Глинистые минералы в почвах пойм ручьев в ненарушенных ландшафтах южной тайги (на примере почв ЦЛГПБЗ)

УДК 631.445

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ В ПОЧВАХ ПОЙМ РУЧЬЕВ В НЕНАРУШЕННЫХ ЛАНДШАФТАХ ЮЖНОЙ ТАЙГИ

Т.А. Соколова, И.И. Толпешта, Е.С. Русакова, Ю.Г. Максимова

Методом рентгенодифрактометрии исследовали состав глинистого материала пойменных дерново- и перегнойно-глеевых почв, развитых в долинах небольших ручьев на территории заповедника. По сравнению с почвами прилегающих плакорных позиций они характеризуются более высоким содержанием жестких структур и меньшим количеством лабильных минералов в минералогическом составе тонких фракций. В составе глинистого материала обнаружены два типа неупорядоченных смешанослойных минералов, не встречающихся в почвах плакорных позиций: иллит-хлориты и хлорит-вермикулиты с переменной нормой переслаивания. Высказана гипотеза, что оба типа смешанослойных минералов имеют своим источником каменистый материал, содержащий слоистые силикаты гипергенного или постмагматического происхождения.

Ключевые слова: глинистые минералы, пойменные почвы, смешанослойные минералы.

Введение

Известно, что почвенный покров пойм рек и ручьев отличается пестротой и динамичностью. Почвообразование здесь характеризуется высокой интенсивностью биологического круговорота веществ, жизнедеятельности обитающих в почве животных и микроорганизмов, динамичностью химических и биохимических процессов [5].

Особенностью почвообразования на территории поймы является развитие поемных и аллювиальных процессов. Затопление ее полыми водами оказывает большое влияние на почвообразование: создается иной, чем в других почвах, водный режим, смягчается почвенный климат, активизируются микробиологические процессы [9].

Полые воды содержат большое количество тонкого взвешенного материала, и каждый паводок сопровождается отложением толщи свежего аллювия. В отличие от почв водоразделов в условиях пойм почвообразование и формирование почвообразующей породы происходят одновременно, т.е. пойменные почвы являются синлитогенными. Толща почвенных горизонтов непрерывно растет вверх вследствие на-иливания и биогенной переработки все новых и новых слоев осадков [8].

Для территории Центрального лесного государственного природного биосферного заповедника (ЦЛГПБЗ) установлено, что минерализация и гумификация растительных остатков происходит в почвах долин быстрее, чем на водоразделах. Мощность лесной подстилки уменьшается в поймах ручьев по сравнению с таковой, залегающей на почве выше по склону. Повышенная трофность растительности, боковой приток кальция и других элементов питания, периодически анаэробные условия разложения создают благоприятное соотношение скорости минерализации и гумификации. В результате здесь фор-

мируется гумусовый горизонт с высоким содержанием органического углерода [4].

В заповеднике в поймах небольших ручьев преобладают дерново- и перегнойно-глеевые и глеева-тые почвы. В зависимости от условий дренажа в их профиле присутствует дерновый или перегнойный гумусово-аккумулятивный горизонт, ниже которого следует серия горизонтов В, в разной степени огле-енных. Горизонты А и В, как правило, формируются в пределах толщи покровного суглинка, подстилаемого на глубине 40—60 см красно-бурой тяжелосуглинистой мореной, часто содержащей карбонатные обломки и валуны разного состава. Двучленность исходного наноса вообще характерна для территории ЦЛГПБЗ [10] и других северо-западных регионов Европейской России.

Дерново- и перегнойно-глеевые и глееватые почвы пойм ручьев не являются преобладающими компонентами почвенного покрова таежной зоны, представленного преимущественно подзолистыми, болот-но-подзолистыми и болотными почвами [10]. Вместе с тем почвенно-геохимическое и экологическое значение почв, развитых в долинах ручьев в подчиненных геохимических позициях, достаточно велико. Предыдущими исследованиями выявлено, что в дерново- и перегнойно-глееватых и глеевых почвах заповедника аккумулируются подвижные соединения алюминия и железа, поступающие в понижения рельефа с боковым током почвенных растворов и образующиеся in situ [14]. В этих почвах часто аккумулируются также вторичные карбонаты, поступающие с током почвенных растворов и за счет растворения карбонатных обломков, присутствующих в подстилающих моренных отложениях.

