BY
24
ГЕНЕЗИС И ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
УДК 631.415
ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ В СЛАБООПОДЗОЛЕННЫХ ПОЧВАХ АБРАДИРОВАННЫХ МОРЕННЫХ РАВНИН СЕВЕРО-ЗАПАДА РОССИИ
Э.И. Гагарина, Т.А. Соколова, Е.Ю. Сухачева
Исследованы два профиля слабооподзоленных хорошо дренированных почв абрадиро-ванных моренных равнин северо-запада России. Они приурочены к бровкам и верхним частям склонов и развиты на двучленных породах — каменистом песчано-супесчаном наносе сложного генезиса, подстилаемом красно-бурым завалуненным моренным суглинком, что определяет отчетливую дифференциацию профиля по гранулометрическому и валовому химическому составу, а также по минералогическому составу ила.
В пределах нижнего наноса преобладает подфракция воднопептизируемого ила, представленного диоктаэдрическим иллитом, каолинитом с примесью неупорядоченных смеша-нослойных иллит-смектитов с преобладанием иллитовых пакетов. В пределах верхнего наноса возрастает доля водноагрегированного ила, содержащего еще больше каолинита, а также ди-октаэдрический иллит, упорядоченные и неупорядоченные смешанослойные иллит-смекти-товые и иллит-вермикулитовые минералы, хлорит и, возможно, вермикулит.
Ключевые слова: глинистые минералы, трансформация слоистых силикатов, почвы ледниковых ландшафтов, абрадированные моренные равнины.
Введение
На территории северо-запада Европейской России широко развиты моренные равнины. Современный облик их рельефа связан главным образом с абразионно-аккумулятивной деятельностью многочисленных региональных водоемов, образовавшихся в позднеледниковое время. Эти озера, уровни которых достигали абсолютных отметок 100 и более метров, подпруженные холмистыми образованиями главного конечно-моренного пояса, следовали за краем отступающего ледника, покрывая обширные территории, сложенные донной мореной. В связи с этим донные морены не сохранились в своем первоначальном виде: они были абрадированы водами при-ледниковых бассейнов на мелководьях и перекрыты озерно-ледниковыми осадками в более глубоких местах. Абразия поверхности морены сопровождалась выносом тонкодисперсного вещества и остаточным накоплением валунно-щебнисто-песчаного материала. В результате поверхностные слои морены оказались сложенными сильнокаменистыми супесями или песками мощностью 30—70 см, подстилаемыми красно-бурым валунным суглинком.
Слабая расчлененность рельефа абрадированных равнин, преобладание плоских междуречий и двучленный характер почвообразующих пород способствуют длительному сезонному переувлажнению, развитию верховодки и затрудненному дренажу. На плоских междуречьях создаются условия для развития болот. Наиболее дренированные почвы встречаются вдоль речных долин и по небольшим повышениям с обес-
печенным поверхностным стоком и оттоком верховодки. Отмеченные обстоятельства в сочетании с пестротой почвообразующих пород усложняют структуру почвенного покрова этих территорий.
Состав глинистого материала ила разной степени агрегированности основных типов почвообразующих пород и развитых на них почвенных профилей северо-запада Европейской России был изучен ранее [2—4]. Установлено, что в большинстве образцов глинистые минералы озерно-ледниковых глин имо-ренных отложений представлены диоктаэдрическим иллитом и каолинитом, а лабильные компоненты присутствуют в небольшом количестве в виде смектитовых и вермикулитовых пакетов в составе смешанослойных иллит-смектитов с преобладанием иллита.
В илистой фракции озерно-ледниковых глин и многих моренных отложений преобладает воднопеп-тизируемый ил (ВПИ), но в некоторых образцах моренных суглинков много водноагрегированного ила (ВАИ) и немного ВПИ. Во всех подфракциях ила сохраняется преимущественно иллит-каолинитовый состав, однако на этом фоне в отдельных образцах моренных суглинков ВПИ содержит больше смектитовых компонентов в смешанослойных структурах.
В статье представлены результаты исследования глинистого материала в двух разрезах слабоопод-золенных почв на двучленных отложениях, занимающих в ландшафте наиболее дренированные позиции. Именно они в районах распространения абрадиро-ванных моренных равнин чаще всего используются в земледелии.
