Выветривание биотита в торфянисто-подзолисто-глееватой почве в условиях модельного полевого опыта

УДК 631.415

ВЫВЕТРИВАНИЕ БИОТИТА

В ТОРФЯНИСТО-ПОДЗОЛИСТО-ГЛЕЕВАТОЙ ПОЧВЕ В УСЛОВИЯХ МОДЕЛЬНОГО ПОЛЕВОГО ОПЫТА1

Т.А. Соколова, И.И. Толпешта, И.В. Топунова

Методом рентгенодифрактометрии оценивали результаты изменения биотита (фракция 1—5 мкм) после пятилетнего пребывания в горизонтах Т2, Н, ЕШ и Е торфянисто-под-золисто-глееватой почвы (ТПГ) в условиях модельного полевого опыта. Установлено, что основные процессы изменения биотита во всех горизонтах заключаются в деградационной трансформации его кристаллической решетки в упорядоченные смешанослойные биотит-вермикулитовые и неупорядоченные биотит-смектитовые образования и вермикулит. Интенсивность трансформации снижается вниз по профилю параллельно уменьшению содержания органического вещества, количества корней, численности и активности микробиоты. Среди продуктов выветривания биотита в гор. Е присутствуют также хлоритизированные структуры. Образовавшиеся за пять лет в условиях модельного опыта основные идентифицированные продукты выветривания биотита в горизонтах ЕШ и Е диагностируются в составе илистой и тонкопылеватой фракций этих горизонтов и в нативных торфянисто-подзоли-сто-глееватых почвах. Поэтому можно заключить, что в исследованных почвах и вермикулит, и почвенный хлорит являются продуктом современного функционирования почвы.

Из рассмотренного материала с учетом литературных данных следует, что процесс выветривания биотита имеет своим результатом образование буферной системы в отношении калия.

Ключевые слова: биотит, торфянисто-подзолисто-глееватая почва, выветривание, метод рентгенодифрактометрии.

Введение

Триоктаэдрические слюды биотит-флогопито-вого ряда быстро выветриваются, что дает возможность регистрировать их изменение за относительно короткие промежутки времени. Неустойчивость кристаллических решеток этих минералов связана с ориентацией ОН-групп перпендикулярно плоскости слоя, что приводит к сближению водорода гидроксильной группы с одноименно заряженным ионом калия [23]. В биотите фактором нестабильности также является наличие в решетке двухвалентного железа, которое легко окисляется. Из-за способности быстро выветриваться триоктаэдрические слюды в почвах являются важным природным источником доступного для растений калия [3, 10 и др.]. Поэтому изучению процессов выветривания этих минералов в модельных опытах и в природных условиях посвящено много работ.

Хорошо известно, что в выветривании минералов в почвах большую, если не основную, роль играет биотический фактор. Продукты функционирования макро- и микробиоты обеспечивают наличие в почвенном растворе основных агентов, вызывающих растворение и трансформационные изменения минералов — протона и органических лигандов [2, 7, 29, 44 и др.].

В ряде работ показано, что выветривание три-октаэдрических слюд, как и других минералов, наи-

более интенсивно протекает в ризосфере, а при наличии эктомикоризных грибов — в эктомикоризо-сфере по сравнению с почвой вне ризосферы [16, 18, 20, 21, 27, 30, 33, 48]. Это объясняется более кислой реакцией среды и на порядки более высокой концентрацией низкомолекулярных органических кислот (НМОК), в частности щавелевой, в почвенном растворе ризосферы [17, 19, 28, 30, 31].

Разные пути изменения биотита и флогопита в зависимости от состава и концентрации определенных НМОК были выявлены в модельных лабораторных опытах [40, 42, 47]. Установлено, что под влиянием НМОК с высокой комплексообразу-ющей способностью (щавелевая, лимонная) в высоких концентрациях осуществляется конгруэнтное растворение этих минералов. Под влиянием алифатических и фенолокислот с умеренной комплек-сообразующей способностью и минеральных кислот происходит трансформация триоктаэдрических слюд в вермикулит и хлоритизированные структуры; под действием галактуроновой кислоты — в смек-тит. Бутировая кислота и аминокислоты на триоктаэдрические слюды не оказывают существенного влияния.

Значительная часть экспериментальных исследований по моделированию процесса выветривания триоктаэдрических слюд представляла собой вегетационные опыты, в которых растения, эктомико-

1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 08-04-00159а).

