CC BY
32
ХИМИЯ ПОЧВ
УДК 631.415
ХИМИКО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВ
ЦЕНТРАЛЬНОГО ЛЕСНОГО ЗАПОВЕДНИКА В МЕСТАХ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
КАРСТОВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ1
Н.Н. Маряхина, Ю.Г. Максимова, И.И. Толпешта, Т.А. Соколова
Спецификой профиля почвы, развивающейся по краю карстовой воронки, по сравнению с профилем почв, находящихся в 10 м от нее, является наличие карбонатного горизонта с глубины 116 см, несколько повышенное содержание обменного кальция и оксалатно-растворимых форм железа в слоях подстилки и гор. АЕ. Это можно объяснить более активным вовлечением данных элементов в биологический круговорот в местах близкого залегания карбонатов.
По величинам рН, содержанию и профильному распределению гумуса и обменных калия, натрия, водорода, алюминия, по минералогическому составу илистой и тонкопылеватой фракций, профильному распределению оксалатно-растворимых соединений железа палево-подзолистые почвы Центрального лесного государственного природного биосферного заповедника (ЦЛГПБЗ), развитые на участке проявления карста, существенно не отличаются от таковых, находящихся вне этой зоны.
Ключевые слова: подзолистые почвы, состав глинистых минералов, кислотно-основные свойства, карстовые ландшафты.
Введение
Почвенный покров территории ЦЛГПБЗ, расположенного в Нелидовском р-не Тверской обл., характеризуется большой неоднородностью в связи с разнообразием условий рельефа и дренажа, варьированием состава почвообразующих пород, частыми ветровалами и сложной историей развития ландшафтов в дочетвертичное и четвертичное время [4, 14, 17, 19, 21, 22].
Одним из факторов, оказывающих существенное влияние на структуру почвенного покрова и свойства почв, является глубина залегания карбонатов, представленных преимущественно обломками карбонатных пород в составе моренных отложений. При их близком залегании в засушливые периоды года восходящее движение насыщенных кальцитом почвенных растворов из почвообразующих и подстилающих пород местами может приводить к повышению рН в гор. Е до значений 6—7, совершенно не свойственных подзолистым горизонтам [1].
На некоторых участках территории заповедника встречаются карстовые формы микрорельефа в виде одной или серии воронок по 2—5 шт. диаметром 2—3 м и глубиной 1—2 м. По мнению Ю.Г. Пуза-ченко [15], участки с карстовыми образованиями чаще всего приурочены к местам наиболее близкого к поверхности залегания карбоновых известняков. Вопрос о том, отличаются ли подзолистые почвы таких участков от почв остальной территории, до сих пор не рассматривался.
В настоящей работе представлены результаты изучения подзолистых почв, развитых на участке проявления карста.
Объекты и методы исследования
Объекты исследования — два разреза подзолистых почв, один из которых (4-2006) заложен в 0,5 м от края карстовой воронки, а второй (5-2006) — примерно в 10 м от первого, вне зоны видимого проявления карста. Оба разреза расположены на пологом (уклон ~3°) склоне восточной экспозиции в 2—3 м от начала более крутого склона к оврагу, под смешанным лесом (ель, береза, рябина, вяз, клен, в подлеске — орешник, в напочвенном покрове преобладают кислица, зеленчук, земляника, звездчатка). Оба профиля развиты на двучленных отложениях: горизонты АЕ и Е — в толще легкого покровного суглинка, горизонты IIBD и ПBDCa — в пределах тяжелосуглинистых плохо сортированных валунных моренных отложений. Горизонт ПЕВ совпадает с переходом от покровного суглинка к морене.
При морфологическом описании установлено, что в разр. 4-2006 профиль состоит из горизонтов: L (~1 см), F (1-3 см), АЕ (3-6(20) см), Е (6(20)-34(40) см), ПЕВ (34(40)-40(47) см), ПBD (40(47)-116 см), ПBDСа (116-130 см). В профиле разр. 5-2006 наблюдается следующая последовательность горизонтов: L (0-2 см), F (2-3(10) см), АЕ (3(10)-13(14) см), Е (13(14)-37(40) см), ПЕВ (37(40)-47(51) см), ПBD
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 08-04-00159а).
