Predicted reconstruction of the profile distribution of minerals according to the content of the stable component in the crust light solonetz of dry-steppe zone in the south of Russia

Изучение особенностей профильного распределения минералов представляет большой интерес ввиду того, что при некотором допущении оно (распределение) является свидетелем направленности эволюции почв. Сравнение горизонтов почвы и почвообразующей породы позволяет выделить те компоненты, которые предположительно разрушаются при почвообразовании и выветривании, однако оно не может ничего дать для оценки количества разрушенного материала. Для достижения этой цели служат балансовые расчеты. При всех балансовых расчетах предполагается исходная однородность почвообразующей породы. Существует несколько методов балансовых расчетов (Розанов, 1975) , среди которых наиболее широкое распространение имеют следующие:

метод стабильного компонента и изообъемный метод. Каждый из этих методов имеет свои достоинства и недостатки. При изообъ-емном методе дополнительно предполагается, что уровень дневной поверхности не менялся в ходе почвообразования. Такое допущение оправдано, если в почвах сохраняется текстура исходной породы (как в корах выветривания в тропиках), однако к почвам, имеющим текстурно-дифференцированный профиль, это применить невозможно. В методе стабильного компонента дополнительно предполагается, что в почве имеется компонент, который не разрушается, не образуется при почвообразовании и не привносится со стороны. Изложению сущности этого метода посвящены многочисленные работы (Smeck et al.,1980; Седлецкий, 1938; Ро занов, 1975; Симонов, 2000) . Прекрасные образцы применения метода оставил нам А.А. Роде (Роде, 2008) . Он же рассмотрел идеологию сравнительно-аналитического метода, многие принципы которой перенесены в структуру балансового метода и толкования его результатов.

Среди большого количества работ по минералогическому составу и его профильному распределению в почвах (Чижикова и др., 1973, 2017; Соколова и др., 2005; Варламов и др., 2018 и др.) вопросам баланса внимание практически не уделяется. Основная проблема в этой связи, помимо фиксирования профильного распределения минералов, – это выделение наиболее устойчивой к выветриванию части, которая будет выступать в качестве “свидетеля”. Метод выделения наиболее устойчивого (стабильного) компонента минеральной массы почв был впервые применен П.С. Коссовичем в 1916 г. (Коссович, 1916). В качестве критерия устойчивости компонентов в профиле почв он использовал отношение содержания окисла в верхнем, наиболее выветрелом горизонте к его содержанию в почвообразующей породе. Компонент, показывающий максимум такого отношения, обладает наибольшей устойчивостью и принимается за “свидетеля” во всем почвенном профиле. В некоторых работах (Алексеев, 1999, 2012) при расчете баланса широко используется ряд критериев для выявления особенностей генезиса и минералогии почв: отношения процента кварца к проценту слоистых алюмосиликатов; кварца к содержанию илистой фракции; кварца к полевому шпату в опреде- ляемом горизонте к таковому отношению в почвообразующей породе и ряд других показателей. На почвах Русской равнины (Халчева, 1974) было применено отношение минералов или групп минералов, обладающих различной устойчивостью. Наряду с некоторыми другими коэффициентами было предложено использовать так называемый “простой роговообманковый коэффициент” – отношение циркона и турмалина к роговой обманке и “частный роговообманково-эпидотовый коэффициент”, представляющий собой отношение титансодержащих минералов, циркона, турмалина и граната к сумме роговых обманок и эпидота. Последний аргумент не всегда позволяет привлекать в качестве “свидетеля” такие устойчивые минералы как циркон, гранат и другие, содержание которых в почве мало, определение их трудоемко, а точность определения недостаточно велика. Построенные многими авторами ряды выветривания минералов относятся к условиям гипергенеза вообще, или к определенному типу почв: подзолистым, лесным (Макеев и др., 1989) и черноземным почвам. Известно, что устойчивость минералов зависит как от условий выветривания, так и от строения их кристаллической решетки. Изменение минералогического состава в почвенных монолитах детально рассмотрено (Прудникова и др., 2019) в ходе модельного эксперимента на пахотных горизонтах разных типов почв, где расчетный баланс проведен по отношению к содержанию кварца на исходных гомогенизированных почвенных субстратах. В большинстве указанных работ в качестве наиболее устойчивого в почвах минерала рассматривался кварц. Таким образом, из кластогенных минералов наиболее устойчивые минералы приходится искать среди небольшой группы, включающей в себя кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, слюды. В профилях каштановых почв, особенно в солонцах, проявляется дифференциация по гранулометрическому составу илистой фракции, которая сопровождается и дифференциацией по минералогическому составу с накоплением в элювиальных горизонтах иллитов и потерей сме-шанослойных минералов (Травникова и др., 1967, 1968, 1976,

