CC BY
41
УДК 631.413
Вестник СПбГУ. Сер. 3, 2006, вып. 1
С. Н. Лесовая, С. В. Горячкин, А. А. Заварзин, Е. Ю. Погожее, Ю. С. Полеховский
СПЕЦИФИКА БОРЕАЛЬНОГО ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ И ВЫВЕТРИВАНИЯ НА ПЛОТНЫХ ПОРОДАХ (на примере заповедника «Кивач», Карелия)*
Образование мелкозема из плотных пород - одна из основных биосферных функций почвообразования. Этот процесс, который наиболее отчетливо фиксируется при формировании почв на плотных почвообразующих породах, имеет длительную историю исследований. Наиболее ранняя, найденная нами работа, касающаяся первичных стадий почвообразования и роли биоты, была опубликована в журнале «Почвоведение» в 1901 г. [7]. Интенсивное развитие этого направления в почвоведении приходится на 1940-1950-е годы. Б. Б. Полыновым на примере гранито-гнейсов Ильменского государственного заповедника показано, что литофильные лишайники приводят к механическому разрушению пород и биохимической переработке минералов [10]. Е. А. Ярилова доказала избирательное действие лишайников на примере р. Rhiso-сагроп на минералы [16]. К. П. Богатырев выявил стадийность формирования почвенных горизонтов и почв на первых этапах от отдельных разобщенных в пространстве фрагментов до полноценных горизонтов. Классифицированы такие почвы, как фрагментарные [3].
К концу 1950-х годов В. О. Таргульяном обосновано существование «широкого пояса» сильнокислых ненасыщенных почв, обогащенных органическим веществом и Ь^Оз, с замедленным образованием вторичных минералов, в тундровой и таежной зонах [14]. Был рассмотрен также минералогический состав крупной фракции пород и преобразование глинистых минералов уже на первых стадиях почвообразования [6]. Исследовались горнотундровая почва на биотит-мусковитовых гнейсах, горнотаежная слабоподзолистая на гра-носиенитах, горнотаежная подзолистая иллювиально-гумусо-железистая на гранитогнейсах (Восточный Саян). В илистой фракции этих почв выявлены вторичные гипергенные слоистые силикаты - продукты замещения «биотита и полевых шпатов». Отмечена аккумуляция окристаллизованных и преимущественно аморфных «гидроокисей железа и алюминия». В южной тайге в дерновой неоподзоленной почве на габбро-диабазовых траппах (Средне-Сибирское плоскогорье) глинистые минералы представлены унаследованным монтмориллонитом. В результате почвообразования увеличивается доля монтмориллонита с более высоким содержанием элюминия по сравнению с таковым в породе.
Сравнительный анализ литературных данных, посвященных изменению пород различного состава под действием лишайников, показал, что выветриванию наиболее подвержены слюды (биотит) [17, 23, 24, 25]; в базальтах - преимущественно ферромагнезиальные минералы и кальциевые плагиоклазы, железистые глинистые минералы, которые полностью исчезают [19, 20]. Отмечается накопление каолинита при выветривании гранитоидов [17, 23] и базальтов [18]. Под действием органических кислот, выделяемых лишайниками, появляется вермикулит, в котором межпакетный калий замешается гидроксидом алюминия [23]. Параллельно с изменением силикатов происходит извлечение из них железа органическими кислотами. Железо извлекается в форме Ре"+, затем окисляется [18]. В то же время отмечено, что хелатированное железо может быть перемешено, а затем осаждено [26]. В целом, однако, исследования влияния лишайников на различные породы базируются на экспериментальных лабораторных данных, тогда как комплексные процессы преобразования минерального состава в процессе первичного почвообразования на различных типах материнской породы остаются не изученными.
* Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 04-04-^8576).
О С. Н. Лесовая, С. В. Горячкин, А. А. Заварзин, Е. Ю. Погожев, Ю. С. Полеховский, 2006
В настоящее время известно, что направление почвообразования, развитие профиля почв на плотных породах обусловлены составом (богатством) пород, степенью их устойчивости к процессам выветривания [13, 15]. Допочвенная проработка кристаллических пород приводит к появлению значительных количеств глинистых минералов и возможному смещению почвообразования от альфегумусового к метаморфическому [11, 12].
Несмотря на длительную историю изучения, необходимость исследования почв на плотных породах на современном этапе обусловлена следующими причинами: 1) изучение взаимодействия в системе: «биота-органическое вещество-порода» является одной из точек роста современного генетического почвоведения, при этом почвы на плотных кристаллических породах служат наиболее «чистыми» объектами; 2) почвенно-минералогические исследования, в том числе с использованием комплекса современных методов, позволяют понять суть педогенного преобразования минералов на ранних стадиях их трансформации; 3) впервые наиболее полно почвы на плотных породах даны в новой национальной «Классификации и диагностике почв России» (2004), что определяет необходимость проверки адекватности классификации на разных географических объектах, а также ее совершенствования и дополнения в случае необходимости. Целью настоящего исследования является изучение морфологических и химических особенностей, специфики минералогического состава кристаллических пород, песчаной и илистой фракции маломощных почв, развитых в биоклиматических условиях средней тайги под лишайниковым покровом (Республика Карелия, Кондопожский район, заповедник «Кивач»), для выявления направления почвообразования и выветривания.