(47(51)—120 см). Из приведенного строения профилей следует, что обе почвы имеют сходный набор генетических горизонтов примерно одинаковой мощности. В обоих разрезах гор. Е имеет палевую окраску, что свойственно подзолистым почвам ЦЛГПБЗ, формирующимся в условиях хорошего дренажа. Это дало основание М.Н. Строгановой [21, 22] назвать их палево-подзолистыми.
Основное различие между профилями заключается в том, что почва, развитая на краю карстовой воронки, имеет в своей нижней части карбонатный горизонт, в то время как в профиле разр. 5-2006 до глубины 120 см таковой обнаружен не был. Наличие его исключать нельзя, но на большей глубине, которая не была вскрыта. Карбонатный горизонт содержит обломки известняка и рассеянные карбонаты, обеспечивающие вскипание от HCl по всей толще.
Химические свойства определяли в трехкратной повторности общепринятыми методами и по [7]. Исходный образец массой около 300—600 г после высушивания, растирания и просеивания через сито 1 мм делили на три приблизительно равные части и из каждой такой пробы брали отдельные навески на анализы.
Фракции ила (<1 мкм) и тонкой пыли (1—5 мкм) выделяли по методике Р.Х. Айдиняна [2] без применения химических реагентов. Минералогический состав тонких фракций определяли методом рентген-дифрактометрии [18]. Количественное содержание отдельных групп глинистых минералов определяли в одной повторности по модифицированной методике Э.А. Корнблюма и др. [12]. Модификация заключалась во введении поправки на LP-фактор при оценке интенсивности рефлексов (поправку брали для монокристалла [13, 16], так как на дифрактометре снимали ориентированные препараты тонких фракций).
Результаты и обсуждение
Общие химические свойства. Почвы обоих разрезов, за исключением карбонатного горизонта разр. 4-2006, характеризуются кислой реакцией среды, причем наиболее кислым является гор. АЕ, в котором значения рН водной и солевой суспензий составляют ~4,4 и 3,7 соответственно. Этот горизонт содержит значительное количество органических кислот, но они в меньшей степени нейтрализуются основаниями, поступающими с растительным опадом, чем в органогенных горизонтах. Поэтому в горизонтах L и F значения рН примерно на единицу выше, чем в гор. АЕ. В подзолистом гор. Е количество органических кислот снижается, и значения рН повышаются до 4,9 и 4,4 в водной и солевой суспензиях соответственно. Вниз по профилю этот показатель продолжает увеличиваться, достигая значения 8,35 в водной суспензии карбонатного горизонта разр. 4-2006. В целом найденные значения рН водной и солевой суспензий во всех горизонтах, кроме карбонатного, укладываются в данные по разбросу этого
показателя в палево-подзолистых почвах ЦЛГПБЗ, основанные на массовом материале и статистической обработке [19].
Различие между профилями заключается в высоких значениях рН в карбонатном и органогенных горизонтах L и F разр. 4-2006, находящегося на краю карстовой воронки, по сравнению с разр. 5-2006. Поскольку это различие не затрагивает горизонты АЕ, Е и ЕВ, можно заключить, что оно связано с большим количеством оснований в составе растительного опа-да, поступающего в органогенные горизонты почвы разр. 4-2006. Учитывая, что при морфологическом описании профилей было отмечено наличие корней до самого дна обоих разрезов, логично предположить, что в разр. 4-2006 за счет присутствия карбонатов в нижней части профиля в биологический круговорот и соответственно в подстилку поступает большее количество кальция.
Из табл. 1 видно, что в гор. АЕ обоих разрезов наблюдается почти одинаковое и довольно высокое содержание С орг. (~3,5%), что согласуется с массовыми данными, полученными Л.О. Карпачевским и М.Н. Строгановой [10] для палево-подзолистых почв ЦЛГПБЗ. Вниз по профилю количество органического вещества резко убывает. Одним из существенных факторов, способствующих его аккумуляции в гор. АЕ подзолистых почв заповедника, является широкое распространение здесь ветровальных явлений [4].