1977; Соколова, 2013). Наличие в профиле почвы легкорастворимых солей (в средней и нижней частях профиля текстурной дифференциации по содержанию ила) не позволяет нам обоснованно использовать в качестве “свидетелей” глинистые минералы. В условиях щелочной реакции процесс растворения глинистых минералов интенсифицируется (Kamil et al., 1968; Bar-On et al., 1970; Соколова, 2013). В отдельных работах (Симонов и др., 1981, 1982; Симонов, 2000) при обобщении фактического материала по пространственной зональности абсолютно устойчивых минералов сделан вывод, из которого следует, что кварц является наиболее устойчивым минералом не во всех почвенных типах и что минералы, которые отнесены к устойчивым, закономерно изменяются в зональном ряду почв. Из этого следует, что в почвах, имеющих щелочную реакцию, наиболее устойчивым минералом оказывается не кварц, а калиевые полевые шпаты. В работе P. Egli (Egli et al., 2000) косвенно используется минералогия в перерасчете на минералогическую основу и рассматривается расчет химических элементов из кислотных вытяжек, в которых расчеты выполнены по отношению к породе, а выводы основаны на разности убыли и прибавки элемента по профилям аллювиальных почв. Среди зарубежных публикаций отмечается рад работ, посвященных устойчивости отдельных минералов как в лабораторных экспериментах, так и в условиях гипергенеза. Трехстадийный механизм выветривания альбита детально рассмотрен у R. Wollast и L. Chou (Wollast, Chou, 1985). Авторами установлено, что на начальной стадии выщелачивание альбита компенсируется в гидратированном слое ионами водорода, в результате образуется водородный слой; а потеря натрия компенсируется дополнительными алюмосиликатными слоями с последующим медленным диффузным растворением вглубь частицы альбита, на скорость его растворения значительно влияет концентрация солей, особенно при повышении рН раствора.

Работы, затрагивающие вопросы балансовых расчетов минералов почв указанного региона, нам не известны. Таким образом, представленный обзор проблемы выделения наиболее устойчивых (стабильных) минералов весьма сложен, при этом решение этих задач имеет большое значение в теоретическом почвоведении. Для объекта нашего исследования выбор устойчивого минерала осложнен еще и специфичностью солонцового процесса. Поскольку все расчеты содержания отдельных компонентов почвы требуют привлечения данных о профильном распределении и количественном содержании наиболее устойчивого минерала, который рассматривается в качестве “свидетеля”, то необходим обязательный количественный сопряженный минералогический анализ кластогенных и глинистых минералов. В данной работе расчет минералов выполнен по содержанию стабильного компонента в профиле.

В связи с отсутствием данных по плотности сложения и изменению ее значений в профиле наши расчеты можно считать минералогическим относительным “балансом” для почвы, эти расчеты проведены при допущении и признании исходной литологической однородности на условиях, перечисленных ниже.

За почвообразующую породу для всех горизонтов почвенного профиля принимается слой породы, расположенный под почвенным профилем. Различия в вещественном составе почвенных горизонтов по отношению к принятой почвообразующей породе считаются результатом почвообразования. Для изучаемой почвы мы имеем возможность пренебречь денудацией и аккумуляцией вещества (Сток наносов…, 1977). Указанное допущение при возможном наличии дополнительного синлитогенного привноса минералогического материала в почвы добавляет неточности, следовательно, наши расчеты воспроизводят только некоторые частные случаи естественного генезиса солонцов, и в основном это касается средней и нижней частей профиля. В работе мы основывались на представлениях о том, что в процессе генезиса данных солонцов происходит выветривание минеральной части и вынос продуктов разрушения в нижележащие горизонты и (или) за пределы профиля. Разрушению подвергаются не все типы минералов, а только способные к выветриванию в данных геохимических условиях, по фактору времени при всех однотипных условиях более устойчивые минералы относительно накапливаются и служат минералогическими “реперами”. Разделение полиминеральной фазы почв на устойчивую (в конкретных условиях) и неустойчивую к выветриванию весьма условно, так как практически все минералы в тои или иной степени подвергаются выветриванию (Градусов, 1967, 1974, 1976). Несмотря на указанные недостатки такого подхода к вычислениям, считаем необходимым проводить такие рас- четные сравнения, хотя на самом деле очевидно, что из-за сложности комплестного минералогического сопряженного анализа кластогенных и глинистых минералов изложенный подход редко применяется. Тем не менее, используя данные подобных расчетов, возможен учет плодородия почв, а именно потенциальных запасов доступных растениям элементов питания из минералов почвенного профиля. Предложенный подход можно применять и к почвам, сформировавшимся на территориях, имеющих разный относительный возраст отложений, при условии однотипности минералогии почвообразующих пород. Очевидно, применение этого способа расчета позволит установить качественные и количественные изменения минералогического состава во времени.