ризные грибы, микроорганизмы или их сообщества выращивали на каком-либо непочвенном субстрате, внося в растворенной форме все элементы питания, кроме калия и магния, которые добавляли в виде порошка биотита или флогопита. Через разные промежутки времени (от нескольких часов до нескольких лет) регистрировали изменения, произошедшие с этими минералами, методами рентге-нодифрактометрии, РЭМ, атомной силовой микроскопии и др.

В подавляющем большинстве опытов функционирование биоты приводило к образованию по триоктаэдрическим слюдам вермикулита, смешано-слойных биотит-вермикулитовых минералов и хло-ритизированных структур [32—34 и др.], хотя в некоторых опытах происходило конгруэнтное растворение биотита [26]. При этом скорость изменения и отчасти состав продуктов выветривания при прочих равных условиях зависели от вида растения [34], эктомикоризного гриба [37, 38] или штамма микроорганизмов [26].

Наибольшая интенсивность выветривания наблюдалась в случае совместного воздействия на минералы высших растений, эктомикоризных грибов и бактерий за счет синергетического эффекта. Последний складывается из нескольких механизмов: 1) корни способствуют физическому дроблению зерен минерала и появлению новых активных центров; 2) корневые выделения обеспечивают бактерии субстратом, необходимым для продуцирования ими метаболитов, участвующих в выветривании; 3) рост корней усиливается под влиянием фитогор-монов роста, продуцируемых бактериями [26].

При всей несомненной ценности подобного рода экспериментов в них трудно воссоздать реальные природные условия, при которых минералы выветриваются в почвах. Поэтому в последние десятилетия выполнен ряд модельных полевых опытов, где минералы помещали в разные горизонты почв на срок от нескольких месяцев до нескольких лет, после чего регистрировали изменения, произошедшие с ними, с помощью фазового рентгеновского анализа или другими методами. Основная часть таких опытов выполнена с вермикулитом в №-форме, который в кислых почвах с промывным водным режимом в большинстве случаев трансформировался в почвенные хлориты [19, 25, 39].

В настоящей работе представлены результаты изучения выветривания триоктаэдрической слюды — биотита — за период времени от одного года до пяти лет в основных генетических горизонтах торфянисто-подзолисто-глееватой почвы в условиях модельного полевого опыта.

Объекты и методы исследования

Модельный опыт проводили на территории Центрального лесного заповедника в Тверской обл.,

почвенный покров и почвы которого охарактеризованы в ряде статей и монографий [5, 8, 11 и др.]. Выветривание биотита изучали в торфянисто-под-золисто-глееватых почвах, широко распространенных в подзоне южной тайги Европейской России. Эти почвы развиваются на плохо дренированных позициях рельефа под ельниками с преобладанием в напочвенном покрове сфагнума и черники. Поч-вообразующие породы представлены двучленными отложениями — легкими покровными суглинками, подстилаемыми суглинистыми моренными или песчаными водно-ледниковыми отложениями. Органогенная часть профиля включает горизонты Т1, Т2 и Н, которые сменяются горизонтами ЕШ и Е, причем последний имеет серовато-белесую окраску [5, 11]. Под гор. Е залегает подстилающая порода — ИББ.

Все горизонты имеют сильнокислую реакцию среды. В гор. ЕШ содержится более 4% Сорг, представленного иллювиированным гумусом, что придает ему кофейные тона. Содержание растворимого органического вещества в почвенном растворе снижается от сотен миллиграммов на литр в горизонтах Т и Н до десятков миллиграммов в гор. ЕШ и до единиц миллиграммов на литр в гор. Е [15]. Детальная химическая характеристика профиля ТПГ почвы, заложенного рядом с площадкой, на которой проводили опыт, дана в публикации А.В. Ки-рюшина с соавт. [9] (таблица).

Значения рНвод. и содержание Сорг. в торфянисто-подзолисто-глееватой почве

Горизонт рНвод. С % Сорг., %

Т2 4,40 34,77

Н 4,55 25,58

ЕШ 4,23 4,25

Е 4,38 0,46

В составе фракций ила и тонкой пыли в верхних минеральных горизонтах преобладают каолиниты, иллиты и лабильные минералы преимущественно в виде пакетов в составе смешанослойных иллит-смектитовых и иллит-вермикулитовых минералов и вермикулита. В гор. Е в небольшом количестве присутствуют почвенные хлориты [1, 9, 14].