Специфика почвообразования в поймах рек и ручьев не может не отражаться на минералогическом составе почв, в том числе и на составе глинистых минералов. В этом отношении почвы пойм

небольших ручьев остаются малоизученными. В предыдущей публикации с участием авторов данной работы [6] было показано, что илистые фракции дер-ново-глеевых почв пойм ручьев заповедника характеризуются повышенным содержанием минералов группы иллитов и присутствием смешанослойного минерала, предварительно диагностированного как неупорядоченный смешанослойный хлорит-вермикулит. Было высказано предположение, что он является продуктом современного или древнего выветривания собственно хлоритовых минералов.

В статье представлены данные по составу глинистого материала из шести разрезов пойменных почв, развитых в долинах небольших ручьев на территории заповедника; обсуждаются вопросы возможного происхождения некоторых глинистых минералов, обнаруженных в составе тонких фракций.

Объекты и методы исследования

Объекты исследования — образцы основных генетических горизонтов из пяти разрезов дерново-глеевых почв и одного профиля перегнойно-глее-вой, развитых в поймах шести разных ручьев, расположенных на расстоянии 1—3 км друг от друга. Ранее исследованные профили [6] — 5-2007 и 7-2007 — расположены в пойме одного ручья на расстоянии около 100 м друг от друга.

Илистую фракцию отделяли методом отмучивания, по Айдиняну [1], после разминания; остальные фракции также отделяли методом отмучивания. Химические анализы выполняли общепринятыми методами [3]. Состав глинистого материала определяли методом рентгенодифрактометрии на приборе ДРОН-3 в режиме: излучение Си, фильтрованное N1, напряжение и сила тока в трубке 35 кВ и 20 мА. Процентное содержание отдельных групп глинистых минералов (каолинит в сумме с хлоритом, иллит и лабильные минералы) рассчитывали по модифицированной методике Э.А. Корнблюма [13].

Результаты и их обсуждение

Все профили имеют слабокислую реакцию верхних горизонтов и нейтральную или слабощелочную в нижней части в связи с присутствием карбонатов (табл. 1). В соответствии с величинами рН в составе почвенного поглощающего комплекса (ППК) преобладают обменные кальций и магний. Содержание Сорг в гор. А1 варьирует в пределах 3—5% в дерново-глеевых

почвах и повышается до 10% в перегнойно-глеевой. Аналитические данные для разр. 5-2007 и 7-2007 приведены в [6].

Содержание илистой фракции в горизонтах почв, развитых в пределах толщи покровного суглинка, варьирует в пределах 1—12% (табл. 2). При переходе к подстилающей породе содержание ила резко возрастает до 10—20%. Количество пылеватой фракции по разрезам и горизонтам изменяется в интервале 1—6%. Какой-либо отчетливой закономерности в профильном распределении тонких фракций нет, что объясняется постоянным притоком на поверхность почв нового материала в период снеготаяния и сильных ливней. По содержанию тонких фракций исследованные почвы принципиально не отличаются от развивающихся в толще покровного суглинка горизонтов подзолистых и болотно-подзолистых почв автоморфных позиций.

В составе тонких фракций (табл. 2, рис. 1—3) присутствует ассоциация глинистых минералов, харак-