Цель работы – рассчитать профильный состав минералов по содержанию стабильного компонента калиевого полевого шпата (КПШ) на основе данных сопряженного минералогического анализа кластогенных и глинистых минералов в профиле солонца.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Объектом исследования послужил солонец светлый корковый (разр. ЗК-2) около населенного пункта Борси с координатами: 50.108° с. ш. 47.156° в. д. Разрез заложен под сильно разреженной растительностью (проективное покрытие около 20%), которая представлена преобладающими видами Kochia prostrata (L.) Schrad ( Bassia prostrata (L.) A.J. Scott в сопровождении прутняка простертого, семейство Chenopodiaceae, – многолетний ксерога-лофит (засухо- и солеустойчивое растение)), на раннехвалынских отложениях на территории с абсолютной высотой 48 м над ур. м., возраст которой составляет около 17 тыс. лет (Арсланов и др., 2013; Чепалыга, Пирогов, 2006) . По Полевому определителю почв России (2008) почва относится к солонцу светлому корковому карбонатному солончаковатому, по WRB-2015 (IUSS Working Group WRB, 2015) – Calcic Gypsic Endosalic Solonetz (Columnic Cutanic Differentic).

В исследовани использованы данные профильного распределения глинистых и кластогенных минералов в профиле солонца (Варламов и др., 2018) . Количественные расчеты минералов в указанной работе были выполнены по методическим рекомендациям

(Biscaye, 1965; Cook et al., 1975) . К глинистым минералам отнесены тонкодисперсные слоистые силикаты с размером частиц <1 мкм. Это значит, что кварц и полевые шпаты с таким же размером частиц не входят в число глинистых минералов. К кластогенными мы относим минералы с каркасной и слоистой структурой и размером частиц >1 мкм. Во фракции >1 мкм оказался и глинистый минерал каолинит, его количественная оценка велась в этой же фракции наряду с кластогенными. Анализ продолжен рассмотрением распределения указанных групп минералов по профилю и оценкой результатов балансовых расчетов минералов. Нами в расчетах использовались данные количественного анализа кластогенных и глинистых минералов в весовых процентах, приравненные к кг/100 кг силикатного материала горизонтов к условной породе. Показатели плотности почвы к расчетам не привлекали на том основании, что, по-видимому, невозможно доказать их постоянство на всем протяжении развития почвы. Заметные изменения плотности почвенного профиля будут связаны с присутствием гумуса, растительного детрита и фитолитами, а также с содержанием в профиле значительного количества солей. Используемые в работе данные профильного минералогического состава получены на бесгумусную, бессолевую навеску почвы. При необходимости данные плотности почвы могут быть введены в расчеты. Потерю, прибавку минерала (Алексеев, 1999) устанавливали по формуле:

Мд = Мгп - Мп,     (1)

Мд – убыль или прибавка минерала в горизонте в сравнении с породой, кг/100 кг породы;

Мгп – содержание минерала в горизонте, приведенное к содержанию калиевого полевого шпата в породе, кг/100 кг породы;

Мп – содержание минерала в породе, кг/100 кг.

Мгп рассчитывается по формуле:

Мгп =

КПШп Х Мг

КПШг ,

КПШп – содержание калиевого полевого шпата в породе, кг/100 кг;

КПШг – содержание калиевого полевого шпата в горизонте, вес. % или кг/100 кг;

Мг – содержание минерала в горизонте, вес. % или кг/100 кг.