Порошок биотита, представленного фракцией 1—5 мкм, помещали в пакетики из тонкой нейлоновой ткани, проницаемой для растворов. На площадке были прорыты три узкие траншеи глубиной 40 см, длиной около 1,5 м и аккуратно, стараясь не нарушать естественного сложения почвы, в их боковой стенке, в основных генетических горизонтах (Т2, Н, ЕШ и Е) ножом сделаны горизонтальные щели глубиной 5—8 см. В эти щели помещали пакетики с биотитом (в каждый горизонт — в двукратной повторности), затем траншеи засыпа-

ли почвенным материалом из соответствующих горизонтов в той последовательности, в какой они быши в исходной почве.

Пакетики с биотитом быши вынуты из почвы через год, три и пять лет (соответственно из первой, второй и третьей траншей). Порошок биотита слегка растирали, готовили ориентированные препараты и произошедшие в биотите изменения оценивали рентгенодифрактометрическим методом [13] на приборе ДРОН-3 в следующем режиме: излучение Си, фильтрованное N1, напряжение и сила тока в трубке — 30 кВ и 20 мА соответственно.

Результаты и их обсуждение

Исходный биотит при всех обработках дает отчетливые базальные рефлексы 1-го, 2-го и 3-го порядков — 1,01, 0,506 и 0,337 нм соответственно и

общий рефлекс 0,460 нм (рис. 1, I). Наличие слабого рефлекса в области 2 нм свидетельствует о наличии в кристаллитах блоков, состоящих из двух пакетов слюды.

Отношение интенсивности рефлексов 1-го и 2-го порядков, равное ~ 50, подтверждает принадлежность минерала к триоктаэдрическим слюдам с приблизительным соотношением Бе:М§ в октаэдрах 2: 1 (эти соотношения быши рассчитаны по структурным амплитудам для слюд разного состава, приведенным в [12]). Кроме того, на рентгенограммах образцов при всех обработках есть слабые отражения 0,67, 0,426 и 0,358 нм. По всей вероятности, это — результат присутствия в биотите небольшой примеси микроклина.

Существенного изменения дифракционной картины образцов биотита, находившегося в каком-либо горизонте ТПГ почвы в течение одного и трех

Рентгенодифрактограммы исходного биотита (I) и биотита после пребывания в торфянисто-подзолисто-глееватой почве в горизон-ЕШ (пять лет — V), Е (пять лет — VI); 1 — без обработки, 2 — насыщен глицерином, 3 — прокален при 350°, 4 —

лет, не обнаружено, за исключением гор. Н, в котором изменения минерала были зарегистрированы через три года.

Далее обсуждается материал по изменению биотита за пять лет пребывания в почве во всех горизонтах и за три и пять лет — в гор. Н.

Горизонт Т2. За пять лет пребывания в гор. Т2 ТПГ почвы произошло кардинальное изменение дифракционной картины биотита (рис. 1, II). На рентгенограмме исходного препарата практически исчезли рефлексы собственно биотита и появились отражения в области 2,47, 1,23, 0,81, 0,485, 0,345 и 0,302 нм. Эта дифракционная картина соответствует упорядоченному или почти упорядоченному смешанослойному слюда-вермикулитовому минералу [35].

Некоторое изменение дифракционной картины в области 7—10° 2© при насыщении глицери-

тах: Т2 (пять лет — II), Н (три года — III), Н (пять лет — IV), прокален при 550°. Числа на кривых — нанометры

ном свидетельствует о наличии неупорядоченных смешанослойных слюда-смектитовых структур. При прокаливании до 350° и 550° формируются пики с вершинами 1,03 и 1,02 нм и широкие дифракционные максимумы в области 0,333 и 0,336 нм соответственно. Такая дифракционная картина также подтверждает преобладание смешанослойных минералов, представленных слюдистыми и лабильными пакетами.

Горизонт Н. За три года часть биотита осталась без изменения, о чем свидетельствует пик 1,03 нм на рентгенограмме исходного образца (рис. 1, III). Вместе с тем изменения дифракционного спектра, так же как и в гор. Т1, фиксируют присутствие упорядоченного смешанослойного биотит-вермикулита, но в меньших количествах. При насыщении глицерином дифракционная картина в области 6—9° 2© несколько изменяется за счет присутствия небольшого количества смешанослойных слюда-смек-титовых минералов. После прокаливания образца при 350° появляется максимум с вершиной 1,04 нм, что может свидетельствовать о развитии в лабильных пакетах смешанослойных структур начальной стадии хлоритизации. Прокаливание при 550° вызывает полное сжатие решетки до 1,01 нм.