Таблица 1

Некоторые химические свойства исследованных почв

Горизонт рН С % орг Обменные катионы, смоль-экв./кг

Н2О КС1 Са2+ К+ Н+ А13+

Перегнойно-глеевая почва, разр. 2-2009

АОА1 6,16 5,46 9,6 24,21 2,91 0,67 0,17 < 0,01

А1 6,57 5,74 8,0 18,12 1,98 0,20 0,08 < 0,01

ВО 7,02 6,20 2,5 14,96 1,79 0,24

ПВБО 7,55 6,16 0,4 8,57 1,74 0,25

Дерново-глеевая почва, разр. 2-2010

О 6,38 5,89 89,3* 16,65 8,32 5,62 0,24 < 0,01

А1 6,33 5,12 5,5 6,46 2,24 0,47 0,10 < 0,01

АВ 6,25 4,83 1,3 5,20 0,74 0,14 0,02 0,01

ВО 6,55 4,98 1,2 4,61 1,21 0,15 0,02 < 0,01

ПВБО 6,94 5,39 0,9 3,74 1,25 0,21 0,02 < 0,01

Дерново-глеевая почва, разр. 3-2010

О 6,41 5,99 90,2* 19,22 3,84 7,14 0,21 < 0,01

А1 5,92 4,47 2,7 5,29 0,48 0,20 0,03 0,02

АВв 6,19 4,46 1,2 2,89 0,72 0,10 0,02 0,10

ВО 6,59 4,69 0,6 4,40 1,30 0,15 0,03 0,02

ПВБО 6,83 4,97 1,0 9,25 1,95 0,27 0,02 < 0,01

Дерново-глеевая почва, разр. 4-2010

А1 5,88 4,99 5,1 5,58 2,18 0,47 0,06 < 0,01

АВв 5,85 4,56 3,1 5,18 1,48 0,27 0,11 0,06

А -^погр 5,93 4,66 4,5 5,49 1,00 0,35 0,08 0,01

ВО 6,34 4,77 2,7 5,08 1,45 0,25 0,05 0,02

О 6,29 4,78 1,0 5,21 1,74 0,22 0,03 < 0,01

Примечание. Звездочка — потеря при прокаливании.

Таблица2

Минералогический состав илистой и тонкопылеватой фракций

Содержание фракций, % Процент от суммы трех компонентов Полуколичественная оценка

Горизонт Фракция каолинит + хлорит лабильные минералы почвенный хлорит смешанослойные полевой шпат

иллит хлорит иллит-смектит иллит-хлорит хлорит-вермикулит кварц

Аллювиальная перегнойно-глеевая почва, разр. 2-2009

АОА1 < 1 мкм 4 64 26 10 + ? + ++ +++ + +

А1 2 65 30 5 + ? ? ++ +++ + +

ВО 5 74 25 2 + ? + + ++ + +

ПБЕ 21 38 50 11 — ? — — — + —

А1 1—5 мкм 4 56 44 0 + ? ? — ++ +++ +

ВО 6 59 33 8 + ? — — ++ +++ +

ПВЕ 6 50 38 12 + — ? — + +++ +

Аллювиальная дерново-глеевая почва, разр. 2-2010

А1 < 1 мкм 8 63 32 6 + ? + ++ ++ + —

АВ 8 60 40 0 + ? + ++ ++ — —

ВО 9 55 45 0 + ? + ? ++ — —

ПВБО 10 49 41 10 — ? + ? + — —

А1 1—5 мкм 6 73 22 5

АВ 5 61 30 9 + ? ? — + +++ +

ВО 5 62 32 6 + ? — — ++ +++ +

ПВБО 3 73 22 5 + ? — — ++ +++ +

Аллювиальная дерново-глеевая почва, разр. 3-2010

А1 < 1 мкм 12 66 30 4 + ? + +++ +++ — —

АВв 8 57 34 8 + ? + +++ +++ — —

ВО 12 52 46 2 + ? + ++ ++ — —

ПВБО 17 44 53 3 + ? ++ ? + — —

А1 1—5 мкм 5 57 41 2 + ? — — ++ — —

АВв 4 60 37 3 + ? — — ++ +++ +

ВО 4 56 38 5 + ? — — + +++ +

ПВБО 6 49 41 11 + ? — — + +++ +

Аллювиальная дерново-глеевая почва, разр. 4-2010

А1 < 1 мкм 8 59 36 6 + ? + ? ++ + —

АВв 9 65 34 1 + ? + ++ ++ + —

ВО 10 66 27 6 + ? + +++ +++ + —

ПВБО 12 57 43 0 ? ? + +++ +++ + —

А1 1—5 мкм 5 51 49 0 + ? — — ++ +++ +

АВв 5 51 49 0 + ? — — ++ +++ +

ВО 6 55 42 3 + ? ? — +++ +++ +

ПВБО 5 62 32 6 + ? — — +++ +++ +

Аллювиальная дерново-глеевая почва, разр. 5-2007

А1 < 1 мкм 1 38 41 21 + ? + — ? + +

11В 16 33 51 16 ? — + — — + —

Окончание табл. 2

Горизонт Фракция Содержание фракций, % Процент от суммы трех компонентов Полуколичественная оценка

каолинит + хлорит иллит лабильные минералы хлорит почвенный хлорит смешанослойные кварц полевой шпат