Сложность изучения генезиса таких почв и определения их места в существующих генетических классификациях связана с неоднородностью исходной породы, на которой развит почвенный профиль. Элювиальные по илу горизонты, которые в подзолистых почвах на однородных покровных суглинках имеют мощность около 40 см, в почвах на двучленных отложениях совпадают с облегченным по гранулометрическому составу верхним наносом. Нижние горизонты, включая гор. В1, развиты в пределах другой породы — суглинистой и при этом завалуненной морены. Это исключает возможность сравнения элювиальных горизонтов с материалом породы, из которой они образовались, и делает невозможным балансовые расчеты по илу и по другим компонентам и соответственно расчет элювиально-аккумулятивных коэффициентов, которые необходимы для объективной оценки степени оподзоленности почвы [13]. Следует добавить, что в пределах верхнего наноса может наблюдаться или аккумулятивное, или элювиально-иллювиальное распределение подвижных соединений железа и алюминия по альфегумусовому типу [16,17].
Основное внимание уделено анализу профильного распределения отдельных групп глинистых минералов, сопоставлению минералогического состава воднопептизируемого и водноагрегированного ила, сравнению состава илистых фракций почв абрадиро-ванных равнин и почв, развитых на других породах.
Кроме собственно глинистых минералов, т.е. тонкодисперсных слоистых силикатов, изучали соединения железа, переходящие в различные вытяжки.
Объекты и методы исследования
Были заложены два разреза в верховьях р. Шарьи, притока р. Волхова (Любытинский р-н Новгородской обл.). Один из них (разр. 11) находился на бровке коренного берега реки, другой (разр. 12) — в верхней части склона. Обе почвы развиты под ельником-кисличником на двучленной породе: песчано-супесчаный слой (мощность 40—50 см) подстилается красно-бурым моренным суглинком. Генезис верхнего наноса не вполне ясен — это могут быть поверхностно-опес-чаненные моренные, озерно-ледниковые или флю-виогляциальные отложения.
Признаки оподзоленности в обоих разрезах отсутствуют, и только на контакте двух толщ можно увидеть сизоватые пятна. Почвы определены как дерново-слабоподзолистые супесчаные на красно-буром некарбонатном моренном суглинке [8]. Их особенность — палевая окраска подгумусовых горизонтов, которая объясняется отсутствием условий для развития восстановительных процессов, мобилизации и выноса железа в двухвалентной форме вследствие хорошего дренажа [7]. Различаются они тем, что почва разр. 12 имеет более яркую (желто-бурую) окраску подгумусового гор. АВ, связанную, вероятно, с лучшей дренированностью и более интенсивной и глу-
бокой абрадированностью моренного суглинка на этом участке.
Химические анализы выполняли в 80-х годах принятыми в то время методами [1]. Подфракции ила выделяли методом Н.И. Горбунова [5], их минералогический состав определяли рентген-дифрактомет-рически [14]; количественное содержание отдельных групп глинистых минералов — при помощи модифицированной методики Э.А. Корнблюма [9] (модификация заключалась во введении поправки на ЬР-фак-тор для монокристалла [12]).
Результаты и их обсуждение
Верхние горизонты обоих разрезов имеют супесчаный, а нижние — среднесуглинистый (разр. 11) и легкосуглинистый (разр. 12) состав (табл. 1). Эта дифференциация связана с исходной неоднородностью породы и, может быть, с влиянием процесса подзолообразования. Раздельно оценить влияние этих двух факторов не представляется возможным из-за неоднородности исходного наноса. В обоих профилях присутствует большое количество скелета, особенно в верхних горизонтах, где оно достигает десятков процентов.
Реакция среды по всему профилю почвы кислая, причем наиболее кислый — органогенный горизонт разр. 11 и верхний минеральный гор. А1 разр. 12 (табл. 2). Вниз по профилю значения рН несколько возрастают, и соответственно увеличивается степень насыщенности основаниями. В обоих разрезах по всему профилю гидролитическая кислотность значительно превышает обменную. Для верхних горизонтов это можно объяснить участием в ее формировании реакций депротонирования функциональных групп органических кислот с величинами рКа, превышающими значение рН КС1-вытяжки. В нижних горизонтах источником гидролитической кислотности являются реакции депротонирования гидроксильных групп на боковых сколах каолинита, других глинистых минералов и на поверхности их частиц гидроксидов железа [15]. Более точно идентифицировать источники этого показателя в нижних горизонтах не удалось из-за отсутствия информации о равновесных значениях рН в №ОАс-вытяжках.