За пять лет эксперимента изменения кристаллической решетки биотита стали еще более очевидными (рис. 1, IV) — пик собственно биотита в области 1 нм на рентгенограмме исходного препарата исчез, и преобладающим компонентом стал упорядоченный смешанослойный биотит-вермикулит (рефлексы 2,42, 1,23, 0,482, 0,346 и 0,300 нм).

Некоторое изменение дифракционной картины при насыщении образца глицерином свидетельствует о наличии неупорядоченных смешанослойных биотит-смектитовых образований. По небольшому дифракционному максимуму в области 1,41 нм, не смещающемуся при насыщении глицерином, диагностируется присутствие вермикулита. Имеются признаки начальной стадии хлоритизации лабильных пакетов, что подтверждается неполным сжатием решетки при прокаливании образца при 350° — вершина наиболее интенсивного максимума соответствует межплоскостному расстоянию 1,04 нм.

Горизонт Eih. Преобладающим компонентом среди продуктов выветривания биотита является упорядоченный или почти упорядоченный смешанослойный слюда-вермикулит (рефлексы 2,39, 1,17, 0,491, 0,345 нм). На рентгенограмме исходного препарата наиболее интенсивный максимум в области малых углов соответствует межплоскостному расстоянию 1,04 нм, которое не изменяется при обработке глицерином и сокращается до 1,03 нм после прокаливания при 350° (рис. 1, V). Этот пик принадлежит неупорядоченному смешанослойному слюда-вермикулиту с содержанием вермикулитовых пакетов ~ 15% [35].

Несомненно присутствие смешанослойных био-тит-смектитовых минералов, которые идентифицируются по изменению дифракционной картины при насыщении глицерином. Имеется также максимум в области 1,41 нм, по которому можно идентифицировать вермикулит. После прокаливания образца при 350° отражение в области 1 нм становится более широким и несколько асимметричным и имеет вершину в области 1,05 нм. Такую дифракционную картину, так же как и в гор. Н, можно рассматривать как проявление начальной стадии хлоритизации.

Горизонт Е. Изменение дифракционной картины исходного биотита после пятилетнего пребывания в почве существенно меньше, чем во всех вышележащих горизонтах (рис. 1, VI). Оно заключается в расширении пика в области 1 нм со смещением вершины этого максимума к 1,04 нм. При насыщении глицерином дифракционная картина не изменяется; при прокаливании образца при 350° и 550° происходит сжатие решетки до 1,03 и 1,02 нм соответственно. Это значит, что исследуемый образец, наряду со слабо измененным биотитом, имеет неупорядоченные смешанослойные слюда-вер-микулитовые структуры с содержанием вермикулита ~ 15% [35].

В горизонтах ЕШ и Е также присутствует кварц (отражения 0,427 и острый максимум в области 0,33 нм). Очевидно, этот минерал попал в биотит во время пребывания в почве при механическом нарушении ткани, из которой быш сделан пакетик с биотитом.

Слабые изменения или их отсутствие в биотите за первые три года пребывания в почве не согласуются с рассмотренными выше литературными данными о трансформации биотита под влиянием биотического фактора в течение месяцев, а иногда и дней. Видимо, необходим определенный промежуток времени, чтобы корни растений и микробио-та проникли через нейлоновую ткань и пришли в контакт с минералом.

Выявленные современные процессы изменения биотита в ходе почвообразования во всех горизонтах заключаются прежде всего в деградацион-ной трансформации его кристаллической решетки в смешанослойные биотит-вермикулитовые и био-тит-смектитовые образования и в меньшей степени—в вермикулит. Такой же путь трансформации биотита под влиянием биотического фактора наблюдали авторы большинства вышолненныгх ранее исследований [32—34 и др.].

Этот процесс наиболее активно протекает в органогенных горизонтах Т2 и Н, несколько слабее — в гор. ЕШ и еще слабее — в гор. Е, параллельно уменьшению количества органического вещества, водорастворимых органических соединений [15] и корней, а также параллельно снижению численности и активности микробиоты [6] на фоне кис-

лой реакции среды при самом низком значении рН (4,23) в гор. ЕШ.