Объекты исследования. В качестве ключевых участков исследования выбраны сельги - возвышенные формы рельефа с выходами на поверхность плотных пород. Ключевые участки заложены на поверхностях, покрытых преимущественно эпилитно-эпигейными лишайниковыми (и в ряде случаев - мохово-лишайниковыми) группировками. Растительность сельг представлена сосняком скальным лишайниковым редкостойным. Выходы пород закрыты покровом из сообществ, типичных для олиготрофных местообитаний северной и средней тайги.
В напочвенном покрове на открытых поверхностях доминируют виды p. Cladonia, с преобладанием С. arbuscula, С. rangiferina, С. stellaris. С. uncialis, дающих 80-100% проективного покрытия на пробных площадях. В незначительном количестве встречаются Cetraria islandica, Cladonia amaurocraea, С. cenotea, С. chlorophaea a gg., С. deformis, С. fu reata, С. gracilis, С. pleurota, а также Peltigera scab rosa, Stereocaulon dactylophyllum. В понижениях между локальными поднятиями на вершине сельг распространены кустарнички брусники (Vaccinium vitis-ideá), черники (Vaccinium myrtillus), вереска (Calluna vulgaris), зеленые мхи с доминированием Pleurozium schreberi. отдельные талломы Cladonia squamosa, Peltigera aphthosa, P. neopoiyáactyia.
На сельгах, в зонах относительного накопления мелкозема, развиваются маломощные почвы (6-7 см), в которых диагностируются подстилочно-торфяный горизонт с примесью грубого гумуса и минеральных зерен, и коричнево-бурый горизонт, залегающий непосредственно на плите породы. Почвы имеют следующую последовательность горизонтов Oaoe-BHF-M и классифицируются как подбуры.
Разрез К 04-04. заложен в юго-восточной части заповедника (юго-запад 41 квартала), координаты 62° 15,195' с. ш.; 33°57,278' в. д. Вершина небольшой сельги, покрытой преимущественно лишайниками с доминированием р. Cladonia, на отдельных участках растительность отсутствует. Профиль развит в небольшом понижении под подушкой Cladonia uncialis с примесью Cladonia arbuscula (3-5%).
• Подстилка 1-0 см - отмершая часть таллома с хорошо сохранившимся строением.
• Оаое 0-3. см - буровато-серый, свежий, слегка уплотнен, непрочномелкокомковатый, гранулометрический состав из-за примсси органического вещества определяется трудно, занимает промежуточное положение между супесью и легким суглинком; отмытые светлые зерна по всему горизонту, их количество увеличивается на границе с нижележащим горизонтом. Осветленная прослойка просматривается по всей нижней границе горизонта, но не выделяется в самостоятельный горизонт из-за небольшой мощности (1-3 мм). Фрагментарно на границе выражены более темные участки, густо пронизанные корнями. Переход в нижележащий горизонт резкий по цвету.
• ВНР 3-6 см - бурый с коричневатым оттенком, свежий, уплотнен по сравнению с вышележащим, по гранулометрическому составу занимает промежуточное положение между супесью и легким суглинком, мелкокомковатый, структура более прочная, чем в вышележащем; пронизан корнями, ниже порода крошится ножом и латсе находится плита.
• М — плита породы, поверхность покрыта трещинами.
В целом в почвенном покрове сельг преобладают маломощные почвы (2-3 см), в которых диагностируется подстилочно-торфяный горизонте хорошо сохранившимися растительными остатками. Подстилочно-торфяный горизонт расположен на плите. В горизонте находятся многочисленные не-окатанные обломки породы, как правило, покрытые темно-коричневой гумусовой пленкой. Почвы имеют следующую последовательность горизонтов: Оао-М и классифицируются как петроземы.
Разрез К 04-06. заложен на вершине сельги, расположенной в 2,5 км на северо-северо-запад от предыдущего разреза, на квартальной просеке между кварталами 32 и 33. Сельга окружена ельником зеленомошным. В небольшом количестве черника Уасст^ит тугШ1ш, брусника Уассттт мелкотравье. Поверхность сельги покрыта лишайниками преимущественно р. С1ас!оша и мхами Ну1осотшт ,<;р1епс1еп.<;, Р1еиго2шт зсИгеЬеп.
• Подстилка 8-0 см, темно-серая с буроватым оттенком, влажная, густо пронизана корнями мхов и кустарничков.
• Оао 0-2 см - серовато-бурый, сырой; обилие мажущегося органического вещества, местами участки светло-серо-бурые; густо пронизан корнями, встречаются обломки породы, покрытые темно-коричневыми пленками.
• М - плита породы, поверхность неровная, покрыта трещинами.
На сельгах также встречаются варианты профилей, в которых альфегумусовый горизонт приурочен к трещинам породы и располагается непосредственно под слаборазложившейся подстилкой. Последовательность горизонтов следующая: подстилка - ВНР-М.