Максимальное содержание обменного кальция прослеживается в органогенных горизонтах (27— 38 смоль-экв/кг), для которых термин «обменные катионы» можно использовать лишь весьма условно. Эти горизонты состоят из слаборазложившихся растительных остатков, и в МН4С1-вытяжку, используемую для вытеснения обменных оснований, частично переходят катионы, находящиеся в составе растительных тканей.
Содержание обменного кальция в гор. L разр. 4-2006 значительно выше, чем 5-2006, развитом вне зоны визуально диагностируемого проявления карста. Это наблюдение полностью согласуется с высказанным выше предположением о поступлении здесь на поверхность почвы большего количества элемента с растительным опадом. В минеральных горизонтах АЕ и Е количество обменного кальция уменьшается почти на порядок (до 0,4—1,4 смоль-экв/кг) и вновь увеличивается вниз по профилю до 10 смоль-экв/кг по мере утяжеления гранулометрического состава и приближения к карбонатному горизонту, но существенной разницы между профилями по этому показателю не обнаруживается. В целом по всему профилю содержание обменного кальция соответствует величинам, полученным на статистически обработанном массовом материале для палево-подзолистых почв ЦЛГПБЗ [10, 19].
Неожиданные закономерности были выявлены в содержании и профильном распределении обменного магния. Его количество оказалось ниже предела обнаружения в гор. L разр. 4-2006 и в обоих
Таблица 1
Общие химические свойства почв (средние значения из трех повторностей; для значений рН приводится логарифм среднего
из трех повторностей значений активности Н+)
Горизонт РНвод. РНсол. Сорг., % Обменные, смоль-экв/кг
Са2+ Мв2+ к+ А13+ Н+ £
Разрез 4-2006
Ь 5,92 5,38 н/о* 37,90 0.00 3,74 0,83 0,00 5,04 47,51
Б 5,43 4,85 н/о 36,40 7,59 3,32 0,94 0.04 4,25 52,54
АЕ 4,39 3,65 3,41 1,90 10,53 0,09 0,06 3,69 0,24 16,51
Е 4,90 4,42 0,91 0,67 4,73 0,02 0,03 1,11 0,12 6,68
ПЕВ 5,29 4,14 0,42 1,50 4,30 0,03 0,07 1,38 0,02 7,30
ПВD 5,92 4,88 0,62 9,77 0,40 0,11 0,02 0,02 0,02 10,34
8,35 н/о 0,31 27,23 0,26 0,13 0,14 н/о н/о 27,76
Разрез 5-2006
Ь 5,23 4,98 н/о 27,44 0.00 3,54 1,50 0,24 4,24 37,08
Б 5,08 4,51 н/о 34,99 0,00 1,92 0,55 1,10 4,23 43,16
АЕ 4,46 3,68 3,45 2,03 7,61 0,10 0,06 3,59 0,19 10,26
Е 4,85 4,33 1,32 0,57 4,40 0,03 0,04 1,54 0.04 5,16
ПЕВ 5,28 4,16 0,59 1,30 6,61 0,04 0,07 1,34 0,01 8,12
ПВD 6,11 4,45 0,36 10,37 0,80 0,12 0,15 0,12 0,01 11,49
* Н/о — не определяли.
органогенных горизонтах разр. 5-2006. Напротив, в минеральных горизонтах АЕ, Е и ЕВ количество элемента в ППК обоих разрезов резко возрастало до 4—10 смоль-экв/кг, почти на порядок превышая содержание обменного кальция. В нижележащих горизонтах подстилающей породы оно вновь снижалось до десятых долей смоль-экв/100 г.
Статистическая обработка массового материала по содержанию обменного магния в палево-подзолистых почвах ЦЛГПБЗ выявляет совершенно иную картину: этот показатель снижается от целых ммоль-экв/100 г в органогенных горизонтах до десятых долей в минеральной части профиля, незначительно увеличиваясь только в подстилающей породе за счет утяжеления гранулометрического состава [10, 19].
