Глинистый материал в солодях Барабинской низменности и Приобского плато

ГЕНЕЗИС И ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ

УДК 631.4

ГЛИНИСТЫЙ МАТЕРИАЛ В СОЛОДЯХ БАРАБИНСКОЙ НИЗМЕННОСТИ И ПРИОБСКОГО ПЛАТО

Т.А. Соколова, Е.Ю. Пахомова, Ф.Р. Зайдельман

Изучены состав и закономерности профильного распределения глинистых минералов в солоди грунтового увлажнения Барабинской низменности и в солоди атмосферного увлажнения Приобского плато. Оба профиля имеют отчетливое элювиально-иллювиальное распределение илистой фракции.

В составе илистой фракции элювиальных горизонтов доминирующим компонентом является иллит, вниз по профилю возрастает количество хлорита и лабильных минералов монт-мориллонитовой группы. Выявленные закономерности в профильном распределении илистой фракции и отдельных групп глинистых минералов можно объяснить результатом совместного воздействия процессов растворения последних под влиянием оглеения и щелочного гидролиза, процесса иллитизации и лёссиважа.

Основные отличия между солодями и подзолистыми почвами в отношении состава и распределения глинистых минералов заключаются в следующем. Солоди имеют отчетливый иллювиальный по илу горизонт, в то время как в подзолистых почвах в большинстве профилей наблюдается элювиальное распределение илистой фракции. Солоди в элювиальной части почвенного профиля, а иногда и в нижележащих горизонтах имеют не свойственное подзолистым почвам высокое содержание иллитовых минералов в илистой фракции вследствие развития иллитизации. Подзолистые горизонты солодей не содержат минералов группы почвенных хлоритов, типичных для элювиальных горизонтов подзолистых почв, что можно объяснить менее кислой средой здесь, при которой не обеспечиваются необходимые для развития процесса хлоритизации условия мобилизации и миграции алюминия.

Ключевые слова: оглеение, солодь, солонец, переувлажнение, элювиальные горизонты, глинистый материал.

Введение

Солоди представляют собой особую группу текстурно дифференцированных почв, приуроченных к мезопонижениям рельефа в пределах лесостепной, степной и полупустынной зон. С суглинисто-глини-стыми подзолистыми почвами их объединяет дифференциация профиля по гранулометрическому составу и ряд других свойств, прежде всего наличие отчетливо выраженного осветленного элювиального горизонта, обогащенного 5102. В период снеготаяния солоди обычно на долгий период заливаются талыми водами [11, 16].

В отношении генезиса солодей, в частности возможных причин текстурной дифференциации профиля, высказывались разные точки зрения. К.К. Гедройц [2] рассматривал солоди как результат естественной эволюции солонцов, подчеркивая, что присутствие натрия в их почвенном поглощающем комплексе (ППК) способствует пептизации почвенной массы и последующему разрушению и выносу глинистых силикатов.

Ф.Р. Зайдельман [6] считает, что генезис солодей связан прежде всего с развитием периодического пульсирующего переувлажнения пресными водами вследствие расположения этих почв в понижениях рельефа и систематического затопления их в период

снеготаяния. Развитие переувлажнения и последующего оглеения в условиях застойно-промывного водного режима позволяет рассматривать осолодение как одну из форм глееобразования. При этом наличие натрия в ППК может усиливать процесс осолодения.

А.А. Роде с соавт. [17] провели сравнительный анализ лиманной солоди Джаныбекского стационара и подзолистой почвы на близких по составу поч-вообразующих породах. Установлено, что в элювиальных горизонтах обеих почв происходит резкое снижение содержания илистой и коллоидной фракций и соответственно увеличение количества кремнезема в валовом химическом составе. Предполагается, что и в той и другой почве осуществляется разрушение глинистых минералов в элювиальных горизонтах, но в солодях степень этого процесса в составе коллоидной фракции несколько меньше. По данным химических анализов, в подзолистой почве разрушаются и полевые шпаты, чего в солоди не наблюдается. Вероятно, в иллювиальных горизонтах солодей распадаются магнезиальные глинистые силикаты и возможен синтез калийсодержащих глинистых минералов.