В пределах нижнего наноса распределение различных соединений железа (табл. 3) довольно однородно, причем на долю несиликатного, переходящего в вытяжку Мера—Джексона приходится более трети от валового содержания элемента. Из этого количества примерно третья часть — оксалатно-раство-римые формы железа. Аналогичная закономерность была установлена для моренных суглинков, являющихся подстилающей породой значительной территории Центрального лесного заповедника [10]. Существенное превышение содержания железа в вытяжке Мера—Джексона над его количеством в вытяжке Тамма можно объяснить частичным растворением в первой
Таблица 1
Гранулометрический состав почв
Горизонт, глубина, см Скелет, % Содержание фракции с размером частиц (мм), %
1—0,25 0,25—0,05 0,05—0,01 0,01—0,005 0,005—0,001 < 0,001 < 0,01
Разрез 11
А1 4—8 12 18,0 40,1 16,9 6,1 6,0 12,9 25,0
А1 8—17 8 16,9 40,7 17,1 7,8 5,4 12,1 25,3
А1В 18—28 6 12,7 47,3 22,0 4,5 4,5 9,0 18,0
Впал 30—40 9 9,5 48,3 27,3 2,0 5,2 7,7 14,9
А2ВЕ 44—55 2 8,0 30,3 22,6 8,4 9,2 21,1 38,3
ВС 65—75 3 8,5 24,0 24,1 9,5 7,8 26,1 43,4
ВС 80—90 2 8,4 20,4 28,1 8,4 6,3 28,4 43,1
С 110—120 2 7,9 26,0 23,7 8,4 6,0 28,0 42,4
Разрез 12
А1 5—15 16 20,9 52,4 10,7 2,3 3,4 10,3 16,0
А1В 20—30 18 20,1 51,2 11,9 2,5 3,0 11,3 16,8
Впал 40—50 33 25,8 49,9 10,3 3,1 1,5 10,0 14,0
А2В 57—67 4 8,2 47,3 14,7 4,8 4,5 20,5 29,8
ВС 70—80 3 6,1 49,2 16,2 4,5 3,7 20,3 28,5
С 100—110 3 13,7 45,0 15,6 3,6 3,4 18,7 25,7
Таблица 2
Физико-химические свойства почв
Глубина, см Гумус, % рН Гидролитическая кислотность Н+ А13+ Са2+ МЕ2+ V, %
Н2О КС1 Смоль • экв/кг
Разрез 11
0—4 не опр. 4,6 3,8 68,7 4,1 1,8 21,3 15,4 35
4—8 7,2 5,1 3,8 16,4 0,2 3,3 3,1 2,1 24
8—17 2,2 4,8 4,1 7,3 0,1 2,2 1,5 1,0 26
18—28 0,9 5,1 4,4 6,6 0,1 1,2 1,2 1,0 24
30—40 0,8 5,3 4,4 4,3 0,1 1,1 1,0 1,0 14
44—55 0,5 5,0 3,8 8,5 0,1 3,6 1,0 2,1 27
65—75 0,4 5,0 3,6 8,1 0,1 3,4 3,1 2,1 39
80—90 0,3 5,2 3,6 6,7 0,1 2,3 4,1 3,1 52
110—120 0,2 5,2 3,6 5,4 0,1 1,2 5,6 3,1 62
Разрез 12
0—4 не опр. 5,3 4,6 86,1 2,2 0,2 29,7 13,3 33
5—15 6,1 4,9 4,0 15,1 0,1 2,1 2,1 1,5 19
20—30 1,6 5,1 4,2 7,3 0,1 1,3 1,5 1,0 26
40—50 1,4 5,3 4,4 5,2 0,1 0,7 1,5 1,0 33
57—67 0,7 5,0 4,0 8,5 0 3,2 1,5 3,1 35
70—80 0,3 5,1 3,8 8,2 0 3,2 2,1 2,6 36
тонкодисперсного гематита, придающего малиновую окраску подстилающему моренному суглинку, в то время как растворимость этого соединения в реактиве Тамма, как правило, меньше [6].