иллит-смектит иллит-хлорит хлорит-вермикулит

ПБЕ 16 33 51 16 ? — + — — + —

А1 1—5 мкм 1 45 43 12 + ? — — + +++ +

11В 3 41 53 6 + ? ? — + +++ +

ПБЕ 4 37 52 10 + — — — ? +++ +

Аллювиальная дерново-глеевая почва, разр. 7-2007

А1 < 1 мкм 1 45 43 12 + ? ? — ++ + +

В 8 46 42 12 + ? — — + + +

ПВЕ 19 31 47 22 + — + — — + —

А1 1—5 мкм 3 39 53 8 + — — — ? +++ +

В 3 43 46 12 + — ? — + +++ +

ПВЕ 3 43 43 14 + — ? — — +++ +

Примечание. Прочерк — минерал отсутствует, + — мало, ++ — средне, +++ — много, ? — присутствие минерала возможно, но однозначно не диагностируется.

терная для почв северо-западной части Европейской России, развитых на рыхлых четвертичных отложениях. Преобладающими компонентами этой ассоциации являются унаследованные от породы каолинит, диоктаэдрический иллит, смешанослойные ил-лит-смектитовые и иллит-вермикулитовые минералы и небольшое количество хлорита. В тонкопылеватой фракции смешанослойные иллит-смектиты или отсутствуют, или их мало; возрастает содержание жестких структур, кварца и полевых шпатов (рис. 3).

При переходе от горизонтов, развитых в толще покровного суглинка, к подстилающей породе, в пяти из шести исследованных профилей в илистой фракции наблюдается существенное увеличение количества минералов группы иллита, а в трех профилях — лабильных минералов, представленных преимущественно лабильными пакетами в составе смешанослой-ных иллит-смектитов. Выявленные различия между профилями в составе глинистого материала подстилающей породы объясняется исходной неоднородностью моренных отложений.

Во всех профилях при переходе к подстилающей породе уменьшается количество каолинита, который определяется вместе с хлоритом и другими минералами, сохраняющими рефлекс 7,2 А после прокаливания при 350°. Объяснение этой закономерности дано ниже.

Анализ приведенного в табл. 2 и на рис. 1—3 экспериментального материала показывает, что дерново- и перегнойно-глеевые почвы в горизонтах, развитых в толще покровного суглинка, имеют специфические особенности в составе глинистого материала, не свойственные почвам плакорных позиций.

В четырех из шести разрезов наблюдается значительно меньшее, чем в автоморфных почвах, количество лабильных минералов, которые в образцах илистой фракции некоторых горизонтов вообще отсутствуют, и соответственно более высокое содержание каолинита, который определяли в сумме с хлоритом. Это можно объяснить совместным влиянием двух факторов: во-первых, тем, что лабильные минералы как более тонкодисперсные могли выноситься с твердым стоком в периоды сильного подъема воды в ручьях; во-вторых, ручьи могут размывать не только толщу покровного суглинка, но и подстилающие моренные отложения, содержащие большое количество каменистого материала в виде валунов и щебня, повсеместно присутствующих в руслах современных ручьев. В составе этого материала часто встречаются обломки двуслюдяных гранитов и амфиболитов, содержащих слоистые силикаты — слюды и хлориты. На рис. 4 представлены рентгенограммы протолочки каменистого обломка, на которых видны рефлексы не только полевого шпата и амфибола, но и слоистых силикатов, представленных триокта-эдрическими слюдами и хлоритами, т.е. жесткими структурами.

Происхождение этих силикатов связано не только с магматическими, но и с постмагматическими процессами, а также, возможно, с древними процессами выветривания. В моренных отложениях довольно часто попадаются фрагменты, имеющие внешний облик обломков гранита, которые легко разрезаются ножом (за исключением зерен кварца). Такие продукты могли сформироваться в результате длительного выветривания в условиях экваториального кли-

Рис. 1. Рентгенодифрактограммы илистой фракции из разр. 2-2009: 1 — исходный образец, 2 — насыщение глицерином, 3 — прокаливание при 350°, 4 — прокаливание при 550°; числа на кривых — ангстремы

мата на предыдущих древних стадиях формирования минерального материала, который в четвертичное время был подхвачен и перемещен ледником и водными потоками.