Минералогический состав илистой фракции солодей всесторонне исследован Э.А. Корнблюмом [9—13]. В его работах показано, что на фоне элювиально-

иллювиального распределения илистой фракции в составе ила наблюдается отчетливое накопление ил-литов и лабильных минералов в верхних горизонтах и постепенное увеличение последних вниз по профилю. Эта закономерность объясняется развитием в верхних горизонтах процессов иллитизации, чему способствует повышенная концентрация калия в талых водах, скапливающихся весной на днищах мезопони-жений рельефа. Источником калия в поверхностных водах являются растительность, растительные остатки и выветривающиеся калийсодержащие минералы почв самого мезопонижения и прилегающей приподнятой равнины, откуда стекают талые воды. Верхние горизонты солодей характеризуются также пониженным содержанием хлоритов за счет их разрушения до аллофаноидов и значительной выветрелостью других Бе-содержащих минералов.

Более поздние работы других авторов [4, 21] подтвердили выводы Э.А. Корнблюма и показали, что процесс иллитизации в солодях может охватывать не только верхние горизонты, но и нижележащую часть профиля. В результате содержание иллитов в их илистой фракции по всему профилю оказывается выше, чем в окружающих почвах, развитых на повышенных элементах рельефа, что можно объяснить медленным нисходящим перемещением почвенных растворов, обогащенных калием с одновременной его фиксацией глинистыми минералами во всей почвенной толще. Было показано также, что весь профиль солоди и особенно верхние горизонты имеют высокое содержание подвижных соединений калия.

Таким образом, специфика состава глинистого материала и показателей калийного состояния в со-лодях отражает процессы перераспределения этого элемента не только в пределах почвенного профиля, но и в геохимическом ландшафте [18].

Цель данной работы — изучение содержания и состава глинистого материала в солодях Западной Сибири и сравнение полученных результатов с соответствующими данными для подзолистых и чер-ноземовидных подзолистых почв, ранее описанных Ф.Р. Зайдельманом с соавторами [5, 6] и Т.А. Соколовой с соавторами [19]. При этом очевидно, что сопоставляемые почвы должны быть близкими или тождественными по гранулометрическому составу и степени гидроморфизма.

Объекты и методы исследования

Изучали два профиля, один из которых расположен в Барабинской низменности и находится под влиянием грунтового увлажнения, а второй развит в пределах Приобского плато и характеризуется глубоким залеганием уровня грунтовых вод. Детальная характеристика этих объектов приведена в работе Ф.Р. Зай-дельмана с соавторами [8].

В солодях грунтового переувлажнения значения рН вниз по профилю увеличиваются (рНвод. 5,9—9,0),

в солодях поверхностного увлажнения существенно не меняются (рНвод. 5,9—6,6). В первой группе солодей наблюдается повышенная емкость катионного обмена (ЕКО) — от 13,8 до 50,3, во второй — от 5,0 до 34,1 ммоль-экв/100 г почвы.

Величина общей удельной поверхности в соло-дях поверхностного переувлажнения резко дифференцирована по профилю: очень низкие ее значения в элювиальных горизонтах — от 10 до 13, в иллювиальных — 126—128 м2/г, что связано с повышенным содержанием илистой фракции. В солодях грунтового переувлажнения этот показатель высокий по всему профилю: в элювиальных — от 35 до 116, в иллювиальных — от 135 до 156 м2/г (табл. 1).

Таблица 1 Значения удельной поверхности, м2/г

Горизонт, глубина, см ¿0 ¿е

Разрез 1. Солодь глееватая грунтового переувлажнения

А1 5—12 135 127 8

А2в' 16—24 35 33 2

Б^" 28—54 156 148 8

Ск 103—130 135 122 13

Разрез 7. Солодь глееватая поверхностного переувлажнения

А1А2 5—10 48 38 10

А2" 22—30 10 8 2

Б2 55—75 127 99 28

С 120—130 121 99 22

Примечание. ¿0 — общая удельная поверхность, — внешняя удельная поверхность, — внутренняя удельная поверхность.

Илистую фракцию отделяли методом отмучивания по Айдиняну [1], состав глинистых минералов в ней исследовали методом рентген-дифрактометрии [18] на приборе ДРОН-3 в следующем режиме: излучение Си фильтрованное N1; напряжение на трубке — 35 кВ; сила тока — 20 мА; длина волны — 1,541874 А, шаг съемки — 0,03°; щель вертикальная — 1,00, горизонтальная — 8,00; Соллер; монохроматор вторичный, плоский; детектор сцинтилляционный.

Количественный анализ содержания основных групп глинистых минералов проводили по модифицированной методике Э.А. Корнблюма [18].