Известно, что трансформация слюд в лабильные минералы должна сопровождаться снижением заряда, одним из механизмов которого является протонирование решеточных кислородов А1-замещен-ных тетраэдров по способу, описанному Н.Г. Васильевым и Ф.Д. Овчаренко [4]. Это положение согласуется с результатами данного опыта в сравнении с результатами другого нашего модельного эксперимента, выполненного на менее кислой подзолистой почве Центрального лесного заповедника (неопубликованные данные). Установлено, что в подзолистой почве среди продуктов выветривания биотита преобладают вермикулит и упорядоченные или почти упорядоченные смешанослойные биотит-вермикулитовые минералы. В то же время в ТПГ почве, имеющей более кислую реакцию, диагностируются не только слюда-вермикулитовые, но и слюда-смектитовые минералы, т.е. структуры с более низкозарядными лабильными пакетами.

Среди продуктов выветривания биотита в горизонтах Т2, Н и ЕШ присутствуют слабо хлори-тизированные структуры, которые диагностируются по пику с й/п > 1,01 нм на рентгенограммах образцов, прокаленных при 350°. Источником алюминия, необходимого для построения прослоек, могут быть как внешний почвенный раствор, так и тетра-эдрический алюминий самой кристаллической решетки биотита. Первое предположение согласуется с данными И.И. Толпешты и Т.А. Соколовой [15] о заметном снижении общей концентрации этого элемента в почвенном растворе при переходе от гор. ЕШ к гор. Е. Второе предположение имеет экспериментальное подтверждение в других работах [37, 38, 40, 42].

Вместе с тем в профильном распределении хло-ритизированных структур в природных ТПГ почвах и условиях опыта есть определенное различие. В первом случае эти структуры однозначно присутствуют в гор. Е и не обнаружены в гор. ЕШ, во втором — наиболее отчетливые признаки хло-ритизации (широкий дифракционный максимум с вершиной, соответствующей межплоскостному расстоянию 1,05 нм на рентгенограммах образцов, прокаленный при 350°) в продуктах выветривания биотита фиксируются в гор. ЕШ. Это противоречие можно объяснить следующим образом. Хлоритизи-рованные структуры образуются по свежим три-октаэдрическим слюдам, выветривание которых осуществляется довольно быстро. В гор. ЕШ нативной почвы запас таких слюд, по всей вероятности, исчерпан, и образовавшиеся ранее прослойки гидро-ксида алюминия растворились под влиянием кислой реакции и высокой концентрации органических лигандов. В гор. Е почвенные хлориты образуются, видимо, по вермикулиту и иллитам [15] и сохра-

няются благодаря менее кислой реакции среды и более низкому содержанию органического вещества.

По поводу механизма или механизмов образования упорядоченного слюда-вермикулитового сме-шанослойного минерала — преобладающего продукта выветривания биотита в горизонтах Т2, Н и ЕШ — можно высказать две гипотезы. Он может формироваться или в процессе деградационной трансформации биотита за счет снижения заряда и замещения калия гидратированными катионами в каждом втором пакете исходной кристаллической решетки, или в результате фиксации калия вермикулитом, образовавшимся в процессе выветривания биотита. В пользу последней гипотезы свидетельствует ряд модельных опытов, в которых преобразование вермикулита в иллитоподобные структуры в результате фиксации калия сопровождалось накоплением упорядоченного слюда-вермикулитового смешанослойного минерала, представленного чередованием слюдистых и вермикулитовых пакетов по закону АБАБАБ... [41, 43], причем в этом случае возрастает сила связи между ионами калия и силикатными слоями [23].

Аградационный генезис этого минерала согласуется также с тем, что его максимальное количество в продуктах выветривания биотита приурочено к органогенным горизонтам, в которых постоянным источником калия являются разлагающиеся растительные остатки; кроме того, калий выщелачивается из опада.

В рамках данной работы роль процессов конгруэнтного или инконгруэнтного растворения биотита во время его пребывания в почве не оценивалась. В тоже время любая деградационная трансформация триоктаэдрических слюд в лабильные структуры предполагает участие инконгруэнтного растворения, поскольку сопровождается потерей из кристаллической решетки калия и магния.

Основные обнаруженные продукты выветривания биотита, образовавшиеся за пять лет в условиях модельного опыта в горизонтах ЕШ и Е, диагностируются в составе илистой и тонкопылеватой фракций этих горизонтов в нативных ТПГ почвах. В том и другом случае идентифицируются смеша-нослойные иллит-вермикулитовые и иллит-смекти-товые минералы, в том числе и упорядоченные по закону АБАБАБ..., причем количество лабильных пакетов в этих структурах снижается при переходе от гор. ЕШ к гор. Е; в гор. Е также присутствует почвенный хлорит [1, 9, 13].