Разрез К 04-06а (далее по тексту определен как «фрагментарный подбур») описан в южной части той же сельги, где и разрез К 04-06. Материал горизонта ВНР, зааегающего под подстилкой, в трещине между плитами, глубина трещины до 6см, был отобран вблизи крутого уступа.
• Подстилка 0-2 см - буровато-серая, влажная, густо переплетена корнями.
• ВНР 2-6 см - окрашен в яркие коричнсвато-краспо-бурые тона; горизонт наиболее яркий из всех исследованных, сырой, рыхлый, мелкокомковатый; гранулометрический состав определяется с трудом и имеет промежуточное значение между супесью и легким суглинком; густо пронизан тонкими корнями, примесь щебня, дресвы, зерна кварца, горизонт насыщен мезофауиой и следами ее жизнедеятельности.
• М - плита породы, трещин на поверхности значительно больше, чем в предыдущих случаях.
Для сравнения исследован профиль подбура на деривате плотных пород, подстилаемых плитой.
Последовательность горизонтов следующая: подстилка - Оао-ВНР-ВС(Ь1}-М.
Разрез К 04-09 заложен на расстоянии 1,5 км на северо-восток от разреза К 04-04, в центральной части 43 квартала в верхней части низкой сельги (превышение над основным уровнем около 2 м), плохо выраженной в рельефе, к западу от тропы, проходящей по вершине сельги. Сосновый лес, возрастом около 70 лет, отдельные деревья до 100 лет, подрост ели, березы. Напочвенный покров брус-нично-чернично зеленомошный. Мхи представлены Р1еигогшт зсИгеЬеп, Ну1осотшт зр1епЛеп5.
• Подстилка 4-0 см - темно-бурая, влажная, слабо-среднеразложившаяся (почти однородная масса, но не мажется), слабо видны растительные остатки.
• Оао 0—4 см - темно-серый коричневатый с буроватым оттенком, наличие большого количества отбеленных светлых зерен, увлажнен, густо пронизан корнями; переход ясный по цвету, наличию органического вещества, в нижних 0,5 см наибольшее количество зерен.
• ВНР 4-10 см - темно-коричнево-бурый, влажный, уплотнен, непрочнокомковатый, легкий суглинок, отдельные включения моренного материала (окатанный гравий, диаметром до 2-3 мм), бурые пленки на щебнистом материале; переход заметный по цвету и увеличению моренного щебнистого материала.
• ВС(ЬГ) 10-28 см - более светлый и бурый, менее коричневый, плотность, влажность, как в предыдущем, непрочнокомковатый; структура еще менее прочная, чем в предыдущем, супесь, дресва покрыта пленками; гонкие корни; примесь моренного материала более многочисленная по сравнению с вышележащим горизонтом.
• М - на глубине 28-31 см лодстилание плитой пород.
Рис. 1. Фотографии шлифов пород (увел. 10). »
А - реликты офитовой (диабазовой) структуры: Р1 - плагиоклазы, Р - пироксены, СЫ - хлорит; Б - общий вид породы в шлифе: А - амфиболы, Е - эпидот; В - полость в породе, заполненная кварцем (0).
Методы исследования. Описания растительных сообществ и идентификация лишайников проведены в полевых условиях и, при необходимости, в лаборатории. Минералогический состав пород изучался в шлифах под микроскопом Zeiss Axioplan 2. Общие свойства почв определены по стандартным методикам [1]. Несиликатное железо извлекалось дитионитной вытяжкой (Мера-Джексона), «аморфное» и слабоокристаллизованное - оксалатной (Тамма), железо, связанное с органическим веществом - пирофосфатной (Баскомба). Органическое вещество определено в пирофосфатной вытяжке. Минералогический состав крупных фракций изучался во фракциях крупного и среднего песка (1-0,25 мм) под бинокуляром, и мелкого песка (0,25-0,1 мм) под микроскопом. Деление минералов на тяжелые и легкие проведено в бромоформе - жидкости с удельной массой 2,9. Качественный фазовый минералогический состав глинистых минералов исследован рентген-дифрактометрическим методом в ориентированных препаратах илистой фракции (<0,001 мм). Тонкие фракции выделены по методу Н. И. Горбунова [4], осаждение суспензий во время выделения тонких фракций осуществлялось 1 н хлоридом магния, затем илистые фракции обрабатывались по методу Мера-Джексона. Исследования проведены на приборе ДРОН-2, условия съемки: монохроматор, кобальтовый анод. Расшифровка рентген-дифрактограмм проведена по общепринятым руководствам [5, 21]. В соответствии с номенклатурой слюд, принятой международной минералогической ассоциацией, термин «гидрослюда» заменен на «слюда с дефицитом катионов» [22]. Индексация горизонтов и классификация почв дана в соответствии с [8].