Таблица 3
Распределение разных форм Fe2Оз в составе силикатов и вытяжек, % на воздушно-сухую навеску
Глубина, см Валовое Силикатное Вытяжка Мера—Джексона Вытяжка Тамма Вытяжка Баскомба
Разрез 11
4—8 2,4 1,6 0,8 0,6 0,2
8—17 2,1 1,1 1,0 0,7 0,2
18—28 1,5 0,3 1,2 0,8 0,2
30—40 2,0 1,2 0,7 0,6 0,1
44—55 3,5 1,8 1,6 0,7 0,1
65—75 4,3 2,6 1,6 0,6 0,1
80—90 4,3 2,6 1,6 0,6 0,1
110—120 4,3 2,6 1,7 0,6 0,1
Разрез 12
5—15 3,0 2,3 0,7 0,3 0,2
20—30 1,8 1,0 0,8 0,4 0,2
40—50 3,2 2,3 0,9 0,2 0,1
57—67 4,1 2,5 1,5 0,3 0,1
70—80 3,9 2,3 1,6 0,4 0,1
100—110 4,1 2,6 1,5 0,5 0,1
В верхней части профиля, развитой в пределах супесчаного наноса, различия в содержании железа, переходящего в обе вытяжки, не столь контрастны, как в подстилающей породе, и можно предположить, что в них частично переходят одни и те же соединения элемента. Это могут быть Fe-органические комплексы, а также тонкодисперсный гётит (или ферригид-рит, или фероксигит), придающий палевую окраску горизонтам, залегающим под гумусово-аккумулятив-ным. При этом в разр. 11 в обеих вытяжках, а в разр. 12 в вытяжке Мера—Джексона с глубиной наблюдается некоторое увеличение количества подвижного железа, что может свидетельствовать о его миграции, вероятно, в форме органо-минеральных комплексов. В вытяжку Баскомба переходит еще меньше железа, чем в вытяжку Тамма, но интерпретация данных по его распределению в первой не всегда бывает однозначной. Считается, что в пирофосфатную вытяжку переходит железо, связанное с органическим веществом [6], но термодинамические расчеты показывают, что в условиях щелочной реакции среды могут частично растворяться и наиболее тонкодисперсные гидроксиды железа [11].
По валовому химическому составу резко различаются горизонты, развитые в пределах верхнего супесчаного и нижнего суглинистого наносов (табл. 4): верхняя часть обоих профилей обогащена кремнием, нижняя — алюминием и железом, а в разр. 11 еще и магнием. Эта хорошо известная закономерность связана прежде всего с обогащенностью крупных фракций кварцем — носителем кремния, а тонких — глинистыми минералами с высоким содержанием алюминия, железа и магния [13]. На этом фоне самый верхний минеральный горизонт содержит больше кальция и магния по сравнению с нижележащими, очевидно, за счет биологического накопления щелочно-земель-ных элементов.
Таблица 4
Валовой состав почв, % на прокаленную навеску
Глубина, см ППП, % ^02 М2О3 Ре203 СаО МЕО
Разрез 11
4—8 7,63 80,94 7,80 2,35 1,37 2,06
8—17 2,95 85,92 7,61 2,00 0,99 1,28
18—28 1,02 85,98 7,91 1,48 0,97 0,95
30—40 0,94 86,15 8,65 1,96 0,92 0,92
44—55 1,03 79,21 11,94 3,48 0,89 0,86
65—75 1,21 77,61 13,19 4,27 0,92 0,95
80—90 1,19 75,32 12,89 4,25 1,14 1,22
110—120 1,48 76,58 13,27 4,28 1,36 1,72
Разрез 12
5—15 7,08 80,31 11,49 2,98 1,18 1,21
20—30 1,93 81,90 13,18 1,82 1,09 1,10
40—50 0,87 82,00 10,92 3,18 0,89 0,93
57—67 1,12 80,77 11,88 4,05 0,76 0,80
70—80 1,29 79,43 12,61 3,90 0,79 0,83
100—110 1,59 78,26 12,68 4,15 0,90 0,91
В табл. 5 представлены данные по содержанию и минералогическому составу водноагрегированного и воднопептизируемого ила. Как видно из таблицы, в обоих разрезах в верхних горизонтах заметно преобладает ВАИ, а в нижних — основная часть илистой фракции представлена подфракцией ВПИ. Очевидно, в верхней части профиля органическое вещество способствует процессу агрегирования тонкодисперсных частиц, за счет чего и повышается доля ВАИ.