Такое необычно высокое содержание и профильное распределение обменного магния нельзя объяснить близким залеганием карбонатов, так как его максимум наблюдается не в карбонатном, а в вышележащих горизонтах. Ниже по тексту обсуждаются данные по минералогическому составу тонкодисперсных фракций в разр. 4-2006, из которых следует, что состав глинистых минералов в профиле этого разреза принципиально не отличается от такового в почвах других участков заповедника. Поэтому повышенное содержание обменного магния и специфику его профильного распределения нельзя отнести за счет особенностей состава глинистых минералов. Этому можно предложить следующее объяснение. На расстоянии около 1 км вверх по склону от исследуемых разрезов до конца 80-х гг. находились колхозные пахотные угодья, в настоящее время поросшие молодым осиново-березовым лесом и
кустарниками ивы. По всей вероятности, почвы здесь систематически известковали доломитовой мукой, и обогащение их обменным магнием произошло за счет поступления этого элемента с боковым током почвенных растворов вниз по склону с последующим его закреплением в ППК.
Боковому передвижению почвенной влаги в исследуемых почвах несомненно способствует двучлен-ность почвообразующих пород, так как подстилающий нанос представлен слабопроницаемой для воды тяжелосуглинистой мореной, по которой в толще покровного суглинка и осуществляется боковой сток почвенных растворов в периоды максимальной во-донасыщенности почвы, т.е. во время снеготаяния и осенних дождей.
Экспериментальные наблюдения И.И. Васильева [5] показали, что на территории южных лесничеств ЦЛГПБЗ до 50% от общей суммы атмосферных осадков приходится на боковой сток. Вместе с почвенной влагой в нижнюю часть склона поступают растворенные в ней вещества. Можно предположить, что именно такой механизм привел к обогащению обменным магнием почв нижней части склона исследуемого участка.
В обоих профилях содержание обменных калия и натрия достигает максимума в органогенных горизонтах L и F, где оно измеряется целыми смоль-экв/кг, снижаясь до сотых долей в горизонтах АЕ и Е и вновь возрастая в горизонте подстилающей породы до десятых долей смоль-экв/кг в связи с утяжелением гранулометрического состава. Данные по содержанию и профильному распределению этих элементов в ис-
следованных почвах существенно не отличаются от массовых данных, полученных для других участков заповедника [10, 19].
Обменная кислотность в органогенных горизонтах формируется преимущественно обменным водородом, а в минеральных — почти исключительно обменным алюминием, что подтверждает установленную В.А. Черновым [26] закономерность. В соответствии с профильным распределением значений рН в минеральных горизонтах максимум обменной кислотности приходится на гор. АЕ, вниз по профилю этот показатель снижается, доходя почти до нуля в гор. IIBD. Существенных различий между профилями в количестве и профильном распределении обменной кислотности не выявлено. От большинства подзолистых почв других участков ЦЛГПБЗ [10, 19] оба профиля отличаются отсутствием обменной кислотности в гор. IIBD.
Содержание железа в вытяжках Тамма и Баскомба (табл. 2). Считается, что в вытяжку Тамма переходит железо всех аморфных соединений, в то время как вытяжка Баскомба извлекает аморфное железо, связанное с органическим веществом; по разности между этими показателями можно определить количество минерального аморфного железа [8].
В действительности реактив Тамма способен извлекать не только аморфные, но и кристаллические соединения железа в зависимости от степени окрис-таллизованности, гидратированности и агрегации частиц [6]. Поэтому было бы более корректно группу соединений, извлекаемых реактивом Тамма, называть оксалатно-растворимой [7]. Вытяжку Баскомба тоже нельзя считать строго селективной по отношению к железу, связанному с органическим веществом, так как она извлекает часть свежеобразованных гидроок-
Таблица 2
Содержание железа (средние значения из трех повторностей), ммоль/кг
сидов элемента за счет образования с ним относительно устойчивых пирофосфатных комплексов [7].
В нашем случае содержание соединений железа в вытяжках Тамма и Баскомба имеет ярко выраженный максимум в горизонтах АЕ и Е, где оно достигает 20—70 ммоль/кг; в органогенных горизонтах и подстилающей породе оно снижается до единиц моль/кг, т.е. на порядок и более. В органогенных горизонтах такое снижение частично связано с тем, что этот показатель рассчитывали на воздушно-сухую навеску. С учетом того, что потеря при прокаливании в горизонтах L и F подзолистых почв ЦЛГПБЗ составляет >90 и >80% [19] соответственно, приведенные в табл. 2 величины содержания железа в вытяжках из горизонтов подстилки для корректного сравнения с данными по минеральным горизонтам должны быть увеличены почти на порядок. Необходимо также учитывать, что вытяжка Тамма разработана для извлечения соединений аморфного железа из минеральных горизонтов [8].