Результаты исследований и их обсуждение

В почвах наблюдается свойственная солодям отчетливая дифференциация профиля по содержанию илистой фракции при элювиально-иллювиальном распределении ила (табл. 2), но степень текстурной дифференциации разная. В солоди Барабинской низ-

* «—» минерал отсутствует, «+» — малое, «++» — среднее, «+++» — большое количество, ? — присутствие минерала возможно, но однозначно не диагностируется; ** (н/и) — минерал однозначно не идентифицирован и его присутствие диагностируется по слабому изменению дифракционной картины при насыщении глицерином; (с) — преобладает смектит.

Таблица 2

Содержание и минералогический состав илистой фракции

Горизонт, глубина, см Содержание ила, % Минералы в составе илистой фракции

% от суммы трех компонентов полуколичественная оценка*

каолинит + хлорит иллит лабильные минералы** хлорит хлоритизирован-ные минералы кварц полевые шпаты

Разрез 1. Солодь глееватая грунтового переувлажнения. Барабинская низменность

А1 5—12 21,2 28/6 59/12 14/3 (н/и) + + +++ +

А2в' 16—24 20,5 26/5 60/12 14/3 (н/и) + + +++ +

Б^ " 28—54 60,1 30/18 53/32 16/10 (с) ++ + ? —

Ск 103—130 42,2 35/15 48/13 18/8 (с) ++ ? ? —

Разрез 7. Солодь глееватая поверхностного переувлажнения. Приобское плато

А1А2 5—10 10,5 31/3 65/7 3/0,3 (н/и) + + +++ +

А2 ' 10—22 7,9 26/2 72/6 2/0,1 (н/и) + ? +++ +

А2 22—30 7,5 31/2 62/5 7/1 (н/и) ++ + +++ +

Б1 55—75 47,0 31/15 59/28 10/5 (н/и) + ? + +

Б2 120—130 41,5 31/13 45/19 24/10 (с) ? ? + —

менности с грунтовым увлажнением количество ила в гор. А2 в три раза, в солоди Приобского плато — в 7 раз меньше при одинаковом его содержании в гор. В. Эти результаты согласуются с данными по дифференциации ЕКО [8] и удельной поверхностью (табл. 1) в исследованных почвах. Обращает на себя внимание наличие отчетливого иллювиального по илу гор. В, в котором его количество значительно выше, чем в почвообразующей породе.

В составе илистой фракции обеих почв (табл. 2; рис. 1; рис. 2) содержатся глинистые минералы, обыч-

ные для почв на лёссовидных суглинках. Преобладают минералы группы иллитов, каолинит и лабильные, представленные смешанослойными иллит-смектита-ми и смектитами. В небольшом количестве присутствует хлорит. В обоих профилях доминирующим компонентом илистой фракции являются минералы группы диоктаэдрических иллитов, особенно в пределах элювиальной толщи, где они составляют 59—72% при оценке содержания по интенсивности рефлексов. Этот результат подтверждается большим количеством К2О в валовом химическом составе ила (табл. 3). Если

Таблица 3

Валовой состав илистой фракции

Горизонт, глубина, см 8Ю2 СаО МвО БеаОэ МпО К2О Ш2О А12О3 Р2О5

Разрез 1. Солодь глееватая грунтового переувлажнения. Барабинская низменность

А1 5—12 55,21 0,46 2,17 10,39 0,05 2,86 0,31 16,84 0,27

А2в' 16—24 51,51 0,44 2,46 12,26 0,07 3,46 0,39 19,29 0,10

Б^ " 28—54 43,37 0,27 2,67 15,06 0,07 2,79 0,07 21,50 0,08

Ск 103—130 44,75 0,23 2,72 15,69 0,06 2,74 0,09 20,33 0,17

Разрез 7. Солодь глееватая поверхностного переувлажнения. Приобское плато

А1А2 5—10 59,67 0,53 1,12 7,60 0,04 2,97 0,36 15,38 0,27

А2 10—22 55,67 0,49 1,30 7,70 0,04 3,37 0,35 18,07 0,18

А2 22—30 55,42 0,51 2,05 8,11 0,05 4,30 0,54 15,98 0,06

Б2 55—75 47,94 0,52 2,49 14,99 0,06 3,17 0,13 22,11 0,12

С 120—130 46,74 0,93 2,54 15,45 0,06 2,89 0,15 21,35 0,11

Интенсивность, имп. 7200

2 6 10

Интенсивность, имп. 24000

21000

-1-1-1-1-1-1-1-1-1—Г"

III

18

22

26

20, град.

а Н

20, град.

Интенсивность, имп. 16000

14000

2 6

Интенсивность, имп. 24000

21000

29, град.

20, град.