Так как в процессе выветривания происходит накапливание наиболее устойчивого компонента, то по формуле (2) мы устанавливаем, сколько содержалось бы минерала в горизонте, если привести его к содержанию калиевого полевого шпата (КПШ) в породе в пропорциональном соотношении с содержанием КПШ и с фактическим содержанием его (КПШ) в горизонте. В формуле (1) Мгп и Мп переставлены местами для того, чтобы в результате произведенного действия полученный знак указывал на убыль или прибавку минерала.

Использованная нами точка отсчета – гор. Сcа,s, глубина 110–130 см – обосновывалась отсутствием явных признаков воздействия процессов почвообразования на минеральную часть почвы. Исходя из этого, используемая в работе точка отсчета весьма условная, но при этом она морфологически привязана к достоверно диагностированным генетическим горизонтам исследованного солонца. Итоговые результаты такого расчета балансовых потерь и прибавок по минералам >1мкм представлены в (табл. 2, 3).

Таблицы 2, 3 состоят из трех частей. В первой части приведены исходные данные по содержанию минералов кластогенных и глинистых в весовых процентах. Во второй – данные по содержанию этих минералов в кг/100 кг породы (численно равные процентам), приведенные к содержанию калиевого полевого шпата в породе. Расчет выполнен по формуле (2). В третьей – данные по разнице содержания в горизонте и породе минералов и их сумм, полученных из второй части. В левой и средней части этой таблицы показано исходное содержание кластогенных минералов в почве и их количество в генетическом горизонте, приведенное к содержанию КПШ в породе расчет по формуле (1). С расчетным содержанием глинистых минералов (фракция <1 мкм) можно ознакомить- ся по данным таблицы 3. Она построена по тому же принципу, что и для кластогенных минералов.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Изученный солонец развит на тяжелых отложениях – пылевато-иловатого гранулометрического состава, поскольку преобладает фракция крупной пыли (табл. 1). По содержанию физической глины (определение пирофосфатным методом по Качинскому) все горизонты профиля попадают в категорию легкой глины, за исключением гор. SEL (суглинок средний) и гор. C (тяжелый суглинок). Надсолонцовый гор. SEL обеднен как физической глиной, так и илистой фракцией, в частности, для него характерно наименьшее содержание частиц <1 мкм во всем профиле (<7%). Максимум содержания илистой фракции наблюдается в солонцовом гор. BSN2 (41.1%), вглубь профиля содержание фракции постепенно уменьшается до 28.7% в гор. Cca,s (110–130 см). Содержание суммы фракций >1 мкм с преобладанием частиц крупнопылеватой размерности (0.05–0.001 мм) имеют обратное илу количественное содержание в профиле почвы. Распределение фракций тонкой пыли (0.001–0.005 мм) максимально с поверхности и минимально в средней части профиля, содержание средней пыли (0.01–0.005 мм) равномерное и практически не изменяется по профилю. В профиле отмечается обедненность солонцовых горизонтов фракцией средней пыли (BSN1, BSN2 и BSN3s), которая обусловлена возрастанием доли илистых частиц в связи с их перераспределением внутри профиля. В изученном профиле солонца отсутствуют данные о содержании гранулометрических фракций в слое от 70 до 110 см. По своим морфологическим и физикохимическим свойствам этот слой аналогичен горизонту BCAnc, поэтому они не приводятся. Совокупный анализ характера распределения ила и других фракций показал, что профильное распределение фракций характерное для солонцов, при этом наиболее значимые изменения механического состава наблюдаются только в первом метровом слое солонца и проявляются, главным образом, в накоплении на различной глубине ила. Таким образом, профильное распределение ила в почве имеет элювиальноиллювиальный характер.

Таблица 1. Содержание гранулометрических фракций в солонце разр. ЗК-2 (по Качинскому)

Table 1. The content of particle size fractions in the solonetz ЗК-2 (according to Kachinsky)

Горизонт	Глубина, см	Содержание фракции, %
		1–0.25	0.25–0.05	0.05–0.01	0.01– 0.005	0.005– 0.001	<0.001	физ. глина
SEL	0–5	1.25	20.75	47.36	12.44	11.42	6.78	30.64
BSN1	5–16	0.14	12.88	32.22	9.38	12.70	32.68	54.76
BSN2	16–26	0.16	15.10	23.46	9.28	10.92	41.08	61.28
BSN3s	26–35	0.16	16.20	27.16	6.94	12.18	37.36	56.48
BCAs,cs	35–45	0.03	13.21	25.54	17.04	12.72	31.46	61.22
BCAnс	45–70	0.06	13.32	28.84	11.88	13.90	32.00	57.78
Cca,s	180–200	0.38	19.76	34.84	6.72	09.64	28.66	45.02