Резкое снижение количества элемента в обеих вытяжках в горизонтах IIBD по сравнению с вышележащими объясняется как литологическими особенностями подстилающего наноса, так и слабой проработкой его процессами почвообразования.
В распределении железа в обеих вытяжках наблюдаются некоторые различия между профилями: в разр. 4-2006 максимум содержания этого элемента в обеих вытяжках приурочен к гор. АЕ, в то время как в разр. 5-2006 его количество в вытяжке Тамма имеет максимум в гор. Е, а в вытяжке Баскомба извлекает примерно равные количества железа из горизонтов АЕ и Е. Учитывая, что по морфологическим признакам и величинам рН в горизонтах АЕ и Е профили мало отличаются друг от друга, можно заключить, что в профиле 4-2006 большее количество железа участвует в биологическом круговороте и возвращается на поверхность почвы с растительным опадом. Это предположение косвенно подтверждается более высоким его содержанием в обеих вытяжках из гор. L профиля 4-2006 по сравнению с соответствующими данными профиля 5-2006.
В минеральных горизонтах АЕ и Е основная часть (70—80%) железа, извлекаемого вытяжкой Тамма, переходит также и в вытяжку Баскомба, в то время как в нижележащих горизонтах пропорция обратная: на долю железа в пирофосфатной вытяжке приходится только 20—30% от общего его количества в вытяжке Тамма. Эта закономерность связана с тем, что в верхних горизонтах почв содержится больше железоор-ганических комплексов и больше свежеосажденных, наиболее тонкодисперсных гидроксидов элемента.
Б.А. Ильичев [9] отмечает, что в суглинистых подзолистых почвах с палевым гор. Е в различных регионах Европейской России максимум содержания оксалатно-растворимого железа может приходиться как на гор. АЕ, так и на гор. Е. Обычно это наблюдается при подподстилочном оподзоливании.
Горизонт Вытяжка Вытяжка Бас- д*
Тамма комба
Разрез 4-2006
Ь 2,41 1,25 1,16
Б 8,44 5,96 2,48
АЕ 71,87 59,22 12,65
Е 32,40 21,23 11,17
11ЕВ 16,86 5,59 11,27
ПВБ 11,60 2,17 9,43
пвб& 5,67 1,30 4,37
Разрез 5-2006
Ь 2,39 1,73 0,66
Б 3,43 1,81 1,62
АЕ 48,46 40,99 7,47
Е 57,57 39,76 17,81
11ЕВ 26,50 6,85 19,65
ПВБ 16,73 2,65 14,08
* Разница между содержанием железа в вытяжках Тамма и Баскомба.
По литературным данным, в палево-подзолистых почвах ЦЛГПБЗ также встречаются разрезы с разными типами профильного распределения содержания железа в вытяжке Тамма: в одних максимум приурочен к гор. АЕ, в других — к палевому гор. Е [3, 4, 10]. Очевидно, что в последнем случае происходит некоторое перераспределение подвижного железа в процессе почвообразования — его вынос из гумусированного горизонта и накопление в гор. Е. Повышенное содержание оксалатно-растворимых соединений железа в гор. Е может также быть связано с частичным растворением Бе—Мп-конкреций [23], количество и состав которых при обычной подготовке образцов к анализу не контролируются.
Минералогический состав тонких фракций (табл. 3; рисунок). Минералогический состав илистой фракции в разр. 4-2006 отчетливо дифференцирован по генетическим горизонтам. Горизонт Е характеризуется минимальным содержанием лабильных минералов и наиболее высоким каолинита, который по примененной нами методике определяется совместно с хлоритом. Поскольку присутствие последнего в этом горизонте диагностируется неоднозначно, можно считать, что в их сумме преобладает каолинит.