Из этого сопоставления можно заключить, что в исследованных почвах смешанослойные иллит-вер-микулитовые и иллит-смектитовые минералы и почвенный хлорит являются продуктами современных процессов почвообразования, т.е. современного функционирования почвы.

Из рассмотренного материала с учетом литературных данных [22, 36, 45, 46] следует, что в ре-

зультате выветривания слюд и иллитов в почве в отношении калия формируется важнейшая буферная система, которая обеспечивается присутствием в составе твердой фазы смешанослойных слюда(ил-лит)-вермикулитовых и слюда(иллит)-смектитовых минералов и вермикулита. При повышении в почвенном растворе концентрации калия этот элемент поглощается в обменной и необменной формах лабильными глинистыми минералами или лабильными пакетами в составе смешанослойных минералов. При необменном поглощении калия в составе тонких фракций повышается содержание иллито-подобных минералов (или пакетов в смешанослой-ных структурах). Напротив, при истощении почвы по калию биот начинает поглощать этот элемент сначала из обменной, а потом из необменной форм, и этот процесс приводит к увеличению количества лабильных структур. Указанные процессы могут сменять друг друга в годовом цикле в зависимости от динамики разложения и минерализации органического вещества, выветривания минералов, выщелачивания и закрепления калия.

Очевидно, что лишь часть этой буферной системы может быть количественно охарактеризована величиной калийной буферности по Бекетту [24], так как этот метод дает представление о способности почвы поддерживать концентрацию калия в растворе только за счет легкообменных форм в условиях равновесия.

Выводы

• Выявленные современные процессы изменения биотита в ходе почвообразования во всех горизонтах торфянисто-подзолисто-глееватой почвы заключаются в деградационной трансформации его кристаллической решетки в смешанослойные слю-да-вермикулитовые и слюда-смектитовые образования, в меньшей степени — в вермикулит и слабо-хлоритизированные (в гор. Е) структуры. От органогенных горизонтов Т2 и Н вниз по профилю этот процесс постепенно снижает свою интенсивность параллельно уменьшению количества корней, общего содержания органического вещества и концентрации Сорг в почвенном растворе, численности и активности микробиоты.

• Среди продуктов выветривания биотита в гор. Е присутствуют хлоритизированные структуры. Источником алюминия, необходимого для построения межпакетных прослоек, могут быть как внешний почвенный раствор, так и тетраэдрический алюминий самой кристаллической решетки биотита.

• Образовавшиеся за пять лет в условиях модельного опыта основные идентифицированные продукты выветривания биотита в горизонтах АЕ и Е присутствуют в составе их илистой и тонкопылева-той фракций нативных торфянисто-подзолисто-гле-еватых почв. Поэтому можно заключить, что сме-

шанослойные иллит-вермикулиты и иллит-смектиты, а также и почвенный хлорит являются продуктами современного процесса почвообразования, т.е. современного функционирования почвы.

• Из рассмотренного материала с учетом литературных данных следует, что процесс выветривания биотита имеет своим результатом образование буферной системы в отношении калия, связанной

с присутствием в составе твердой фазы смешано-слойных биотит-вермикулитовых и биотит-смекти-товых минералов и вермикулита. Данная система обеспечивает возможность обменного и необменного поглощения калия и использования его био-той в поглощенной форме при истощении по этому элементу почвы.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Алексеева С.А., Дронова Т.Я., Соколова Т.А. Химико-минералогическая характеристика подзолистых и болотно-подзолистых почв, развитых на двучленных отложениях // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2007. № 3.

2. Аристовская Т.В. Микробиология процессов почвообразования. Л., 1980.

3. Важенин И.Г., Карасева Г.И. О формах калия в почве и калийном питании растений // Почвоведение. 1959. № 3.

4. Васильев Н.Г., Овчаренко Ф.Д. Химия поверхности кислых форм природных слоистых силикатов //Успехи химии. 1977. Т. XLVI. Вып. 8.

5. Генезис и экология почв Центрально-лесного государственного заповедника. М., 1979.

6. Головченко А.В, Добровольская Т.Г., Алехина Л.К. и др. Структура и функции микробных сообществ почв, связанные с деструкцией органического вещества в лесных экосистемах // Регуляторная роль почв в функционировании таежных экосистем. М., 2002.

7. Звягинцев Д.Г, Бабьева И.П., Зенова Г.М. Биология почв. М., 2005.