Рис. 1. Рентген-дифрактограммы илистых фракций солоди глееватой Барабинской низменности: I — гор. А1, II — гор. А2%\ III — гор. IV— гор. Ск; обработка: а — Н20;

б — глицерин; в — 350°; г — 550°

го о

ю

Интенсивность, имп. 12000

10000

Интенсивность, имп. 10200

Интенсивность, имп. 18000

8000

6000

4000

2000 Ь

10 14 18 22 26 26, град.

Интенсивность, имп. 24000

10 14 18 22 26 29, град.

Интенсивность, имп. 36000

10 14 18 22 26 20, град.

20, град.

Рис. 2. Рентген-дифрактограммы илистых фракций солоди глееватой Приобского плато: I — гор. А1А2, II — гор. А2', III — гор. А2", IV — гор. В1, V — гор. В2;

а — М^, Н20; б — М^, глицерин; в — 350°; г — 550°

20, град.

обработка:

И М О н X

о

0

я

<<

X

1

$

о м

я

о ^

и о и

й

м

я я

и

ю о

ю &

принять содержание К2О в иллитах за 7,5%, получаем, что в элювиальных по илу горизонтах илли-ты укладываются в диапазон 38—57%. Расхождение в оценках по интенсивностям рефлексов и по валовому содержанию калия объясняется изменением химического состава иллитов, особенно варьированием количества железа в октаэдрах [15]. В обеих почвах иллиты имеют хорошую окристаллизованность, что подтверждается острыми рефлексами первого и второго порядков. На фоне высокого содержания иллитов во всей элювиальной по илу толще в гуму-сово-аккумулятивном гор. А1А2 несколько меньше этих минералов.

Вторым компонентом илистых фракций во всех горизонтах является каолинит. Количество этого минерала определяется в сумме с хлоритом, но, судя по очень слабому рефлексу на рентгенограммах препаратов, прокаленных при 550° (кривые г на рис. 1 и 2), преобладает каолинит.

Количество хлорита при невысоком его содержании отчетливо возрастает вниз по профилю в разр. 1. В разр. 7 эта закономерность не столь очевидна, что, возможно, объясняется некоторой неоднородностью наноса в нижней части профиля. Данные гранулометрического анализа [8] показывают, что при переходе от гор. В2 к гор. С резко возрастает содержание песчаной фракции. Увеличение количества хлоритов вниз по профилю согласуется с тенденцией в том же направлении содержания в валовом химическом составе ила железа и магния (табл. 3).

Лабильные минералы представлены в почвах разбухающими при насыщении глицерином структурами, но их диагностика не всегда однозначна. В элювиальных по илу горизонтах, где их количество незначительно, они могут быть диагностированы при насыщении глицерином только по слабому изменению дифракционной картины (кривые I, б, II, б на рис. 1 и кривые I, б, II, б, и III, б на рис. 2) по сравнению с исходными препаратами (кривые а с теми же номерами на рис. 1 и 2). В табл. 1 этот случай обозначен «н/и» (не идентифицированы). В горизонтах В и С при насыщении глицерином (кривые III, б и IV, б на рис. 1 и кривые IV, б и V, б на рис. 2) на спектрах в области 1,8—1,9 нм появляется или диффузное рассеяние или самостоятельный максимум. При прокаливании достигается полное сжатие решетки до 1 нм. Такие характеристики позволяют диагностировать этот лабильный минерал как неупорядоченный смешанослойный иллит-смектит с преобладанием смектитовых пакетов. В табл. 2 он обозначен «с» — смектит. Количество смектита резко возрастает при переходе от элювиальных по илу горизонтов к горизонтам В и С, при этом гор. В по сравнению с породой не содержит повышенного количества смектитов, что согласуется с литературными данными [4, 11, 21]. Возможно, что наряду с иллит-смектитами и смектитами среди лабильных минералов есть еще и вермикулит, так как при насыщении

глицерином на спектрах остается максимум в области 1,4 нм. Но при одновременном присутствии в образцах смектита и хлорита однозначная диагностика вермикулита затруднена.

Помимо указанных минералов, в составе илистой фракции элювиальных горизонтов в большом количестве присутствуют кварц и в меньшем — полевые шпаты. В некоторых образцах встречаются минералы, обозначенные в табл. 2 как хлоритизиро-ванные. Они диагностированы по слабому пику в области ~ 1,2 нм после прокаливания при 350° (кривые I, г, II, г и III, г на рис. 1 и кривые I, г, II, г, III, г и IV, г на рис. 2).

Полученные данные позволяют предположить, что существуют процессы, которые в изученных почвах могут привести к выявленным закономерностям в содержании и профильном распределении илистой фракции и отдельных групп глинистых минералов.