Результаты исследований и их обсуждение. Породы. В петрографических шлифах из образцов пород, слагающих сельги, диагностируются реликты офитовой и миндале-каменной структур: на рис. 1, А видны идиоморфные лейсты плагиоклаза и реликты клино-пироксена. Основная масса выполнена амфиболом, хлоритом, встречаются реликты биотита, частично замещенного хлоритом, эпидот и титанит (сфен) (рис. 1,Ь). Миндалины (полости) и тонкие прожилки выполнены кварцем, что связано с кристаллизацией насыщенных кремнием растворов, проникавшим по трещинам пород. На рис. 1 ,В такая заполненная кварцем полость пересекает всю поверхность шлифа. Реликты офитовой структуры, а также клинопироксен принадлежат породе изначально основного состава, которая в дальнейшем претерпела метаморфизм и эпигенетические изменения, с чем связано преобладание амфиболов и появление выполненных кварцем прожилков. В результате по химическому составу -•содержанию кремнезема около 60% породы относятся к средним. В табл. 1 приведен валовый химический состав пород (горизонты М). Для пород характерно высокое содержание СаО и низкое К20, что связано с преобладанием плагиоклаза среди полевых шпатов. Значительное содержание титана обусловлено наличием титанита (сфена), магния и железа - магнезиаль-но-железистыми силикатами.
Таблица 1. Валовой химический состав мелкозема почв и пород
Горизонт Глубина, SiCb Fe20, АЬО, Na.O К20 СаО MgO МпО ТЮ2
см % на прокаленную навеску
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
Подбур К 04-04
Мелкозем из Оаое 0-3 67.95 7,57 19,44 0,15 0,50 4,85 1,77 0,10 1,69
BHF 3-6 67,87 8,36 12,36 0,83 0,45 5,14 2,29 0,09 1,66
М 6-| 60.65 9,92 11,43 2,25 0,27 8,80 5,40 0,16 1,10
Петрозем К 04-06
Мелкозем из Оао 0-2 61,74 9,93 12,93 1.20 1,08 7,36 1,54 0,20 2,65
М 2-1 63,06 11,19 13,32 0,59 0,18 6,19 2,94 0,19 1,98
Окончание табл. 1
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
Фрагментарный подбур К 04-06а
ВНР М
вни
вссьо
0-6(8) 6-1
4-10 10-20
49,85 59,89
67,98 64,06
22,42 9,48
13,69 13,51
0,69 1,55
0,68 0,67
7,47 8,00
Подбур на деривате плотных пород К 04-09
8,13 7,57
15.31
17.32
0,54 1,30
1.07 1,23
2,77 2,75
2,90 4,40
2,07 3,24
0,20 0,22
0,07 0,07
1,37 1,96
1,25 1,33
Почвы. Общие свойства. На плотных породах формируются маломощные сильнокислые почвы легкого гранулометрического состава, для которых характерно высокое содержание органического вещества (потери при прокаливании достигают 30-50%) (табл. 2). Их отличительной чертой является значительная доля углерода пирофосфатной вытяжки. Эта особенность почв обусловлена близким залеганием плотной породы, препятствующей росту профилей «вниз» и их развитием непосредственно под массивными лишайниковыми талломами, постоянно поставляющими органическое вещество по мере их отмирания.
Мелкозем почв значительно выветрен, о чем свидетельствует достигающая 30% от валового доля несиликатного железа. Вместе с тем выделяется альфегумусовый горизонт разреза К 04-06а, характеризующийся чрезвычайно низким значением этого показателя на фоне высокого содержания валового железа. Это свидетельствует о том, что выветривание силикатного материала пород в силу различия их минеральной матрицы происходит неравномерно, что, в свою очередь, отражается на составе мелкозема формирующихся почв. Высвобождающееся из силикатов железо в исследованных почвах не формирует существенных количеств хорошо окристаллизованных (гидро)оксидов железа: из несиликатного железа около 40-50% и более (фрагментарный подбур) приходится на «аморфное» и слабоок-ристаллизованное.
Своеобразие маломощных почв проявляется в высоком содержании железо-органичес-ких соединений, на которое приходится практически все «аморфное» и слабоокристаллизован-ное железо. Высокая доля органического вещества в маломощных почвах обусловливает связывание железа в органо-минеральные комплексы. Такое распределение железа можно объяснить наличием мощного лишайникового покрова: ранее в лабораторных исследованиях была выявлена активная роль лишайников в высвобождении двухвалентного железа из силикатов с последующим окислением и в ряде случаев, хелагированием и осаждением хе-латов [17, 25]. При увеличении мощности мелкоземных горизонтов (подбур на деривате плотных пород) создаются условия для формирования самостоятельных окристаллизованных форм железа, не связанных с органическим веществом.
Валовый химический состав мелкозема маломощных почв и в целом подбура на моренном деривате в сравнении с составом плотных пород выявил сходство исходного материала: доля кремнезема составляет 60-63% в породе и 50-68% в мелкоземе, везде наблюдается преобладание валового кальция над калием, значительное содержание железа, а также магния и титана (табл. 2). Такой состав мелкозема согласуется с набором минералов в плотных породах. Отмеченная выше неоднородность в составе и распределении минералов пород определяет специфику состава почв. В фрагментарном подбуре резко увеличивается содержание валового железа. Маломощные подбур и петрозем обеднены по сравнению с породой железом и магнием. В подбуре на мелкоземистом деривате плотных пород с примесью моренного гравия по сравнению с остальными почвами содержание кальция уменьшается в результате, вероятно, более интенсивного разрушения плагиоклазов и примешивании более устойчивых К-Иа полевых шпатов при переотложении материала.