В минералогическом составе илистой фракции (табл. 5; рис. 1 и 2) наблюдаются отчетливые различия между горизонтами, развитыми в пределах и верхнего опесчаненого наноса, и подстилающего моренного суглинка. В подстилающем наносе илистая фракция как ВАИ, так и ВПИ состоит преимущест-
Таблица 5
Минералогический состав илистой фракции
Глубина, Категория Содержание категорий ила, % Каолинит + хлорит Иллит Лабильные минералы Хлорит Почвенный хлорит Кварц
см ила % от суммы трех компонентов в иле полуколичественная оценка
Разрез 11
4—8 1 54 30 16 + — +
8—17 1 58 25 17 + ? +
30—40 ВПИ 4 54 29 17 + — +
65—75 19 47 29 24 + — +
110—120 18 47 41 12 ? — +
4—8 8 52 23 25 + ? +
8—17 4 57 22 21 + ? +
30—40 ВАИ 3 54 25 21 + — +
65—75 6 52 30 18 + — +
110—120 5 47 37 16
Разрез 12
5—15 1 51 37 12 + — +
20—30 2 60 21 19 + — +
40—50 ВПИ 3 54 20 26 + — +
57—67 15 51 38 11 ? — +
100—110 16 45 47 8 ? — +
5—15 9 56 31 13 + ? +
20—30 7 58 20 22 + + +
40—50 ВАИ 7 53 37 10 ? — ?
57—67 3 51 30 19 + — +
100—110 5 49 26 25 ? — +
Примечание. «—» — минерал отсутствует, «+» — мало, «?» — присутствие минерала возможно, но однозначно не диагностируется.
венно из двух компонентов — каолинита и диоктаэд-рического иллита (рис. 1 и 2, кривые 4, 5). Лабильные компоненты не регистрируются в виде индивидуальных фаз и представлены, очевидно, пакетами в составе неупорядоченных смешанослойных иллит-смектитовых или иллит-вермикулитовых минералов с преобладанием иллитовых пакетов. Об этом свидетельствует асимметрия пика 1 нм на рентгенограммах исходных образцов (рис. 1 и 2,I, кривые 4, 5) с более пологим спадом в сторону малых углов и некоторое изменение дифракционной картины при насыщении глицерином (рис. 1 и 2, II, кривые 4, 5). В небольшом количестве в верхней части подстилающего наноса присутствует хлорит. Закономерных различий в процентном содержании минералов и в дифракционных спектрах между подфракциями ила не выявлено.
Горизонты, развитые в пределах верхнего опес-чаненного наноса, характеризуются более высоким
содержанием каолинита и более разнообразным составом глинистых минералов. Кроме каолинита и ди-октаэдрического иллита, которые в этой части профиля являются преобладающими компонентами илистых фракций, в них идентифицируются различные сме-шанослойные структуры как самостоятельные фазы. На рентгенограммах исходных образцов (рис. 1и2, I, кривые 1,2 и 3) присутствующие дифракционные максимумы в области 1,1—1,2 нм при насыщении глицерином смещаются в сторону меньших углов 9, при этом в области ~1,4 нм появляется пик. Такие дифракционные картины формируются, видимо, смешанослой-ными иллит-смектитами неупорядоченными и с тенденцией к упорядоченности. Появление максимумов в области 1,4 нм при насыщении глицерином может быть связано с наличием вермикулита, который в присутствии хлорита достоверно не диагностируется. Найденные смешанослойные минералы и вермикулит мож-
Рис. 1. Рентгенограммы воднопептизируемого (ВПИ) и водноагрегированного (ВАИ) ила из разр. 11с глубин 1 — 4—8 см, 2 — 8—17, 3 — 30—40, 4 — 65—75, 5 — 110—120 см: I — Mg-форма, исходный образец, II — насыщение глицерином, III —прокаливание при 350°, IV — прокаливание при 550°; цифры на кривых — нанометры (обозначения здесь и на рис. 2)
Рис. 2. Рентгенограммы воднопептизируемого (ВПИ) и водноагрегированного (ВАИ) ила из разр. 12 с глубин 1 — 5—15 см, 2 — 20—30, 3 — 40—50, 4 — 57—67, 5 — 100—110 см (другие обозначения см. в подрисуночной подписи к рис. 1)
но рассматривать как продукты трансформационных изменений унаследованных от породы иллитов.