Меньше всего илистой фракции содержится в надсолонцовом горизонте SEL, мощность которого около 5 см. Наибольшее количество илистой фракций в профиле содержат солонцовые горизонты BSN. Совокупные данные гранулометрического состава отражают четкую дифференциацию профиля по распределению гранулометрических фракций по вертикали, о чем свидетельствует активный вынос ила из гор. SEL и его аккумуляция в гор. BSN (фракция <0.001 мм, 6.78–41.08%). Аналогичный характер распределения наблюдается и для физической глины (фракция <0.01 мм, 30.64–61.28%). Это происходит на фоне интенсивного физического дробления частиц всех размерностей, но особенно пылеватых частиц.

Необходимо отметить тот факт, что прибавка ила в солонцовых горизонтах больше, чем его убыль из надсолонцового горизонта.

Обезыливание верхних горизонтов объясняется не только активно проходящим процессом лессиважа, но и, по-видимому, разрушением глинистых частиц в результате щелочного гидролиза. Обращаем внимание на небольшое отличие величин по содержанию илистой фракции (табл. 1 и 3). Представленные значения (табл. 3) были получены методом отмучивания (Горбунов, 1971) – традиционным для минералогического анализа методом. Сопоставление результатов содержания ила указанными методами выявляются некоторые отличия значений для разных горизонтов. Диспергирование почвенной массы методом Качинского не обеспечивает полного диспергирования агрегатов, в отличие от пробо-подготовки образцов по Горбунову с последующим исчерпывающим отмучиванием водой. В результате выход илистой фракции при отмучивании оказался выше, чем при выполнении гранулометрического анализа с использованием пирофосфата по методу Качинского. Такая картина наблюдается в данном солонце только в верхних гумусированных горизонтах, а в нижних – оба метода обеспечивают сопоставимый выход илистой фракции. В данной статье профильное распределение гранулометрических фракций охарактеризовано на основе данных, полученных методом Качин-ского, который используется наиболее широко.

Таблица 2. Расчетный состав кластогенных минералов фракции > 1 мкм силикатной части солонца. Разрез ЗК-2.

Возраст территории около 17 тыс. лет.

Table 2. The estimated composition of clastogenic minerals fractions > 1 μm of the silicate part of the solonetz. Soil pit ЗК-2. The age of the territory is about 17 thousand years

Генетический горизонт	Глубина отбора, см	Содержание фракции, %	Содержание минералов в почве, %						Мгп, кг/100 кг породы
			КВ	П	КШ	С	Х	КЛ	КВ	П	КШ	С	Х	КЛ	сумма
SEL	0–5	88.3	42.8	18.7	16.5	5.1	3.8	1.1	28.3	12..3	11.2	3.4	2.5	0.7	58.4
BSN1	5–16	60.3	23.9	15.1	14.8	3.3	2.3	0.9	18.1	11.5	11.2	2.5	1.7	0.7	45.7
BSN2	16–26	48.4	15.7	14.4	12.8	2.9	1.9	0.8	13.7	12.6	11.2	2.5	1.7	0.7	42.4
BSN3s	26–35	71.7	27.0	18.5	12.4	6.6	4.7	2.5	24.4	16.7	11.2	6.0	4.3	2.3	64.8
ВСАs,cs	35–45	73.3	34.7	14.9	10.9	6.2	5.4	3.4	35.8	14.3	11.2	6.4	5.6	3.5	76.7
BCAnc	45–60	72.1	33.0	15.7	11.6	5.5	2.9	3.4	31.8	15.1	11.2	5.3	2.8	3.3	69.5
Cca,s	110–130	69.8	32.4	12.4	11.2	5.6	4.5	2.5	32.4	12.4	11.2	5.6	4.5	2.5	67.5

Примечание. Мгп – содержание минерала в горизонте, приведенное к содержанию КПШ в породе; Мд – убыль (прибавка) минерала в сравнении с породой; КВ – кварц; П - плагиоклазы; КШ – калиевые полевые шпаты; С – слюды; Х – хлорит; КЛ – каолинит; Бпм – “баланс” кластогенных минералов.