Таблица 2. Физико-химические свойства исследованных почв
ь I га РН Ил % ППП % Ср, о/ /0 FezO^d Fe20iO Fe20,p Fe20,d/ Fe2Oit, % Fe3Oio/ Fe203d, % Fe203p/ Fe20,o, %
п X о. о f 2 с; [_ Н20 KCl % на прокаленную навеску
Подбур К 04-04
СП О
0 Л
1 S
BHF
S
й О
й 3 х и
Г
0-3
3-6
0-2
4,2
4,4
4,0
3,6
3.8
3,0
10,9
28,9
17,2
50,5
3,47
2,17
2,14
2,48
1,10
0,96
Петрозем К 04-06
4,28
3,13
1,38
0,80
0,72
1,37
BHF 0-6(8) 4,2 3,4
Фрагментарный подбур К 04-06а | 18,5 | 2,75 | 2,39 | 1,76 | 0,92 Подбур на деривате плотных пород К 04-09
28,3
29,7
31,5
10,6
51.4
38,7
44,0
73,6
BHF 4-10 4,6 4,0 4,8 1,48 2,47 1,20 0,50 29,7 48,6
BC(hf) 10-20 4,8 4,3 3,5 - 0,80 2,46 0,94 0,37 32,5 38,2
72,7 75,0
100,0
52.3
41,7
39.4
Примечание. FeiOid - дитионитрастворимое железо, Fe20.iO - оксалатнорастворимое железо, Fe2Oip -лирофосфатнорастворимое железо, Fe2Ojt - валовое железо, ППП - потери при прокаливании, Ср - углерод пиро-фосфатной вытяжки, «-» - не определялось.
Минералогический состав. Минералогический состав песчаных фракций представлен в табл. 3. Основной составляющей легких минералов закономерно являются кварц и полевые шпаты. С уменьшением размерности фракции доля полевых шпатов возрастает, при этом наблюдается значительный разброс данных в содержании кварца. Минимальное содержание данного минерала находится в петроземе и фрагментарном подбуре, развитых в пределах одной сельги. Состав тяжелой фракции в почвах различается. В петроземе и особенно во фрагментарном подбуре, где отмечается высокий выход минералов тяжелой фракции, преобладает роговая обманка. Этим фактом объясняется высокое содержание валового железа в альфегумусовом горизонте фрагментарного подбура (22%) при низкой доле несиликатного (10%). В подбуре (К 04-04) в отличие от предыдущих почв преобладают моноклинные пироксены. Интересен тот факт, что в ряде случаев в довольно большом количестве находится такой легко выветривающийся минерал, как оливин. Состав тяжелой фракции согласуется со спецификой пород и обусловлен формированием мелкозема почв местами из участков породы, подвергшихся глубинному метаморфизму в меньшей степени и сохранивших офитовую структуру (пироксены и оливины в К 04-04), а местами из сильно метаморфически преобразованных участков пород с доминированием амфиболов (К 04-06).
В илистых фракциях исследованных почв диагностируются тальк (Т) - стабильный пик 9,3 Ä; хлорит (Chi) - отражения -14,0 и 4,75 Ä на дифрактограммах воздушно-сухих образцов и —13,8 А на прокаленных при 550 °С; слюда с дефицитом катионов, вероятно триоктаэдрического ряда (М) - отражение ~10,0Ä и целочисленная серия рефлексов; вермикулит (V) - стабильный пик -14,0 Ä на дифрактограммах воздушно-сухого и насыщен-
'¡'аОлица 3. Мнперялогическнй сосгаи песчаных фрикции
Горизонт Глубина, см Фракция, мм Минералы тяжелой фракции (удельная масса>2,9), %
Моноклинные пироксецы Рудные Роговая обманка Эпидот С фен Циркон Оливин Гранат Обломки пород %
Мелкозем из Оаое
ВНР
Мелкозем из Оао
ВНР
Подбур К 04-04
0-3 3-6
0-2 0-6(8)
1-0,25 50,7 13,7 2,7 2,7 1,9 - - 1,9 26,4
0,25-0,1 42,1 3,5 22,8 7,9 4,4 0,9 18,4 - -
1-0,25 76,7 8,0 2,7 2,7 0,6 - - 8,0
0,25-0,1 72,5 5,2 15,7 4,0 2,6 - - - -
1-0,25 0,25-0,
30,7
1,6
Петрозем К 04 -06
70,2 55,9
Фрагментарный подбур К 04-06а
1-0,25 - - 57,7 3,1 -
0,25-0,1 11,2 5,6 80,0 - 0,8
2,4
Минералы легкой фракции (удельная масса <2,9), %
1,7 - - - - 28,
1,6 0,8 - 9,4 - -
39,2
28,8 27,5
49.3
90.4
Кварц
Полевые шпаты
Биотит
Растительные остатки
Обломки пород
Агрегаты*
Мелкозем из Оаое
ВНР
Мелкозем из Оао
ВНР
Подбур К 04-04
0-3 3-6
0-2 0-6(8)
1-0,25 57,0 27,0 1,0 14,0 1,0
0,25-0,1 25,9 45,0 14,8 14,3 -
1-0,25 45,2 12,7 0,8 41,3
0,25-0,1 27,1 29,6 0,8 42,5 -
1-0,25 0,25-0,1
1-0,25 0,25-0,1
16,0 5,2
39,6 14,3
15,0 21,5
Петрозем К 04-06
8,1
Фрагментарный подбур К 04-06а
21,9 46,9
11,8 65,2
23,9 38,8
15,5
14,6
41,7
Прим еч анис. % - средневзвешенный процент тяжелых минералов в фракции 1-0,1 мм; * - черные органо-минеральные агрегат.