Одним из ключевых вопросов является установление причин, приводящих к резкой текстурной дифференциации профиля солодей. Предпосылками для развития разрушения (растворения) глинистых минералов в солодях являются два фактора. Первый — контрастная смена окислительных и восстановительных условий и наличие процессов оглеения — может способствовать разрушению материала по механизму, названному Р. Бринкманом [26] ферролизом и экспериментально подтвержденному в работе П. Эспа и Дж. Педро [29]. В условиях периодической смены окислительно-восстановительной (ОВ) обстановки при наступлении окислительной стадии в почвенном растворе на короткое время появляется протон как продукт гидролиза Fe3+, что способствует растворению минералов.

В этой связи следует отметить, что ранее в формате научного открытия закономерностей формирования светлых кислых элювиальных горизонтов Ф.Р. Зай-дельман [7] на основе экспериментальных данных показал, что это происходит в результате «глееобра-зования на фоне пульсирующего анаэробиоза и накопления подвижных агрессивных соединений в условиях застойно-промывного водного режима на кислых или выщелоченных почвообразующих породах как следствие выноса металлов (железа, марганца, алюминия, кальция, магния), а также тонких фракций мелкозема». Именно этот механизм (т.е. глееобразо-вание в условиях застойно-промывного водного режима на кислых и выщелоченных породах) является необходимым и достаточным фактором для образования светлых кислых элювиальных горизонтов почв и дифференциации их профиля.

Второй возможный фактор разрушения глинистых минералов в солодях — щелочной гидролиз глинистых силикатов, отмеченный в литературе еще в 70-е годы прошлого века [25, 32], который имел место, когда эти почвы проходили стадию солонца. Последующие экспериментальные исследования пол-

ностью подтвердили заметное ускорение процесса растворения каолинита [27, 28, 31], слюд, иллитов [33, 34, 35] и минералов монтмориллонитовой группы [30, 36] в условиях щелочной среды.

Таким образом, анализ литературы позволяет предполагать значительную роль процесса разрушения (растворения) глинистых минералов в формировании текстурной дифференциации профиля солодей. В первую очередь этому процессу подвергаются наиболее тонкодисперсные минералы группы смектитов и наименее термодинамически устойчивые хлориты.

Очевидно, что процессом разрушения глинистого материала нельзя объяснить заметное накопление глинистых минералов в гор. В разр. 1 по сравнению с почвообразующей породой (для разр. 7 такое сопоставление не проводили из-за литологической неоднородности наноса). Накопление глинистых минералов в каком-либо горизонте по сравнению с исходной породой может быть результатом либо процесса лёссиважа, либо осаждения минералов из раствора, т.е. синтеза. Анализ рентгенограмм показывает сходство дифракционных спектров в горизонтах В и С обоих профилей (кривые III и IV на рис. 1 и кривые IVи Vна рис. 2) и не выявляет в гор. В наличия какого-либо нового минерала, который отсутствовал бы в почвообразующей породе. Предположение о возможности одновременного синтеза в гор. В тех же глинистых минералов, которые содержаться в породе и примерно в тех же пропорциях, не представляется вероятным. Поэтому образование иллювиального по илу горизонта в исследованных профилях солодей можно отнести скорее за счет лёссиважа, хотя признаки этого процесса в виде присутствия аргиллан при морфологическом описании профилей не были обнаружены; вместе с тем в других профилях солодей отмечается наличие многочисленных глинистых кутан иллювиирования [3].

Такое противоречие можно объяснить следующим. Исследуемые почвы имеют очень тяжелый гранулометрический состав, при котором скопления оптически ориентированной глины подвергаются механическому разрушению в ходе различных турбационных процессов при увлажнении—высыхании и промерзании—оттаивании. Для подзолистых почв тяжелого гранулометрического состава это предположение экспериментально доказано [14].

Полученный материал полностью подтвердил мнение Э.А. Корнблюма о том, что одним из ведущих процессов преобразования глинистого материала в со-лодях является иллитизация — образование слюдоподобных структур за счет необменного поглощения калия лабильными минералами. Процесс иллитизации приводит к повышенному содержанию минералов группы иллитов в верхней части профиля по сравнению с нижележащими горизонтами, но на этом фоне, как уже отмечалось, несколько меньше иллитов содержится в гор. А1А2 по сравнению с гор. А2.

Это можно объяснить интенсивным поглощением калия иллитов растительностью, корни которой весьма многочисленны в гор. А1А2. По всей вероятности, важным источником калия, необходимого для развития иллитизации, являются талые воды, которые застаиваются на днищах мезопонижений и в которых по мере испарения концентрация этого элемента возрастает.