Продолжение таблицы 2. Расчетный состав кластогенных минералов фракции > 1 мкм силикатной части солонца. Разрез ЗК-2. Возраст территории около 17 тыс. лет.

Сontinued table 2. The estimated composition of clastogenic minerals fractions > 1 μm of the silicate part of the solonetz. Soil pit ЗК-2. The age of the territory is about 17 thousand years

Генетический горизонт	Глубина отбора, см	Содержание фракции, %	Мд, кг/100кг породы
			КВ	П	КШ	С	Х	КЛ	Бпм
SEL	0–5	88.3	-4.1	-0.1	0.0	-2.2	-2.2	-2,5	-11.9
BSN1	5–16	60.3	-13.3	-0.9	0.0	-3.1	-2.8	-1.8	-20.9
BSN2	16–26	48.4	-17.7	0.2	0.0	-3.1	-2.8	-1.8	-25.2
BSN3s	26–35	71.7	-7.0	4.3	0.0	0.4	-0.2	-0.2	-2.8
ВСАs,cs	35–45	73.3	4.4	1.9	0.0	0.8	1.1	1.0	9.1
BCAnc	45–60	72.1	0.4	2.7	0.0	-0.3	-1.7	0.8	1.9
Cca,s	110–130	69.8	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0

Примечание. Мгп – содержание минерала в горизонте, приведенное к содержанию КПШ в породе; Мд – убыль (прибавка) минерала в сравнении с породой; КВ – кварц; П - плагиоклазы; КШ – калиевые полевые шпаты; С – слюды; Х – хлорит; КЛ – каолинит; Бпм – “баланс” кластогенных минералов.

Таблица 3. Расчетный состав глинистых минералов фракции < 1 мкм и общий расчетный баланс минералов.

Разрез ЗК-2

Table 3. The estimated composition of clay minerals fractions <1 μm and the overall calculated balance of minerals. Soil pit ЗК-2

Генетический горизонт	Глубина, отбора, см	Фракция < 1 мкм, %	Содержание минералов в почве, %				Мгп, кг/100 кг породы
			СМ	И	Х	КЛ	СМ	И	Х	КЛ	Сумма
SEL	0–5	11.7	2.6	6.1	0.7	2.3	1.7	4.0	0.5	1.5	7.7
BSN1	5–16	39.7	20.6	11.8	1.8	5.5	15.6	9.0	1.4	4.2	30.1
BSN2	16–26	51.6	23.7	17.0	1.4	9.4	20.8	14.9	1.2	8.2	45.1
BSN3s	26–35	28.3	11.7	9.9	1.3	5.4	10.6	8.9	1.2	4.9	25.6
ВСАs,cs	35–45	26.7	10.6	9.6	1.4	5.1	1.9	9.9	1.4	5.3	26.5
BCAnc	45–60	27.9	10.1	9.7	2.0	6.3	12.6	9.7	1.9	6.1	31.4
Cca,s	110–130	30.2	11.7	8.3	1.5	6.4	11.7	8.3	1.5	6.4	27.9

Примечание. Мгп – содержание минерала в горизонте. приведенное к содержанию КПШ в породе; Мд – убыль (прибавка) минерала в сравнении с породой; СМ – смектит; И – иллит; Х – хлорит; КЛ – каолинит; Бпм – “баланс” кластогенных минералов; Бгм – “баланс” глинистых минералов; Бо – общий “баланс” минералов.

Продолжение таблицы 3. Расчетный состав глинистых минералов фракции < 1 мкм и общий расчетный баланс минералов. Разрез ЗК-2

Сontinued table 3. The estimated composition of clay minerals fractions <1 μm and the overall calculated balance of minerals. Soil pit ЗК-2

Генетический горизонт	Глубина, отбора, см	Фракция < 1 мкм, %	Мд, кг/100 кг породы					“Баланс” минералов
			СМ	И	Х	КЛ	Бгм	Бпм	Бгм	Бо
SEL	0–5	11.7	-10.0	-4.3	-1.0	-4.9	-20.2	-11.9	-20.2	-32.1
BSN1	5–16	39.7	3.9	0.7	-0.1	-2.2	2.2	-20.9	2.2	-18.6
BSN2	16–26	51.6	9.1	6.6	-0.3	1.8	17.2	-25.2	17.2	-8.0
BSN3s	26–35	28.3	-1.1	0.6	-0.3	-1.5	-2.3	-2.8	-2.3	-5.2
ВСАs,cs	35–45	26.7	-0.8	1.6	-0.1	-1.1	-1.4	9.1	-1.4	7.7
BCAnc	45–60	27.9	0.6	1.4	0.4	-0.3	3.5	1.9	3.5	4.3
Cca,s	110–130	30.2	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0