8. Карпачевский Л.О., Строганова М.Н. Почвы Центрально-Лесного заповедника и их экологическая оценка // Динамика, структура почв и современные почвенные процессы. М., 1987.

9. 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.

10. Петербургский А.В, Кузнецов А.В. Усвоение калия многолетними травами из алюмосиликатов различной степени дисперсности // Агрохимия. 1972. № 3.

11. Регуляторная роль почвы в функционировании таежных экосистем. М., 2002.

12. Рентгеновские методы исследования и структура глинистых минералов. М., 1965.

13. Соколова Т.А, Дронова Т.Я, Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах: Учеб. пос. М., 2005.

14. Соколова Т.А, Трофимов С.Я., Толпешта И.И. и др. Глинистый материал в почвах Центрально-Лесного заповедника в связи с вопросами генезиса и классификации // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 1994. № 4.

15. Толпешта И.И, Соколова Т.А. Почвенные хлориты в подзолистых почвах разной степени гидромор-физма: происхождение и условия образования (в печати).

16. April R., Keller D. Mineralogy of the rizosphere in forest soils of the eastern United States // Biogeochemistry. 1990. Vol. 9.

17. Arocena J.M., Glowa K.R. Mineral weathering in ec-tomycorrhizosphere of subalpine fir (Abies lasiocarpa (Hook) Nutt.) as revealed by soil solution composition // Forest Ecology and Management. 2006. Vol. 133.

18. Arocena J.M., Glowa K.R., Massicotte H.B, Lavku-lich L. Chemical and mineral composition of ectomyccor-hizosphere soils of subalpine fir (Abies lasiocarpa (Hook) Nutt.) in the E horizon of a luvisol // Canad. J. Soil Sci. 1999. Vol. 79.

19. Augusto L, Ranger J., Turpaul M.-P, Bonnaud P. Experimental in situ transformation of vermiculite to study the weathering impact of tree species on the soil // Europ. J. Soil Sci. 2001. Vol. 52.

20. Balogh-Brunstad Z, Keller C.K., Gill R.A. et al. The effect of bacteria and fungi on chemical weathering and chemical denudation fluxes in pine growth experiments // Biogeochemistry. 2008.

21. Balogh-Brunstad Z, Kelly C.K., Dickinson T. et al. Biotite weathering and nutrient uptake by ectomyccorhiza fungus Suillus tomentosus in liquid-culture experiments // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2008. Vol. 72. N 11.

22. Barre' P., Velde B., Abbadie L. Dynamic role of «illite-like» clay minerals in temperate soils: facts and hypotheses // Biogeochemistry. 2007. Vol. 82.

23. Basset W.A. Role of hydroxyl orientation in mica alteration // Bull. Geol. Soc. Amer. 1960. Vol. 71. N 4.

24. Beckett P.H.T. Studies on soil potassium. II. The «immediate» Q/I relations of labile potassium in the soil // J. Soil Sci. 1964. Vol. 15. N 1.

25. Brahy V., Delvaux B. Cation exchange resin and test vermiculite to study soil processes in situ in a toposequence of Luvisol and Cambisol on loess // Europ. J. Soil Sci. 2001. Vol. 52. N 3.

26. Calvaruso C., Turpault M.P., Frey-Clett P. Root-associated bacteria contribute to mineral weathering and to mineral nutrition in trees: a budgeting analysis // Applied and Environ. Microbiol. 2006. Vol. 72. N 2.

27. Courchesne F., Gobran G.R. Mineralogical variations of bulk and rizosphere soils from a north spruce // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1997. Vol. 61.

28. Drever J.I., Stillings L.L. The role of organic acids in mineral weathering // Colloids and Surfaces, A: physico-chemical and engineering aspects. 1997. Vol. 120.

29. Ehrlich H.L. Geomicrobiology. N.Y.; Basel, 2002.

30. Gobran G.R., Clegg S., Courchesne F. Rhizosphere processes influencing the biogeochemistry of forest ecosystems // Biogeochemistry. 1998. Vol. 42.

31. Griffits R.P., Baham J.E., Caldwell B.A. Soil solution chemistry of ectomycorrhizal mats in forest soil // Soil Biol. Biochem. 1994. Vol. 26. N 3.

32. Hinsinger P., Jaillard B, Dufey J.E. Rapid weathering of a Trioctahedral Mica by the roots of Ryegrass // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1992. Vol. 56.

33. Leyval C., Berthelin J. Weathering of mica by roots and rizospheric microorganisms of pine // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1991. Vol. 55.