Еще одним фактором, приводящим к накоплению иллитов в илистой фракции элювиальных горизонтов, может быть физическое дробление иллитовых частиц, присутствующих в составе более крупных фракций. Кроме того, к этому также должно приводить преимущественное разрушение менее устойчивых к выветриванию хлоритов и минералов монтморилло-нитовой группы.

Можно указать еще на один фактор, вызывающий увеличение количества иллитов в верхних горизонтах профиля солодей при оценке их содержания по интенсивности рефлекса 1 нм. В работе Ф.Р. Зай-дельмана [5] было экспериментально показано, что этот процесс наблюдался при двухмесячном затоплении чернозема водой карбонатно-кальциевого состава с добавлением сахарозы. Поскольку в условиях опыта содержание иллита возросло в 1,5 раза, а дополнительное количество калия в систему не вводили, едва ли возможно объяснить увеличение содержания иллитов собственно процессом иллитизации, т.е. образованием слюдоподобных структур за счет необменного поглощения калия. Более вероятным представляется другое объяснение. В условиях огле-ения происходит восстановление несиликатного железа до двухвалентного состояния и его мобилизация. При этом возможно вхождение Бе2+ в вакантные октаэдры октаэдрических сеток трехслойных глинистых минералов [13], в том числе и иллитов, а также частичное восстановление в них силикатного Бе3+. При увеличении количества Бе2+ в октаэдрической сетке резко возрастает интенсивность отражения первого порядка иллитов, особенно если это происходит одновременно с выходом калия из межпакетных промежутков [15].

Особенностью исследованных профилей является отсутствие признаков супердисперсности минералов монтмориллонитовой группы, которая отмечается в солодях других регионов [18] и, как показали исследования Н.П. Чижиковой [20], имеет широкое распространение в солонцах Барабинской низменности вследствие развития содового засоления. Эта особенность исследованных солодей пока не нашла должного объяснения.

Сопоставляя два изученных профиля — грунтового и поверхностного переувлажнения — по профильному распределению илистой фракции и отдельных групп глинистых минералов, можно отметить их сходство по основным изучаемым показателям. Вместе с тем профиль солоди Приобского плато, как было отмечено, характеризуется значительно более

сильной дифференциацией по содержанию илистой фракции в целом и особенно по содержанию лабильных минералов монтмориллонитовой группы (табл. 2). В этом профиле количество лабильных минералов в составе ила гор. В в 5 раз больше, чем в гор. А2, в то время как в солоди из Барабинской низменности содержание лабильных структур в иле гор. В превышает эту величину в гор. А1А2 только в 1,3 раза.

Можно предположить, что в солоди Приобского плато глубокое залегание грунтовых вод способствует более полной промывке почвенного профиля пресными водами (что косвенно подтверждается меньшим содержанием обменного натрия в ППК [8]), соответственно более быстрому удалению продуктов разрушения минералов и нисходящему перемещению глинистых суспензий.

На основании полученных экспериментальных результатов и с учетом литературных данных был проведен сравнительный анализ состава и профильной дифференциации глинистого материала в солодях с соответствующими характеристиками в суглинистых подзолистых почвах. Он позволил выявить как черты сходства, так и существенные различия между этими таксонами. Сходство проявляется в отчетливой текстурной дифференциации профиля и обеднении илистой фракции элювиальных горизонтов минералами монтмориллонитовой группы. Основные отличия можно сформулировать следующим образом:

1) солоди имеют отчетливый иллювиальный по илу горизонт, в котором количество илистой фракции существенно превышает таковое в породе, в то время как в подзолистых почвах в большинстве случаев наблюдается ее элювиальное распределение, что на массовом материале было показано В.Д. Тонко-ноговым [24]. Эту особенность солодей можно объяснить лучшими условиями для диспергирования и нисходящего перемещения глинистых суспензий, особенно на стадии солонца;

2) солоди в элювиальной части почвенного профиля (а иногда и в нижележащих горизонтах) имеют высокое содержание иллитовых минералов в илистой фракции вследствие развития иллитизации. В результате баланс иллитов в профиле может быть положительным [21], в то время как подзолистым почвам свойствен отрицательный баланс всех глинистых минералов, в том числе и иллитов [22]. Основным фактором, способствующим иллитизации в солодях, является поступление в мезопонижения

рельефа дополнительного количества калия с талыми водами;

3) подзолистые горизонты солодей не содержат минералов группы почвенных хлоритов, типичных для элювиальных горизонтов подзолистых почв [18, 23]. Это можно объяснить менее кислой средой в их элювиальных горизонтах, при которой не обеспечиваются необходимые для развития процесса хлорити-зации условия мобилизации и миграции алюминия.