Примечание. Мгп – содержание минерала в горизонте. приведенное к содержанию КПШ в породе; Мд – убыль (прибавка) минерала в сравнении с породой; СМ – смектит; И – иллит; Х – хлорит; КЛ – каолинит; Бпм – “баланс” кластогенных минералов; Бгм – “баланс” глинистых минералов; Бо – общий “баланс” минералов.

Солонец характеризуется неоднородным солевым профилем и разделяется по степени засоления на три части (рис. 1а, 1б). Надсолонцовый горизонт SEL не засолен, что обусловлено выщелачиванием солей атмосферными осадками.

Наибольшее засоление в средней части профиля отмечается в солонцовых горизонтах. Максимальное содержание солей достигает значения более 2% и постепенно снижается с глубиной, оставаясь высоким. Качественный состав засоления по профилю не меняется и характеризуется хлоридно-сульфатным магниево-натриевым составом.

С минералогической точки зрения, на относительную однородность профиля указывает однонаправленное изменение содержание КПШ, а также нормальные профили выветривания других кластогенных минералов исследуемой почвы. Под нормальным профилем мы понимаем накопление с поверхности и плавное убывание с глубиной устойчивых к выветриванию кластогенных минералов с жесткой кристаллической решеткой. Следует признать, что традиционные доказательства исходной однородности почвообразующих пород в настоящем исследовании не приведены, поэтому исходим из предположения о присутствии таковой на основании ранее перечисленных признаков.

Содержание кластогенных и глинистых минералов в профиле солонца имеет ряд особенностей (табл. 2). В элювиальной толще горизонта SEL установлено относительное накопление следующих минералов: кварца, плагиоклаза, КПШ, слюды, – при этом количество хлорита, наоборот, уменьшается, а количество глинистых минералов минимально для всего профиля. В иллювиальной части наблюдается обратная картина: сумма кластогенных минералов находится в минимуме, а суммарное количество глинистых – увеличивается и максимально для всего профиля солонца. Аналитические данные профильного распределения ила, кластогенных и глинистых минералов (Варламов и др., 2018) соответствуют элювиально-иллювиальной модели распределения указанных компонентов почвы, а почвообразование привело к профильным различиям минералогического состава между надсолонцовыми, солонцовыми и подсолонцовыми горизонтами.

а

Рис. 1. Распределение общей суммы солей, суммы токсичных солей ( а ) и солевой профиль солонца ( б ).

Fig. 1. Distribution of the total amount of salts, the amount of toxic salts ( a ) and the salt profile of the solonetz ( б ).

Перечисленные особенности профильного распределения глинистых и кластогенных минералов типичны для почвы указанного типа и неоднократно описывались в литературе (Соколова и др., 2005; Травникова, 1976, 1977; Чижикова и др., 1977, 2017) .

Расчетный состав кластогенных минералов, по сравнению с составом условной породы для надсолонцовых и солонцовых горизонтов, отрицательный (табл. 2, рис. 2).

Рис. 2. Убыль, прибавка Мд кластогенных минералов (фракция >1 мкм) в сравнении с породой: 1 – Кварц; 2 – Слюды; 3 – Хлорит; 4 – Каолинит; 5 – Плагиоклаз, кг/100 кг породы.

Fig. 2. Decline increase Md of clusters minerals (fraction >1 µm) in comparison with rock: 1 – Quartz; 2 – Micas; 3 – Chlorite; 4 – Kaolinite; 5 – Plagioclase, kg/100 kg of rock.

Наибольшие потери установлены для следующих минералов: кварца, хлорита, слюды, плагиоклаза, – суммарные потери которых составили в надсолонцовом горизонте SEL более -10 кг/100 кг породы, а в солонцовых горизонтах BSN – более -25 кг/100 кг породы. Среди указанных кластогенных минералов максимальные потери в солонцовых горизонтах установлены для кварца, которые составили в максимуме около -17 кг/100кг породы. Рассчитанная нами величина потери кварца является максимальной в профиле. Обратим внимание, что учет глинистого минерала каолинита во фракции >1 мкм связан с суммарным итого- вым учетом содержания минералов во фракциях 1–5; 5–10; >10 мкм, выделенных методом Горбунова (Горбунов, 1971).