ного этиленгликолем образцов и смещающийся к 10,0 А после прокаливания, (в присутствие хлорита смещение к 10,0 А диагностируется по уменьшению интенсивности отражения 13,8 А). Каолинит (К) в присутствии хлорита диагностируется по отражению 3,58 А на ди-фрактограммах воздушно-сухих образцов. Помимо индивидуальных минералов присутствуют неупорядоченные смешаннослойные образования, являющиеся продуктами деградации слюд с дефицитом катионов и хлорита. Асимметрия пика -14,0 А в сторону больших углов, частично исчезающая после насыщения этиленгликолем предполагает наличие смешаннос-лойного неупорядоченного слюда-вермикулитового (смектитового) образования. Хлорит-вермикулитовое (смектитовое) образование диагностируется по частичному смешению 14,0 А пика к 10,0 А на дифракт'ограммах прокаленных образцов. Из неглинистых минералов присутствуют кварц (0) - отражения 4,26, 3,34 А и амфиболы (не обозначены на рисунках) - отражение 8,2 А.
Минералогический состав илистых фракций подбура (К 04-04) однотипен (рис. 2, А). Однако существует ряд различий между горизонтами. В мелкоземе подстилочно-торфяного горизонта уменьшается содержание хлорита, что оценено по уменьшению интенсивности пика -13,8 А на дифрактограммах прокаленных образцов. В этом же горизонте увеличивается доля вермикулитовых (смектитовых) пакетов в неупорядоченном слюда-вермикулито-вом (смектитовом) образовании, что характеризует более продвинутые стадии трансформации слюд с дефицитом катионов и хлорита по сравнению с альфегумусовым. Илистая фракция подбура на деривате пород с примесью морен (К 04-09) имеет такой же состав, как и маломощный подбур (рис. 2, Б). Различие между горизонтами заключается не в содержании и составе глинистых минералов, а в обогащенности горизонта ВС кварцем (в альфегумусо-вом горизонте кварц не диагностируется). Отличительной чертой фрагментарного подбура (К 04-06а) и петрозема (К 04-06) является отсутствие талька (рис. 2, В). Кроме того, петро-зем характеризуется минимальным содержанием хлорита, что предполагает более продвинутую стадию деградации этого минерала. Ранее нами изучался состав илистых фракций из подбура К 04-04, которые предварительно не обрабатывались реактивом Мера-Джексона ■ [9]. В них не просматривался каолинит, и диагностировалась, преимущественно в подсти-лочно-торфяном горизонте, смектитовая фаза с высоким содержанием смектитовых пакетов (расширяющаяся до -17,0 А и более после насыщения образца этиленгликолем).
Таким образом, во всех исследованных почвах минералогический состав илистых фракций однотипен. Среди глинистых минералов диагностируются как индивидуальные минералы (тальк, слюды с дефицитом катионов, хлорит, каолинит), так и смешаннослойные неупорядоченные образования, являющиеся продуктом деградации слюд с дефицитом катионов и хлорита. Присутствующий в почвах вермикулит следует также рассматривать как продукт трансформации слюд и хлорита. Наиболее продвинутые стадии трасформации слюд и хлоритов характеризуются увеличением вермикулитовых (смектитовых) пакетов в составе неупорядоченных смешаннослойных образований и появлением вермикулита и отмечаются для мелкозема подстилочно-торфяных горизонтов подбура и петрозема, развивающихся под подушками лишайников, что согласуется с данными о влиянии лишайников на трансформацию глинистых минералов.
Исследованные нами почвы по минералогическому составу отличаются от описанных в литературе почв, развивающихся в близких биоклиматических условиях на габбро-диабазах и габбро-норитах. Особенностью изученных нами почв является наличие унаследованного каолинита, который в илистую фракцию может поступать из «контейнеров» полевых шпатов. Присутствие каолинита в почвах на элюво-делювии габбро-диабазов о-ва Валаам связывается с примесью дальнеприносного материала [12], в остальных случаях этот минерал не упоминается. Еще одно отличие исследованных нами почв связано с отсутствием высокого содержания смектитов. В почвах на элювии габбро-диабазов о-ва Валаам описаны
м Chl+K
з,зз3/4 Chi .
4.7S
Chl+V M Ch,+K M/s 14,0 ya 1M i ? о (
Chl+V а
Chi 14,0
М 3.54 К M ZJ б
3,33^3,58 Chl+K Chi м 8 2 6,0 7,14 у. 10,0 / у ,в
8,2 /Мз^8/
Г
Pur 7 Рентген-дифрактограм.мы илистых фракции по'из.