В гор. АЕ по сравнению с гор. Е также наблюдается высокое содержание каолинита, увеличение количества лабильных минералов и снижение иллита. В обоих горизонтах лабильные минералы представлены преимущественно вермикулитом. В гор. АЕ кроме вермикулита присутствуют также смешанослойные иллит-вермикулитовые минералы, которые диагностируются по диффузному рассеянию в области 1,0—1,4 нм на рентген-дифрактограмме препарата исходного образца (рисунок — I, кривая 1). Лабильные пакеты этих минералов также вносят свой вклад в процентное содержание лабильных силикатов.
Еще одно существенное различие между горизонтами АЕ и Е заключается в следующем: илистая фракция гор. Е содержит большее количество почвенных хлоритов более продвинутой стадии хлоритизации, что подтверждается ярко выраженной асимметрией
дифракционного максимума 1 нм на рентген-диф-рактограммах препаратов, прокаленных при 350° (рисунок — II, III, кривые 3). Вышесказанное подтверждают результаты, ранее полученные для палево-подзолистых почв ЦЛГПБЗ [3, 11, 20, 24] и других регионов [23], и наглядно объясняется процессами современного почвообразования.
Снижение количества иллитов, увеличение такового лабильных минералов и присутствие сме-шанослойных иллит-вермикулитовых минералов в илистой фракции гор. АЕ связано с трансформационными изменениями иллитов в вермикулитовые минералы через стадию смешанослойных структур. Этот процесс стимулируется кислой реакцией среды и интенсивным поглощением калия корнями растений. При морфологическом описании профиля разр. 4-2006 было отмечено, что гор. АЕ густо пронизан корнями, количество которых на срезе было оценено следующим образом: тонких корней (<0,5 мм) — до 6—10/см2, средних (0,5 мм—1 см) — 6—8/дм2, крупных (>1 см) — единично.
В гор. Е средних и крупных корней практически столько же, сколько и в гор. АЕ, в то время как количество тонких корней снижается на два порядка, поэтому процессы поглощения калия протекают значительно менее активно. К тому же здесь повышаются значения рН. Эти факторы приводят к менее интенсивным трансформационным изменениям иллитов в вермикулит в гор. Е по сравнению с гор. АЕ.
Формирование большего количества почвенных хлоритов более продвинутой стадии хлоритизации в гор. Е по сравнению с гор. АЕ тоже можно объяснить современными почвенными процессами. Повышенное содержание органического вещества и более кислая реакция среды являются факторами, подавляющими образование прослоек гидроксида алюминия в лабильных минералах [27]. Анализ почвенных растворов палево-подзолистых почв ЦЛГПБЗ [25] показывает, что концентрация элемента в них при переходе от гор. АЕ к гор. Е снижается на полпорядка и более. Одним из возможных объяснений этого процесса может быть закрепление алюминия в
Таблица 3
Минералогический состав илистой и тонкопылеватой фракций в разр. 4-2006
Горизонт Каолинит + хлорит Иллит Лабильные силикаты Кварц Полевые шпаты Почвенный хлорит Хлорит
% от суммы трех компонентов полуколичественная оценка
Фракция <1 мкм
АЕ 42 30 28 ? - + ?
Е 45 34 21 + - ++ ?
IIBD 32 30 38 ? - - -
Фракия 1—5 мкм
АЕ 56 41 3 ++ + ++ +
Е 53 31 16 ++ + ++ +
IIBD 50 31 20 ++ + - +
Примечание. + — мало, ++ — средне, +++ — много,--минерал отсутствует, ? — минерал однозначно не диагностируется.
0,99
к /1 0,72
2 6 10 14 18 22 26 30
20°
Рентген-дифрактограммы илистых фракций из горизонтов АЕ (I), Е (II) и IIBD (III): 1 — исходный образец; 2 — образец, насыщенный глицерином; 3 — образец, прокаленный при 350°; 4 — образец, прокаленный при 550°; цифры на кривых — нанометры
гор. Е в форме прослоек его гидроксида в почвенных хлоритах.