Основная особенность состава глинистого материала изученных почв — наличие в тонкодисперсных фракциях в значительном количестве двух типов смешанослойных минералов, которые не были найдены в подзолистых и болотно-подзолистых почвах плакорных позиций [7, 12, 13]. Более того, они не встречаются и в типичных почвах зонального ряда на рыхлых четвертичных отложениях [11]. Первый тип смешанослойных образований является одним из основных компонентов илистой фракции в четырех из шести профилей. На рентгенограммах препаратов в исходном состоянии, после насыщения глицерином и прокаливания при 350° эти минералы дают широкий диффузный максимум в области >10 А, сливающийся с рефлексом первого порядка иллитов со стороны больших значений углов 20 (рис. 1, 2). Прокаливание при 550° в некоторых случаях приво-

дит к сжатию решетки до асимметричного максимума в области ~ 10 А, как это наблюдается в разр. 2-2010 (рис. 2). В других случаях диффузное рассеяние в области > 10 А остается и после прокаливания при 550°, как это отмечается в профиле 2-2009, особенно в гор. А0А1 (рис. 1).

Основываясь на принципах Меринга (по [23]) и У.А. Огйз [19] и учитывая, что прокаливание при 350° не приводит к сжатию решетки, такая дифракционная картина позволяет идентифицировать эти сме-шанослойные минералы как неупорядоченные иллит-хлориты. В случаях, когда прокаливание при 550° не вызывает дополнительного сжатия решетки, можно предполагать, что в структуре иллитовые пакеты чередуются с пакетами совершенных хлоритов. Сжатие решетки в результате прокаливания при 550° свидетельствует о чередовании в структуре иллитовых пакетов с пакетами дефектных хлоритов, менее устойчивых к термическому воздействию.

Второй тип смешанослойных минералов, присутствующий в почвах пойм ручьев в значительных

Рис. 2. Рентгенодифрактограммы

количествах и не найденный в автоморфных почвах, дает на рентгенограмме препарата в исходном состоянии и после насыщения глицерином острый симметричный рефлекс в области 14,1—14,4 À. После прокаливания при 350° кристаллическая решетка сжимается до 11,5—13 À, причем пик становится широким, а иногда в этой области сохраняется только диффузное рассеяние. Прокаливание при 550° вызывает дальнейшее сжатие решетки с сохранением самостоятельного максимума в области <14 À или приводит к заметной асимметрии 10 À максимума (рис. 1,2).

По Мерингу (по [23]) и V.A. Drits [19], такая дифракционная картина позволяет диагностировать эти смешанослойные минералы как неупорядоченные хлорит-вермикулиты с переменной нормой переслаивания. Очевидно, что меньшее сжатие решетки при прокаливании образца свидетельствует о более высоком содержании в структуре хлоритовых пакетов. В работе D. Proust с соавт. [24] в продуктах выветривания амфиболитов описан минерал, диаг-

Горизонт IIBDG

илистой фракции из разр. 2-2010

ностированный как смешанослойный хлорит-вермикулит, дающий рефлекс в области 11—12 А после насыщения калием и прокаливания при 110°, образующийся в результате выветривания хлоритов.

Генезис обоих типов смешанослойных минералов не вполне ясен, но едва ли он связан с современными процессами почвообразования. Скорее всего, эти минералы представляют собой продукты древнего выветривания или постмагматических изменений минералов, первоначально находившихся в составе каменистого материала в моренных отложениях, и в настоящее время, как уже отмечалось, присутствующих в донных отложениях ручьев. Пересыхающие в сухие периоды ручьи во время снеготаяния или сильных дождей превращаются в бурные потоки, которые частично перемещают каменистые обломки. При этом происходит их механическое истирание, и находящиеся в составе слоистые силикаты частично переотлагаются на поверхности пойменных почв, смешиваясь с материалом покровного суглинка, слагающего верхнюю часть профиля.

Горизонт А1

11 14 17 20

26 26,

2 5

11 14 17 20 23 26 26,

10.08 Горизонт ПВО

7>19 3.35.