Очевидно, что в самых верхних минеральных горизонтах, имеющих более кислую реакцию среды и содержащих больше органического вещества, трансформация должна происходить с наибольшей скоростью, что подтверждается снижением вниз по профилю интенсивностей и площадей рефлексов смешанослой-ных иллит-смектитов. Вместе с тем более интенсивная трансформация должна была бы приводить к закономерному снижению количества иллитов и увеличению лабильных минералов в гумусово-аккумулятив-ных горизонтах по сравнению с нижележащими. Как видно из табл. 5, эта закономерность проявляется только в ВАИ разр. 11. В остальных случаях распределение иллитов и лабильных минералов в илистых фракциях горизонтов, развитых в пределах верхнего наноса, имеет незакономерный характер.
Такое противоречие скорее всего связано с тем, что верхний опесчаненый нанос по литологическому составу был исходно не вполне однороден. В частности, наряду с диоктаэдрическими слюдами и иллита-ми он мог содержать и триоктаэдрические структуры с высоким содержанием железа в октаэдрах. Хорошо известно, что c увеличением количества этого элемента в октаэдрических позициях сильно возрастает интенсивность рефлекса 1 нм [22], по которой рассчитывается содержание иллитов по методике Корнблю-ма. Поэтому даже небольшая примесь триоктаэдриче-ских иллитов может вызвать существенное увеличение интенсивности данного пика, свидетельствуя о повышении процентного содержания этих минералов.
Другим компонентом подфракций ВПИ и ВАИ во всех горизонтах, развитых в пределах верхнего наноса обоих разрезов, является хлорит, дающий отчетливые рефлексы в области 1,4 нм после прокаливания при 550° (рис. 1 и 2, IV, кривые 1—3). В разр. 12 в под-фракции ВАИ гор. А1В (глубина 20—30 см) в небольшом количестве присутствует почвенный хлорит, дающий на рентгенограмме несколько расширенный пик 1,15 нм после прокаливания при 350° (рис. 2, III, кривая 2).
Полученный фактический материал позволяет привести некоторые суждения о процессах, участвующих в преобразовании глинистого материала в исследованных почвах. Несомненно, ведущий процесс изменения слоистых глинистых силикатов — трансформация унаследованных от породы иллитов в лабильные структуры. Конечными продуктами такой трансформации на современном этапе развития почв являются упорядоченные и неупорядоченные сме-шанослойные минералы и, возможно, вермикулит. Еще один вид трансформационных изменений слоистых силикатов — процесс хлоритизации, в результате которого образуются минералы группы почвенных хлоритов в подфракции ВАИ в гор. А1В разр. 12.
В других горизонтах этого разреза и разр. 11 данный минерал или отсутствует или достоверно не диагностируется ни в составе ВПИ, ни в составе ВАИ.
В то же время в подзолистых почвах европейской части России, в том числе развитых на покровных суглинках Центральной России [14] и на двучленных отложениях в Тверской обл. [16], почвенные хлориты в средней и нижней частях подзолистых горизонтов являются преобладающими компонентами илистых фракций. Показано, что в этих почвах степень хлоритизации и степень полимеризации прослоек гид-роксида алюминия в почвенных хлоритах коррелируют с рядом свойств, характерных для современных подзолистых почв, — рН, содержание органического вещества, концентрация растворенного углерода и различных соединений алюминия в почвенных растворах [16]. Соответствие степени хлоритизации определенным почвенным свойствам наблюдается и в почвах других стран [19]. Такое соответствие в сочетании с низким содержанием собственно хлоритов в составе тонких фракций дает основание предположить, что почвенные хлориты в гор. Е1 подзолистых почв и в других почвах и горизонтах имеют преимущественно аградационное происхождение.