A - подбур К 04-04: I - мелкозем из горизонта Оаос, I! - горизонт BHF; Б - подбур на деривате К 04-09: I-- горизонт BHF, II - горизонт BC(ht): В - фрагментарный подбур К 04-06а; Г - мелкозем из подстилочно-торфяного горизонта петрозема (К 04-06), а - образец илистой фракции, насыщенный магнием, б - этиленглико-лем, в - прокаленный при 550 °С. Цифры даны в ангстремах (À).
Fe3+-0KCHcan0HHTbi, унаследованные от «древней коры выветривания габбро-диабазов». [2]. Преобладание смектитов с высоким содержанием железа отмечалось и для габбро-диабазовых траппов Средне-Сибирского плоскогорья [6]. В почвах на элювии габбро-норитов северо-восточной Карелии описан нонтронит [11]. Тем не менее общая направленность педогенного изменения минералогического состава илистых фракций этих почв и исследованных нами одинакова и приводит к увеличению доли смектитивого компонента в результате деградации глинистых минералов.
Проведенные исследования минералогического состава в системе плотная порода —» крупная фракция —>> илистая фракция маломощных почв выявили, что мелкозем почв, на плотных породах образован на месте и не является дальнеприносным (моренным или эоловым) материалом. Схематично формирование минералогического состава почв отражено на рис. 3. Сходство состава маломощных почв на плотных породах с подбуром на моренном
Chl+V 14,0
Chl+K 7,14 т
А 9-3
Chl+K
г 3,56
деривате доказывает возможность образования и накопления местного материала, достаточного для формирования профиля на рыхлом субстрате при весьма незначительных примесях инородного материала, которые фиксируются в виде гравия и приводят к небольшому уменьшению соотношения кальция и калия в валовом составе. В целом, однако, можно утверждать, что бореальное позднеплейстоценовое и голоценовое выветривание даже таких не самых устойчивых плотных пород, как метаморфически измененные габбро-диабазы, не приводит к формированию значительных количеств мелкозема, и в почвенном покрове преобладают петроземы, оставляя возможность формирования подбуров только в небольших по размеру зонах накопления легких по гранулометрическому составу продуктов выветривания.
Условные обозначения для процессов: - дезинтеграция, - трансформация
Рис. 3. Схема формирования минералогического состава мелкозема почв из плотных порол в результате процессов дезинтеграции и трансформации.
Ведущими педогенными процессами в маломощных петроземах и подбурах на плотных породах под лишайниковыми и моховыми сообществами является накопление органического вещества, интенсивное высвобождение железа из минеральной матрицы и связывание его с органическим веществом. В силу небольшой мощности профиля в формировании горизонтов (подстилочно-торфяного и альфегумусового) альфегумусовый процесс и трансформация органического вещества in situ действуют одновременно в обоих горизонтах; их отличия обусловлены разным соотношением этих процессов. И только в случае развития профиля в мелкоземистой толще более 20 см происходит «разобщение» элементарных почвообразовательных процессов по горизонтам. Существенного изменения фазового состава глинистых минералов в мелкоземе изученных почв не происходит.
Выводы. 1. В биоклиматических условиях таежной зоны на выходах кристаллических пород среднего состава (амфиболитизированных в результате глубокого метаморфизма основных пород) - сельгах, под лишайниковыми и мохово-лишайниковыми сообществами развиваются маломощные кислые, обогащенные оксалатнорастворимым и пирофос-фатным железом почвы - петроземы и, при увеличении мощности мелкозема, - подбуры.
Петроземы доминируют в почвенном покрове сельг по сравнению с подбурами. 2. Мелкозем исследованных почв сформирован в результате дезинтеграции местных как метаморфи-зованных, так и исходных основных плотных пород, а также в результате некоторой трансформации части глинистых минералов - примесей дальнеприносного материала практически нет. Впоследствии мелкозем перераспределяется, образуя небольшие по площади зоны накопления. 3. Современные процессы почвообразования в исследованных мелких почвах не разобщены между горизонтами и сводятся к метаморфизму органического вещества, аккумуляции соединений железа, связанных с органическим веществом. При этом не происходит интенсивной деградации и разрушения глинистых минералов, а наиболее продвинутые стадии трансформации слюд и хлоритов отмечаются для мелкозема подстилочно-торфяных горизонтов.
Статья рекомендована проф. Б. Ф. Апариным. Summary
Lessovaia S. N., Goiyaclikin S. V„ Zavarzin A. A.. Poguzhev E. Yu., Polekhovsky Yu. S. Specificity of boreal soil formation and weathering on hard crystalline rocks (case study of Nature Reserve Park «Kivach», Karelia).
The soil formation on hard crystalline substrates is reviewed. The objects of the present research are shallow acid soils - Petrozems and Podboors of Nature Reserve Park «Kivach» (Karelia). The study of mineral composition in the system: hard rock —»• coarse fraction —> clay size fraction of shallow soils demonstrates that fine earth of these soils is originated from the local hard rocks. The most advanced stages of mica and chlorite degradation take place in the top horizons. The essential clay mineral degradation and their destruction are not detected. The main processes of the soil formation are organic matter accumulation, extraction of iron from silicates, and formation of iron-organic matter complexes.