2 5

11 14 17 20 23 26 26,

Рис. 3. Рентгенодифрактограммы тонкопылеватой фракции из разр. 2-2009

Косвенным подтверждением этой гипотезы является присутствие смешанослойных хлорит-вермикулитов не только в илистой, но и в пылеватых фракциях. Как видно на рис. 5, минералы с такими же дифракционными спектрами однозначно диагностируются во фракциях тонкой и средней пыли, выделенных из гор. ВО разр. 2-2009. В крупнопылева-той фракции диагностика этих минералов затруднена из-за их низкого содержания и плохой ориентации препарата. Тем не менее и во фракции крупной пыли просматривается слабое диффузное рассеяние в области от 10 до 14 А при прокаливании образца.

Таким образом, есть основание считать, что оба типа смешанослойных минералов имеют своим источником каменистый материал, содержащий слоистые силикаты гипергенного или постмагматического происхождения. В поймах ручьев этот материал, исходно содержащийся в моренных отложениях, подвергался и подвергается перемещению и переотложению водными потоками, что сопровождается его механическим дроблением и истиранием. В результате, находящиеся в каменистых обломках глинистые минералы освобождаются и переходят в состав пы-

леватых и илистой фракций наносов, на которых формируются современные почвы пойм ручьев.

Закономерности профильной дифференциации глинистого материала, типичные для автоморфных почв, не характерны для исследованных нами. В предыдущих работах было показано, что в почвах, занимающих автоморфные позиции в рельефе, процесс почвообразования приводит к двум типам изменений в составе глинистого материала в верхней толще почвенного профиля, развитого в пределах покровного суглинка. В первом случае в гор. А1Е подзолистых и гор. Б1Ш подзолисто-болотных почв несколько уменьшается содержание иллитов по сравнению с нижележащим гор. Е1 за счет трансформации ил-литов в лабильные структуры под влиянием деятельности биоты. Второй тип изменений проявляется в развитии процесса хлоритизации, который наиболее интенсивно происходит в гор. Е1 подзолистых, в меньшей степени — в гор. АЕ дерново-подзолистых и в гор. Е1 болотно-подзолистых почв [2, 7, 12, 13]. При этом существует отчетливая закономерная связь между степенью заполнения межпакетного пространства почвенных хлоритов прослойками гидроксида

Рис. 4. Рентгенодифрактограммы протолочки каменистого обломка из разр. 2-2010

алюминия и химическими свойствами соответствующих почвенных горизонтов, что свидетельствует в пользу современного аградационного механизма их образования [15].

В пойменных почвах только в трех (2-2009, 2-2020, 3-2010) из шести исследованных профилей наблюдается снижение количества иллитов в гумусо-во-аккумулятивных горизонтах по сравнению с нижележащими, в двух (4-2010 и 7-2007) имеет место обратная закономерность, в одном (5-2007) призна-

ки смены наноса начинаются непосредственно под гор. А1 (табл. 2). Такую неоднородность в профильном распределении иллитов можно объяснить многими причинами и прежде всего систематическим поступлением свежего наноса разнообразного состава в периоды половодья и сильных дождей.

Как было отмечено, подзолистым и болотно-подзолистым почвам автоморфных позиций свойственно развитие процесса хлоритизации, особенно в гор. Е. Представленный в данной работе фактический материал не позволяет однозначно ответить на вопрос, есть ли минералы группы почвенных хлоритов в исследованных почвах, поскольку их рефлексы невозможно отделить от интенсивных пиков смешанослойных хлорит-вермикулитов.

Многочисленными исследованиями установлены следующие факторы, способствующие образованию почвенных хлоритов аградационным путем: интервал значений рН от 4,5 до 5,9; пониженная концентрация в растворе органических и минеральных лигандов, дающих устойчивые комплексы с алюминием; присутствие в растворе этого элемента в фор-

а

14>28 10>°2 8,45 7,13 6,47

14,13 9,97

8 10 20

^ Рис. 5. Рентгенодифрактограммы пылеватых фракций из гор. ВО разр. 2-2009: а — крупная пыль, б — средняя пыль, в — тонкая пыль

ме гидроксомономеров [15—18, 20—22, 25, 26]. С этой точки зрения, почвенно-геохимические условия в почвах пойм ручьев не благоприятны для развития процесса хлоритизации: значения рН в пяти из шести изученных профилей значительно выше указанного диапазона, а высокое содержание Сорг дает основания предполагать также и высокую концентрацию органических лигандов в растворе. Поэтому скорее всего минералы группы почвенных хлоритов в исследованных почвах отсутствуют, и близкая почвенным хлоритам дифракционная картина формируется за счет присутствия смешанослойных хлорит-вермикулитов.