Выводы

• Солодь грунтового увлажнения Барабинской низменности и солодь атмосферного увлажнения Приобского плато имеют отчетливое элювиально-иллювиальное распределение илистой фракции по профилю. Степень текстурной дифференциации солоди атмосферного увлажнения существенно выше, чем солоди грунтового увлажнения за счет лучших условий для промывки почвенного профиля пресными водами.

• В составе илистой фракции элювиальных горизонтов доминирующим компонентом является иллит, вниз по профилю возрастает количество хлорита и лабильных минералов монтмориллонитовой группы.

• Выявленные закономерности в профильном распределении илистой фракции и отдельных групп глинистых минералов можно объяснить результатом совместного воздействия процессов растворения последних под влиянием оглеения и щелочного гидролиза, процесса политизации и лёссиважа.

• Основные отличия между солодями и подзолистыми почвами в отношении состава и распределения глинистых минералов заключаются в следующем: 1) солоди имеют отчетливый иллювиальный по илу горизонт, в то время как в подзолистых почвах в большинстве профилей наблюдается элювиальное распределение илистой фракции; 2) солоди в элювиальной части почвенного профиля, а иногда и в нижележащих горизонтах, имеют не свойственное подзолистым почвам высокое содержание ил-литовых минералов в илистой фракции вследствие развития иллитизации; 3) подзолистые горизонты солодей не содержат минералов группы почвенных хлоритов, типичных для элювиальных горизонтов подзолистых почв, что можно объяснить менее кислой средой в элювиальных горизонтах солодей, при которой не обеспечиваются необходимые для развития процесса хлоритизации условия мобилизации и миграции алюминия.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

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

2. Гедройц Х.Х.Осолодение почв. Вып. 44. М., 1926.

3. Герасимова М.И., Губин C.B., Шоба С.А. Микроморфология почв природных зон СССР. Пущино, 1992.

4. Гоголев А.И., Дронова Т.Я., Соколова Т.А., Тар-гулъян B.O. Процессы преобразования глинистого мате-

риала в почвах с глинисто-дифференцированным профилем разных природных зон // Почвоведение. 1996. № 11.

5. Зайдельман Ф.Р. Естественное и антропогенное переувлажнение почв. СПб., 1992.

6. Зайдельман Ф.Р. Процесс глееобразования и его роль в формировании почв. М., 1998.

7. Зайдельман Ф.Р. Диплом № 37 на открытие «Закономерность формирования светлых кислых элювиальных горизонтов в профиле почв»: Ассоциация авторов научных открытий. Приоритет открытия 28.06.1974. Выдан 27.11.1998 // Науч. открытия (Сб. кратких описаний за 1995-1996 гг.) М., 1997.

8. Зайдельман Ф.Р., Пахомова Е.Ю., Устинов М.Т. Солоди поверхностного и грунтового переувлажнения Западной Сибири: свойства, гидрология и генезис // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2011. № 1.

9. Корнблюм Э.А. Гидрохимические условия образования почв солонцовых комплексов и солодей // Почвоведение. 1981. № 6.

10. Корнблюм Э.А. Прогноз изменений глинистых минералов почв сухих и пустынных степей СССР при длительной культуре риса // Проблемы почвоведения. М., 1978.

11. Корнблюм Э.А., Дементьева Т.Г. Химико-минералогические особенности лиманных солодей сухостепного Заволжья // Почвоведение. 1976. № 8.

12. Корнблюм Э.А., Дементьева Т.Т., Зырин Н.Г., Бири-на А.Г. Изменение глинистых минералов при образовании южного и слитого черноземов, лиманной солоди и солонца // Почвоведение. 1972. № 1.

13. Корнблюм Э.А., Дементьева Т.Т., Зырин Н.Г., Бири-на А.Г. Некоторые особенности процессов передвижения и преобразования глинистых минералов при образовании южного и слитого черноземов, лиманной солоди и солонца // Почвоведение. 1972. № 5.

14. Кремер А.М. Микростроение сильноподзолистой почвы и передвижение глинистых суспензий // Почвоведение. 1969. № 6.

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

16. Решетина Т.В. Агрофизическая характеристика почв подовых понижений в подзоне распространения южных черноземов как возможных объектов орошения: Автореф. дис. ... канд. биол. наук. М., 1992.