Литература
1. Аринушкина E. В. Руководство по химическому анализу почв. М., 1970. 2. Беркгаут В. В., Седов С. Н., ГракинаЕ. Р., Востокова Т. А. Почвообразование и выветривание на основных породах острова Валаам // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 1993. № 1. С. 3-14. 3. Богатырев К. П. Фрагментарные (грубоскелетные) почвы и их место в общей классификации почв // Почвоведение. 1959. № 2. С. 19-28. 4. Горбунов Н. И. Высокодисперсные минералы и методы их изучения. М., 1963. 5. Градусов Б. П. Минералы со смешаннослойной структурой в почвах. М., 1976. 6. Градусов Б. П., 'Гаргульян В. О. Минералы илистой фракции в почвах, развитых на изверженных породах Восточного Саяна// Почвоведение. 1962. № II. С. 24-33. 7. Елеикии А. А. Лишайники и почва// Почвоведение. 1901. №4. С. 319-324. 8. Классификация и диагностика почв России. Смоленск, 2004. 9.Лесовая С. Н, Горячкин С. В.. Заварзин А. А. Таежные почвы на плотных породах Северо-Запада европейской территории России (ЕТР): морфология, минералогия илистой фракции, классификация // Почвы как природный ресурс Севера. Материалы VII Сибирцевских чтений, посвященных 145-летию Н. М. Си-бирцева. Архангельск, 2005. С. 12-16. 10. Полынов Б. Б. Первые стадии почвообразования на массивно-кристаллических породах// Почвоведение. 1945. № 7. С. 327-339. 11 .Седов С. Н. Особенности таежного почвообразования и выветривания на постмагматически измененных основных породах: Автореф. канд. дис. М., 1992. 26 с. 12. Седов С. Н.. Васенева Э. Г., Шоба С. А. Современные и древние процессы выветривания в почвах на основных породах о-ва Валаам // Почвоведение. 1992. № 7. С. 83-96. 13. Седов С. Н.. Беркгаут В. В.. Гракина Е. Р.. Сафонова В. А/.. Добрынин Д. В. Особенности формирования минеральной массы таежных почв северо-востока Фенноскандии // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 1994. №2. С. 47-62. 14. Таргульян В. О. О первых стадиях выветривания и почвообразования на изверженных породах в тундровой и таежной зонах // Почвоведение. 1959. №11. С. 37-48. 15. Таргульян В. О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях. М., 1971. 16. Ярилова Е. А. Роль литофильных лишайников в выветривании массивно-кристаллических пород// Почвоведение. 1947. №9. С. 533-547. 17. Ascaso A.. Wie>~zchos J., De Los Rios. A. Cytological investigations of lithobiontic microorganisms in granitic rocks// Bot. Acta. 1995. Vol. 108. P. 474-481.
18. Eick M. J., Grossl P. R., Golden D. C.. Sparks D. L. Ming D. W. Dissolution of lunar simulant as affected by pH and organic anions // Geoderma. 1996. Vol. 74. P. 139-160. 19.Jack-son T. A., Keller W. D. A comparative study of the role of lichens and «inorganic» processes in the chemical weathering of recent Hawaiian lava flows// Am. J. Sci. 1970. Vol. 269. P. 446-466. 20.Jones D„ Wilson M. J., Tail J. M. Weathering of a basalt by Pertusaria corellina // Lichenologist. Vol. 12. 1980. P. 277-289. 21. Minerals in soil environ-ments //'SSSA Book Ser. / Ed. by J. B. Dixon, S. B. Weed. 2nd ed. N 1. Madison, 1989. ll.ReiderM., Cavazzini G., D'yakonov Y., Frank-Kamenetskii V., Gottardi G., Guggenheim S. Koval P, MoellerG, Neiva A., Radoslovich E.. Robert J., Sassi F., TakedaH.. Weiss Z, Wones D. Nomenclature of the micas. IMA MICA Report//American Mineralogist, 1988. 23. Prieto B.. Rivas. T., Silva B. Colonization by lichens of granite dolmens in Galicia (NW Spain)// Intern. Biodeterior. Biodegrad. 1994. Vol.34. P. 47-60. 24. Varadachari C., Barman A. K., Ghosh. Weathering of silicate minerals by organic acids: II. Nature of residual products// Geoderma. 1994. Vol. 61. P. 251-268. 25. Wierzchos J., Ascaso C. Morphological and chemical features of bioweathered granitic biotite induced by lichen activity// Clays Clay Miner. 1996. Vol. 44. P. 652-657. 26. Wilson J. M.. Jones D. Lichen weathering of minerals: implications for pedogenesis. Residual Deposits: Surface Related Weathering Processes and Material. Special Publication of the Geological Society//Ed. by R. C. L. Wilson. Blackwell; London, 1983. P. 2-12.
Статья поступила в редакцию 24 ноября 2005 г.