Еще одной особенностью минералогического состава тонкодисперсных фракций в пойменных почвах ручьев является присутствие окристаллизованных гидроксидов железа, представленных гётитом и ле-пидокрокитом. Гётит диагностирован в илистой фракции по отчетливому максимуму 4,17 А в гор. ПБОО разр. 2-2009 (рис. 1), по всему профилю разр. 2-2010 (рис. 2), а также в горизонтах ПББО разр. 3-2010, 5-2007 и 7-2007. Лепидокрокит диагностирован по рефлексу 6,25 А в составе илистой (рис. 2) и тонко-пылеватой фракций в гор. БО разр. 2-2010. Вопрос о причинах различий между разрезами и горизонтами по составу гидроксида железа требует дополнительных исследований. Можно отметить, что аккумуляции этого соединения в почвах пойм ручьев благоприятствуют их приуроченность к геохимически подчиненным позициям в ландшафте и возможность притока растворимых соединений железа с боковым стоком с плакорных и склоновых позиций.

Выводы

• Почвы пойм ручьев по сравнению с таковыми прилегающих плакорных позиций характеризуются более высоким содержанием жестких структур и меньшим количеством лабильных минералов в минералогическом составе тонких фракций.

• В составе глинистого материала почв пойм ручьев обнаружено два типа неупорядоченных сме-

шанослоиных минералов, не встречающихся в почвах плакорных позиции не только на территории Центрального лесного заповедника, но и вообще в почвах зонального ряда на рыхлых четвертичных отложениях.

• ПервыИ тип смешанослоИных образовании на рентгенограммах препаратов в исходном состоянии, после насыщения глицерином и прокаливания при 350° дает широкиИ диффузныИ максимум в области > 10 А. Прокаливание при 550° в некоторых случаях приводит к сжатию решетки до асимметричного максимума в области ~ 10 А или к появлению в тоИ же области диффузного рассеяния. Такая дифракционная картина позволяет идентифицировать эти сме-шанослоИные минералы как неупорядоченные ил-лит-хлориты.

• ВтороИ тип смешанослоИных минералов дает на рентгенограмме препаратов в исходном состоянии и после насыщения глицерином острыИ симметрич-ныИ рефлекс в области 14,1—14,4 А. После прокаливания при 350° кристаллическая решетка сжимается до 11,5—13,0 А, причем пик становится широким, а иногда в этоИ области сохраняется только диффузное рассеяние. Прокаливание при 550° вызывает дальнеИшее сжатие решетки с сохранением самостоятельного максимума в области <14 А или приводит к заметноИ асимметрии 10 А максимума. Эти минералы были диагностированы как неупорядоченные хлорит-вермикулиты с переменноИ нормоИ переслаивания.

• Высказана гипотеза, что оба типа смешано-слоИных минералов имеют своим источником каме-нистыИ материал, содержащиИ слоистые силикаты гипергенного или постмагматического происхождения. В поИмах ручьев этот материал, исходно со-держащиИся в моренных отложениях, подвергался и подвергается перемещению и переотложению водными потоками, что сопровождается его механическим дроблением и истиранием. В результате, находящиеся в каменистых обломках глинистые минералы освобождаются и переходят в состав пылеватых и илистоИ фракции наносов, на которых формируются современные почвы поИм ручьев.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Айдинян Р.Х. Извлечение ила из почв: Краткая инструкция. М., 1960.

2. Алексеева С.А., Дронова Т.Я., Соколова Т.А. Химико-минералогическая характеристика подзолистых почв разной степени гидроморфизма, развитых на двучленных отложениях (на примере почв ЦЛГПБЗ) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2007. № 3.

3. Воробьева Л.А. Химический анализ почв. М., 1998.

4. Добровинская Г.Р., Урусевская И.С. Органическое вещество почв катен южной тайги // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 1999. № 4.

5. Добровольский Г.В. Почвы речных пойм центра Русской равнины. М., 1968.

6. Ишкова И.В., Русакова Е.С., Толпешта И.И., Соколова Т.А. Почвы склона и поИмы ручья в Центрально-Лесном заповеднике: некоторые химические своИства и состав глинистых минералов // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2010. № 3.