При переходе к гор. ПВБ, развитому в пределах слоя подстилающих покровный суглинок моренных отложений, минералогический состав илистой фракции изменяется: в нем полностью отсутствуют минералы группы почвенных хлоритов и увеличивается содержание лабильных минералов. Последние представлены не только вермикулитом (дифракционный максимум — 1,4 нм на рентген-дифрактограмме
препарата, насыщенного глицерином: рисунок — III, кривая 2), но и монтмориллонитовыми пакетами в составе смешанослойных иллит-монтмориллонитовых структур с тенденцией к упорядоченности. Эти структуры дают на рентген-дифрактограммах препаратов исходных образцов диффузное рассеяние в области 1,2 нм (рисунок — III, кривая 1). При насыщении глицерином происходит изменение дифракционной картины (кривая 2, III), а после прокаливания при 350° и 550° все лабильные минералы сжимаются до 1 нм (рисунок — III, кривые 3,4).
В минералогическом составе тонкопылеватой фракции по сравнению с фракцией ила уменьшается содержание лабильных структур, возрастает таковое кварца, во всех горизонтах однозначно диагностируется хлорит и полевые шпаты, изменяется тип распределения иллитов и лабильных минералов между горизонтами АЕ и Е, залегающими в пределах покровного суглинка. Это изменение заключается в том, что в гор. АЕ по сравнению с гор. Е количество иллитов увеличивается, а вермикулита снижается.
Можно предположить, что в тонкопылеватую фракцию гор. АЕ поступает больше иллитов и хлоритов из укрупненных фракций за счет усиленного физического дробления, и этот процесс по скорости обгоняет таковой трансформационных изменений иллитов в лабильные минералы.
Выводы
1. Специфика профиля почвы, развитой на краю карстовой воронки, по сравнению с профилем почвы в 10 м от нее — наличие карбонатного горизонта с глубины 116 см и более высокое содержание обменного кальция и оксалатно-растворимых форм железа в горизонтах подстилки и гор. АЕ. Это можно объяснить большим вовлечением этих элементов в биологический круговорот в местах более близкого залегания карбонатов.
2. В горизонтах АЕ, Е и IIEB обоих профилей выявлено необычно высокое содержание обменного магния, что предположительно связано с поступлением его с боковым внутрипочвенным стоком с территории, расположенной выше по рельефу, которая раньше распахивалась, и в ее почвы вносили доломитовую муку в качестве мелиоранта.
2. По величинам рН, содержанию и профильному распределению гумуса и обменных калия, натрия, водорода, алюминия, по минералогическому составу илистой и тонкопылеватой фракций и профильному распределению оксалатно-растворимых соединений железа палево-подзолистые почвы, развитые на участке проявления карста, существенно не отличаются от таковых заповедника, находящихся вне этой зоны. Близкое залегание карбонатов может приводить лишь к некоторому увеличению количества кальция и железа, вовлекаемых в биологический круговорот.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абрамова М.М. Сезонная изменчивость некоторых химических свойств лесной подзолистой почвы // Тр. Почвенного ин-та им. В.В. Докучаева. Т. 25. М., 1947.
2. Айдинян Р.Х. Извлечение ила из почв: краткая инструкция. М., 1960.
3. Алексеева С.А. Поглощение сульфат-иона подзолистыми почвами разной степени гидроморфизма: Автореф. канд. дис. М., 2006.
4. Васенев И.И., Таргульян В.О. Ветровал и таежное почвообразование. М., 1995.
5. Васильев И.С. Водный режим подзолистых почв // Тр. Почвенного ин-та им. В.В. Докучаева. Т. 32. М.; Л., 1950.
6. Водяницкий Ю.Н., Добровольский В.В. Железистые минералы и тяжелые металлы в почвах. М., 1998.
7. Воробьева Л.А. Химический анализ почв. М., 1998.
8. Зонн С.В. Железо в почвах. М., 1982.
9. Ильичев Б.А. Палево-подзолистые почвы центральной части Русской равнины. М., 1982.
10. Карпачевский Л.О., Строганова М.Н. Почвы Центрально-Лесного заповедника и их экологическая оценка // Динамика, структура почв и современные почвенные процессы. М., 1987.
11. Кирюшин А.В., Соколова Т.А., Дронова Т.Я. Минералогический состав тонкодисперсных фракций подзолистых и торфянисто-подзолисто-глееватых почв на двучленных отложениях Центрального лесного заповедника // Почвоведение. 2002. № 11. С. 1359-1370.