17. Роде А.А., Ярилова Е.А., Рашевская И.М. Генетические особенности профиля лиманной солоди / В кн.: Новое в теории оподзоливания и осолодения почв. М., 1964.

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

19. Соколова Т.А, Зайдельман Ф.Р, Гинзбург Т.М. Состав глинистых минералов черноземовидных почв ме-зопонижений севера лесостепи Европейской России // Почвоведение. 2010. № 1.

20. Структура, функционирование и эволюция биогеоценозов Барабы. Новосибирск, 1974.

21. Талызина И.В., Соколова Т.А., Кулакова Н.Ю., Са-панов М.К. Химико-минералогическая характеристика и некоторые показатели калийного состояния черноземовид-ной почвы и лиманной солоди // Почвоведение. 1994. № 9.

22. Таргульян В.О., Соколова Т.А, Куликов А.В. и др. Организация, состав и генезис дерново-палево-подзолистой почвы на покровном суглинке. Аналитическое исследование. М., 1974.

23. Толпешта И.И, Соколова Т.А, Бонифачио Э, Фальсонэ Г. Почвенные хлориты в подзолистых почвах разной степени гидроморфизма // Почвоведение. 2010. № 7.

24. Тонконогов В.Д. Глинисто-дифференцированные почвы Европейской России. М., 1999.

25. Bar-On P., Shainberg J. Hydrolysis and decomposition of Na-montmorillonite in distilled water // Soil Sci. 1970. Vol. 109, N 4.

26. Brinkman R. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process // Geoderma. 1970. Vol. 3. N 3.

27. Carrol-Webb Susan A., Walter John V. A surface complex reaction model for the pH-dependence of corundum and kaolinite dissolution rates // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1988. Vol. 52.

28. Carrol Susan A., Walther John V. Kaolinite dissolution at 25°, 60°, and 80° C // Amer. J. Sci. 1990. Vol. 290.

29. Espiau P., Pedro G. Experimental studies of the fer-rolysis process production of exchange acidity and demonstration of the catalytic role of clay minerals // Sci. du Sol. 1986. N 1.

30. Golubev Sergey V., Bauer Andreas, Pokrovsky Oleg S. Effect of pH and organic ligands on the kinetics of smectite dissolution at 25 °C // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2006. Vol. 70.

31. Huertas F. Javier, Chou Lei, Wollast Roland. Mechanism of kaolinite dissolution at room temperature and pressure: Part II. Kinetic study // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63. N 19/20.

32. Kamil J., Shainberg J. Hydrolysis of sodium mont-morillonite in sodium chloride solutions // Soil Sci. 1970. Vol. 106.

33. Kohler Stephan J., Dufaud Fabien, Oelkers Eric H. An experimental study of illite dissolution kinetics as a function of pH from 1,4 to 12,4 and temperature from 5 to 50° C // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2003. Vol. 67, N 19.

34. Malstrom Maria, Banwort Steven. Biotite dissolution at 25 °C: The pH dependence of dissolution rate and stoi-chiometry // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1997. Vol. 61, iss. 14.

35. Oelkers Eric H., Schott Jacques, Gauthier Jean-Marie, Herrero-Roncal Teresa. An experimental study of the dissolution mechanism and rates of muscovite // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2008. Vol. 72, iss. 20.

36. Rozalen M. Luisa, Huertas F. Javier, Brady Patrick V. et al. Experimental study of the effect of pH on the kinetics of montmorillonite dissolution at 25°C // Geochim. et Cosmo-chim. Acta. 2008. Vol. 72, iss. 17.

Поступила в редакцию 11.04.2012

CLAY MATERIALS IN SOLODS

OF BARABINSKY LOWLAND AND PRIOBSKY PLATEAU T.A. Sokolova, E.Yu. Pakhomova, F.R. Zaidelman

Studied composition and regularities of distribution of clay minerals in solods of Barabinsky lowland and Priobsky plateau, riparian underground and surface waters. Composition of silty frac-

tion in eluvial horizon dominated by illite. Down the profile increase amount of chlorite minerals and labile minerals of montmorillonit group.

Key words: gleization, solod, saline soil, waterlogging, eluvial horizon, clay material.

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. Пахо-мова Екатерина Юрьевна, аспирант каф. физики и мелиорации почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. E-mail: ek_pakh@mail.ru. Зайдельман Феликс Рувимович, докт. с.х. наук, профессор каф. физики и мелиорации почв ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8(495)939-36-12; e-mail: frz10@yandex.ru.