7. Кирюшин А.В., Соколова Т.А., Дронова Т.Я. Мине-ралогическиИ состав тонкодисперсных фракциИ подзолистых и торфянисто-подзолисто-глееватых почв на двучленных отложениях Центрального Лесного заповедника // Почвоведение. 2002. № 11.

8. Ковда В.А. Основы учения о почвах. М., 1973.

9. Ковриго В.П., Кауричев И.С, Бурлакова Л.М. Почвоведение с основами геологии. М., 2000.

10. Регуляторная роль почв в функционировании таежных экосистем. М., 2002.

11. Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах. М., 2005.

12. 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.

13. 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.

14. Толпешта И.И, Соколова Т.А. Подвижные соединения алюминия в почвах катен южной тайги // Почвоведение. 2010. № 8.

15. Толпешта И.И, Соколова Т.А, Бонифачио Э., Фаль-сонэ Г. Почвенные хлориты в подзолистых почвах разной степени гидроморфизма // Почвоведение. 2010. № 7.

16. Barnhisel R.I, Bertsch P.M. Chlorites and Hydroxy-Interlayered Vermiculite and Smectite. Minerals in Soil Environments // Soil Sci. Soc. of Amer. Madison, Wisconsin, 1989.

17. Carstea D.D. Formation of hydroxy-Al and -Fe in-terlayers in montmorillonite and vermiculite: influence of part-

icle size and temperature // Clays and Clay Minerals. 1968. Vol. 16.

18. Dixon J.B., Schulze D.G. (Eds.) Soil Mineralogy with Environmental Application. Madison, Wisconsin, 2002.

19. Drits V.A. Structural and chemical heterogeneity of layer silicates and clay minerals // Clay Minerals. 2003. Vol. 38.

20. Karathanasis A.D. Compositional and solubility relationships between aluminum-hydroxyinterlayered soil-smectites and vermiculites // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1988. Vol. 52.

21. Malcolm R..L, Nettlton W.D., McCracken R.J. Pedoge-nic Formation of Montmorillonite from a 2:1—2:2 Intergrade Clay Minerals // Clays and Clay Minerals. 1969. Vol. 16, N 6.

22. Meunier A. Clays. Berlin; Heidelberg, 2005.

23. Moore D.M., Reynolds R.C., Jr. X-Ray Diffraction and the Identification and Analysis of Clay Minerals. Oxford; N.Y., 1997.

24. Proust D, Eymery J.-P, Beaufort D. Supergene vermi-culitization of a magnesium chlorite: iron and magnesium removal processes // Clays and Clay Minerals. 1986. Vol. 34, N 5.

25. Rich C.I. Hydroxy Interlayers in Expansible Layer Silicates // Clays and Clay Minerals. 1968. Vol. 16, N 1.

26. Sawhney B.L. Aluminum interlayers in layer silicates. Effect of oh/Al ratio of Al solution, time of reaction, and type of structure // Clays and Clay Minerals. 1968. Vol. 16.

Поступила в редакцию 14.01.2013

CLAY MINERALS IN SOILS OF SMALL STREAMS FLOODPLAINS

IN THE CENTRAL FOREST RESERVE

T.A. Sokolova, I.I. Tolpeshta, E.S. Rusakova, Yu.G. Maximova

Clay material in six soil profiles of small streams floodplains in the Central Forest Reserve was studied by X-ray diffraction technique. As compared with upland soils the soils studied were found to contain more nonexpanding minerals and less expanding clays in fine fractions. Two types of irregular mixed-layered minerals were revealed in floodplain soils: irregular illite-chlorites and irregular chlorite-vermiculites. Both minerals have not been found in clay fraction of soils of the upland and slope areas in the Central Forest Reserve and in any other soils common for podzolic zone.

The source of both types of mixed-layered minerals was believed to be the rock fragments, which contain layered clay silicates of hypergene or postmagmatic origin.

Key words: clay minerals, floodplain soils, mixed-layered minerals.

Сведения об авторах

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. Толпешта Инна Игоревна, докт. биол. наук, ст. преп. каф. химии почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8(495)939-50-10; e-mail: sokolt65@mail.ru. Русакова Екатерина Сергеевна, аспирант 3-го года обучения каф. химии почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. E-mail: rrec88@gmail.com. Максимова Юлия Геннадьевна, аспирант 3-го года обучения каф. химии почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. E-mail: ulashka_86@mail.ru.