12. 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. С. 107-114.
13. Порай-Кошиц М.Л. Практический курс рентгено-структурного анализа. Т. 2. М., 1960.
14. Пузаченко Ю.Г., Желтухин А.С., Козлов Д.Н. и др. Центрально-Лесной государственный природный биосферный заповедник. М., 2007.
15. Пузаченко Ю.Г., Козлов Д.Н., Зарецкая Н.Е. и др. Геоморфологическая история развития территории Центрально-Лесного заповедника // Летопись природы. Кн. 44 за 2004 г. Пос. Заповедный. 2005.
16. Пущаровский Д.Ю. Рентгенография минералов. М., 2000.
17. Регуляторная роль почвы в функционировании таежных экосистем. М., 2002.
18. Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах: Уч. пособие. М., 2005.
19. Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И., Иванова С.Е. Взаимодействие лесных суглинистых подзолистых почв с модельными кислыми осадками и кислотно-основная буферность подзолистых почв. М., 2001.
20. Соколова Т.А., Трофимов С.Я., Толпешта И.И. и др. Глинистый материал в почвах Центрально-Лесного заповедника в связи с вопросами их генезиса и классификации // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 1990. № 4.
21. Строганова М.Н., Бондарь В.И., Карпачевский Л.О. Морфологическое строение и структурная организация подзолистых почв южной тайги // Почвообразование в лесных БГЦ. М., 1989.
22. Строганова М.Н., Урусевская И.С., Шоба С.А., Щепи-хина Л.С. Морфогенетические свойства почв Центрально-Лесного государственного заповедника, их диагностика и классификация // Генезис и экология почв Центрально-Лесного государственного заповедника. М., 1979.
23. Таргульян В.О., Соколова Т.А., Бирина А.Г. и др. Организация, состав и генезис дерново-палево-подзолистых почв на покровных суглинках: Аналит. исслед. М., 1974.
24. Толпешта И.И, Соколова Т.А. Алюмосиликаты в минеральных горизонтах как источник алюминия в растворе // Тез. докл. на Междунар. конф. «Глины и глинистые минералы». Пущино, Россия, 26—30 июня 2006.
25. Толпешта И.И., Соколова Т.А. Соединения алюминия в почвенных растворах и миграция Al в подзолистых почвах на двучленных отложениях // Почвоведение. 2009. № 1.
26. Чернов В.А. О природе почвенной кислотности. М.; Л., 1947.
27. Malcolm R..L., Nettlton W.D., Mc Cracken R..J. Pedogenic Formation of Montmorillonite from a 2:1 — 2:2 Intergrade Clay Minerals // Clays and Clay Minerals. 1969. Vol. 16. N 6. P. 405-414.
Поступила в редакцию 15.10.08
CHEMICAL AND MINERALOGICAL CHARACTERISTICS OF A PODZOLIC SOIL PROFILE IN THE AREA OF KARST DISTRIBUTION IN THE CENTRAL FOREST RESERVE
N.N. Maryakhina, Yu. G. Maximova, I.I. Tolpeshta, T.A. Sokolova
In contrast to podzolic soils of the Central Forest Reserve occurring out of the area with karst phenomena manifestation the podzolic soil profile occurring at the brink of a sluggy is characterized by the presence of the calcareous horizon at the depth of 116 cm and by the higher content of exchangeable calcium and NaCDB-extractable Fe in the forest litter and AE horizon. These differences are probably related to the more intensive biological cycle of Ca and Fe in the areas with occurrence of calcareous material near to the soil surface.
The content of organic matter and that of exchangeable Mg, Na and K, pH values (except calcareous horizon), the patterns of NaCDB-soluble Fe and particle size distribution and soil clay mineralogy in the profile studied are very similar to those in podzolic soils occurring out of the karst area. Key word: podzolic soils, clay minerals, acid-based properties, karst landscapes.
Сведения об авторах
Маряхина Н.Н., студентка каф. химии почв. Максимова Ю.Г., студентка каф. химии почв. Толпешта И.И., канд. биол. наук, ст. препод. каф. химии почв. Соколова Т.А., докт. биол. наук, профессор каф. химии почв. E-mail: sokolt65@mail.ru