В исследованных почвах этот путь также возможен, но нельзя исключать и образование почвенных хлоритов деградационным путем за счет растворения добавочного октаэдрического слоя собственно хлоритов [18], учитывая присутствие заметного количества этих минералов в илистых фракциях всех горизонтов в пределах верхнего наноса. Еще один возможный механизм образования почвенных хлоритов заключается в переходе алюминия из тетраэдрических позиций иллитов в межпакетные пространства с последующим гидролизом и полимеризацией [23].
Слабое развитие процесса хлоритизации в изученных почвах по сравнению с подзолистыми почвами других регионов Европейской России можно объяснить отсутствием или низким содержанием индивидуальной разбухающей фазы в составе тонких фракций, необходимой для формирования почвенных хлоритов по аградационному пути [20, 21 и др.].
В преобразовании минеральных компонентов исследованных почв принимают участие и процессы мобилизации и слабовыраженной нисходящей миграции железа. Учитывая дренированность профилей, отсутствие сильнокислой реакции среды и восстановительных условий, можно предположить, что миграция этого элемента происходит преимущественно в форме органо-железистых комплексов.
Выводы
• Отчетливая дифференциация слабооподзолен-ных хорошо дренированных почв абрадированных моренных равнин северо-запада России определяется преимущественно исходной литологической неоднородностью почвообразующей породы по грану-
лометрическому и минералогическому составу тонких фракций.
• В пределах нижнего наноса, представленного красно-бурым тяжелым моренным суглинком, преобладает подфракция воднопептизируемого ила, состоящего из диоктаэдрического иллита и каолинита с примесью неупорядоченных смешанослойных ил-лит-смектитов. В пределах верхнего наноса, представленного каменистым супесчаным наносом сложного генезиса, возрастает доля водноагрегированного ила, содержащего еще больше каолинита, а также диок-таэдрический иллит, упорядоченные и неупорядоченные смешанослойные иллит-смектитовые и ил-лит-вермикулитовые минералы, хлорит и, возможно, вермикулит.
• Ведущий процесс изменения слоистых глинистых силикатов в пределах верхнего наноса — трансформация унаследованных от породы иллитов в лабильные структуры. Конечными продуктами такой трансформации на современном этапе развития почв являются упорядоченные и неупорядоченные смеша-
нослойные иллит-смектитовые и иллит-вермикули-товые минералоги, возможно, вермикулит. Еще один вид трансформационных изменений слоистых силикатов — процесс хлоритизации, в результате которого появляется незначительное количество почвенных хлоритов в одном из двух профилей.
• Исследованные почвы по сравнению с подзолистыми почвами на других породах характеризуются значительно меньшим количеством почвенных хлоритов, что можно объяснить низким содержанием индивидуальной разбухающей фазы в составе тонких фракций, необходимой для формирования почвенных хлоритов по аградационному пути.
• В исследованных почвах есть признаки мобилизации и нисходящей миграции подвижных соединений железа. Учитывая хорошую дренированность профилей и отсутствие сильнокислой реакции среды, можно предположить, что миграция этого элемента происходит преимущественно в форме органо-желе-зистых комплексов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. М., 1970.
2. Бганцов В.Н. Морфогенетические особенности поверхностно переувлажненных почв Северо-Запада РСФСР, сформированных на глинистых озерно-ледниковых отложениях: Автореф. дис. ... канд. биол. наук. М., 1983.
3. Гагарина Э.И. Литологический фактор почвообразования (на примере северо-запада Русской равнины). СПб., 2004.
4. Гагарина Э.И., Зуев В.С., Чижикова Н.П. К характеристике илистых фракций почв на озерно-ледниковых глинах // Почвоведение. 1989. № 9.
5. Горбунов Н.И. Минералогия и физическая химия почв. М., 1978.
6. Зонн С.В. Железо в почвах (генетические и географические аспекты). М., 1982.
7. Ильичёв Б.А. Палево-подзолистые почвы центральной части Русской равнины. М., 1982.
8. Классификация и диагностика почв СССР. М., 1977.