34. Malquori A., Ristory G., Vidrich V.Biological weathering of potassium silicates: I. Biotite // Agrochimica. 1975. Vol. XIX. N 6.

35. Moore D.M., Reynolds R.C., Jr. X-ray diffraction and the identification and analysis of clay minerals. Oxford; N.Y., 1997.

36. Niederbrudde E.A. Umwandlungen von Dreischi-chtsilicaten unter K-Abgabe und K-Aufnahme // Zeit. Pflanzen. Bodenkunde. 1976. N 1.

37. Paris F., Bonnaud P., Ranger J. et al. In vitro weathering of phlogopite by ectomycorrhizal fungi. I. Effect of K+ and Mg2+ deficiency on phyllosilicate evolution // Plant and Soil. 1995. Vol. 177.

38. Paris F., Botton B., Lapeyrie F. In vitro weathering of phlogopite by ectomycorrhizal fungi. II. Effect of K+ and Mg2+ deficiency and N sources on accumulation of oxalate and H+ // Plant and Soil. 1996. Vol. 179.

39. Ranger G., Dambrine E., Robert M. et al. Study of current soil-forming processes using bags of vermiculite and resins placed within soil horizons // Geoderma. 1991. Vol. 48.

40. Razzaghe-Karimi M., Robert M. Alteration des micas et geochimie de l'aluminum: role de configuration de la mo-

lecule organique sur l'aptitude ala complexation // C.R. Acad. Sci. Paris. Ser. D. 1975. Vol. 280.

41. Rhoades J.D., Coleman N.T. Interstratification in vermiculite and biotite produced by potassium sorption. I. Evaluation by simple X-ray diffraction patterns inspection // Soil Sci Soc. Amer. Proc. 1967. Vol. 31. N 3.

42. Robert M., Razzaghe-Karimi M. Mise En evidence de deuz types d'evolution mineralogique des micas triocta-hedriques en presence d'acidies organiques hydrosolubles // C.R. Acad. Sci. Paris. Ser. D. 1975. Vol. 280.

43. Sawhney B.L. Regularity in interstratification as affected by charge density in layer silicates // Soil Sci. Soc. Amer. Proc. 1974. Vol. 38. N 5.

44. Stumm W.Chemistry of the solid-water interface. Inc. N.Y.; Chichester; Brisbane; Toronto; Singapore.

45. Tributh H, Boguslavski E., Lieres A. et al. Effect of potassium removal by crops on transformation of illitic clay minerals // Soil Sci. 1987. Vol. 143. N 6.

46. Turpault M.P., Righi D., Utérano C. Clay minerals: precise markers of the spatial and temporal variability of the biogeochemical soil environment // Geoderma. 2008. Vol. 147. Iss. 3-4.

47. Vicente M.A., Razzaghe M., Robert M. Formation of aluminum hydroxyl vermiculite (intergrade) and smectite from mica under acidic conditions // Clay Minerals. 1977. Vol. 12.

48. Wallander H., Wickman T. Biotite and microcline as potassium sources in ectomyccorhizal and non-myccorhi-zal Pinus sylvestris seedlings // Myccorhiza. 1999. Vol. 9.

Поступила в редакцию 25.09.2009

PRESENT-DAY PROCESSES OF BIOTITE TRANSFORMATION

IN PEATY-PODZOLIC-GLEYISH SOIL

T.A. Sokolova, I.I. Tolpeshta, I.V. Topunova

A model field experiment was conducted with powder sample of biotite to observe the present-day processes of mineral weathering in various genetic horizons of peaty-podzolic-gleyish soil (PPGS). The test-mineral was placed in nylon bags and buried within horizons of PPGS for 5 years. The biotite structure underwent significant changes over rather short period of time. The main trend in these changes — the transformation of mica structure into a set of various irregular and regular mixed-layered minerals, illit-vermiculite and illite-smectite minerals.

Key words: peaty-podzolic-gleyish soil, XRD-technique, biotite, weathering.

Сведения об авторах. Соколова Татьяна Алексеевна, докт. биол. наук, профессор каф. химии почв; тел.: 939-50-10, e-mail: sokolt65@mail.ru. Толпешта Инна Игоревна, канд. биол. наук, ст. препод. каф. химии почв; тел.: 939-50-10, e-mail: sokolt65@mail.ru. Топунова Ирина Викторовна, канд. биол. наук, науч. сотр. каф. химии почв; тел.: 939-50-10, e-mail: topuno-vai@yandex.ru