9. Корнблюм Э.А., Дементьева Т.Г., Зырин Н.Г., Бири-на А.Г. Изменение глинистых минералов при образовании южного и слитого черноземов, лиманной солоди и солонца // Почвоведение. 1972. № 1.
10. Максимова Ю.Г. Роль несиликатных соединений Fe и Al и глинистых минералов в формировании кислотно-основной буферности подзолистых, болотно-подзоли-стых и перегнойно-глеевых почв и выделенных из них гранулометрических фракций: Автореф. дис. ... канд. биол. наук. М., 2013.
11. Понизовский А.А., Пинский Д.Л., Воробьёва Л.А. Химические процессы и равновесия в почвах. М., 1986.
12. Пущаровский Д.Ю. Рентгенография минералов. М., 2000.
13. Роде А.А. Подзолообразовательный процесс. М.; Л., 1937.
14. Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах: Учеб. пособие. М., 2005.
15. Соколова Т.А., Толпешта И.И., Трофимов С.Я. Почвенная кислотность. Кислотно-основная буферность почв. Соединения алюминия в твердой фазе почвы и в почвенном растворе. Тула, 2012.
16. Толпешта И.И. Подвижные соединения алюминия в почвах ненарушенных экосистем южной тайги: Автореф. дис. ... докт. биол. наук. М., 2010.
17. Тонконогов В.Д. Глинисто-дифференцированные почвы Европейской России. М., 1999.
18. Чижикова Н.П. Вопросы генетической интерпретации данных минералогического состава илистых фракций почв // Проблемы почвоведения. М., 1981.
19. Barnhisel R.I., Bertch P.M. Chlorites and Hydroxy-Interlayered Vermiculite and Smectite // Minerals in Soil Environments. Madison, USA, 1989.
20. Brindley G.W., Chin-Chun K. Formation, Composition and Properties of Hydroxy-Al and Hydroxy-Mg-Montmoril-lonite // Clays and Clay Minerals. 1980. Vol. 28.
21. Karathanasis A.D. Compositional and Solubility Relationship between Aluminum-Hydroxyinterlayered Soil-Smectites and Vermiculites // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1988. Vol. 52.
22. Soil mineralogy with environmental application / Eds. J.B. Dixon, D.G. Schultze. Madison, 2002.
23. Vicente M.A., Razzaghe M, Robert M. Formation of aluminium hydroxyl vermiculite (intergrade) and smectite from mica under acidic conditions // Clay Minerals. 1977. Vol. 12.
Поступила в редакцию 26.01.2014
CLAY MINERALS IN WEAKLY PODZOLISED SOILS
OF ABRADED MORAINE FLAT LANDS IN THE NORTHWEST REGION OF RUSSIA
E.I. Gagarina, T.A. Sokolova, E.Yu. Sukchatcheva
Two profiles of well drained weakly podzolised soils occurring on abraded moraine flat lands in the Northwest region of Russia were studied. The soils have been derived from the two-layered sediment: the upper layer consisting of stony sandy material of mixed genesis is bedded upon the loamy moraine sediment with numerous boulders.
Clay minerals in the underlying moraine sediment are represented by kaolinite and dioctahe-dral illite with some admixture of irregular mixed-layered illite-smectite with predominance of illite component. In the upper layer clay material composition is more diverse and apart from kaolinite and illite contains regular and irregular mixed-layered illite-smectite and illite-vermiculite, chlorite and probably vermiculite and pedogenic chlorite. Mixed-layered minerals and vermiculite are considered to be the products of illite transformation.
Key words: clay minerals, transformation of layered silicates, soils on glacial drifts, abraided moraine flat lands.
Сведения об авторах
Гагарина Эльвира Ивановна, докт. биол. наук, профессор каф. почвоведения и экологии биол.-почв. ф-та СПбГУ. E-mail: y.f.gagarin@gmail.com. Соколова Татьяна Алексеевна, докт. биол. наук, профессор каф. химии почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8(495) 939-50-10; e-mail: sokolt65@mail.ru. Сухачева Елена Юрьевна, канд. биол. наук, доцент, зам. директора Центрального музея почвоведения им. В.В. Докучаева СПбГУ. E-mail: lenasoil@mail.ru.