В переходной к илу фракции тонкой пыли (1–5 мкм) количество каолинита было существенным. В связи с этим количественная оценка глинистого минерала каолинита также велась во фракции >1 мкм наряду с кластогенными минералами вместе с расчетом соотношения минералов по методу Кука. Расчетные потери каолинита максимальные с поверхности с -2.5 кг/100 кг породы с плавным уменьшением вглубь профиля. В аккумулятивно-карбонатном горизонте фиксируется незначительная прибавка каолинита – около 1 кг/100 кг породы.

В профиле фиксируется небольшая потеря плагиоклаза (около -1 кг/100 кг породы) до гор. BSN3s, где расчетные значения меняются на противоположные – +4 кг/100 кг породы. Положительные расчетные значения содержания плагиоклаза в нижней части солонцового горизонта можно связать с перемещением тонкодисперсного материала в пределах горизонта. Переходные к материнской породе аккумулятивно-карбонатные горизонты BCA характеризуются положительными расчетными значениями кластогенных минералов, которые в сумме составляют 9 кг/100 кг породы.

Максимальная прибавка установлена для кварца – более 4 кг/100 кг породы, около 2 кг/100 кг породы приходится на плагиоклаз, а слюды, хлорит имеют значения в пределах 1 кг/100 кг породы (табл. 2). Эти факты свидетельствуют, по-видимому, о литологической неоднородности профиля. Таким образом, расчетное количество кластогенных минералов, по сравнению с породой, отрицательное для надсолонцовых и солонцовых горизонтов с отрицательным максимумом в солонцовых горизонтах и положительное для переходных аккумулятивно-карбонатных горизонтов. По всей вероятности, физическое дробление кварца, слюды и других минералов фракции >1 мкм наиболее интенсивно происходит в верхних горизонтах. Оно сопровождается щелочным гидролизом и идет с меньшей интенсивностью, чем физическое дробление, о чем свидетельствуют значительные отрицательные расчетные значения кластогенных минералов и положительные значения по глинистым минералам. Очевидно, что максимум содержания со- лей и максимальные расчетные потери минералов находятся во взаимосвязи.

Расчет количества глинистых минералов выявил принципиально иную картину. В надсолонцовых гор. SEL, так же как и для кластогенных минералов, фиксируется суммарный максимум (20 кг/100 кг породы) отрицательных значений по всем глинистым минералам (табл. 3., рис. 3). Характер распределния расчетных значений по отдельным глинистым компонентам имеет следующие особенности: в надсолонцовом горизонте значения отрицательные по всем глинистым минералам с максимумом по СМ фазе -10 кг, а по иллиту и каолиниту с примерно одинаковыми значениями находится в пределах -4 кг и по хлориту – около -1 кг/100 кг породы. В солонцовых горизонтах картина меняется, значения по СМ фазе и иллиту имеют положительные значения с увеличением вглубь профиля от +4 до +9 кг и более и от +1 до +6 кг 100 кг породы соответственно. Что касается иллита, то, по всей вероятности, физическое дробление слюдистых минералов крупных фракции до размера илистых частиц приводит к увеличению его содержания в профиле до +6 кг/100 кг породы. В пользу факта физического дробления минералов следует отметить проявление у иллитовых минералов илистой фракции унаследованного характера слюдистых минералов фракций >1 мкм, которое подтверждается хорошей их окристаллизованностью, о чем свидетельствуют острые симметричные диагностические рефлексы 1.0 и 0.5 нм ди-фрактограмм (Варламов и др., 2018) нижней части солонцовой толщи гор. BSN3 и верхней части гор. ВСА. При этом аргументированность факта увеличения содержания иллита в надсолонцовом горизонте и в верхней части солонцовых горизонтов, которое происходит за счет лабильных структур СМ-фазы, не вызывает сомнений (Варламов и др., 2018). На основании сказанного можно заключить, что накопление иллитов в верхних горизонтах происходит не только за счет иллитизации (необменной фиксации калия лабильными структурами), но и за счет физического дробления слюдистых минералов, заключенных в составе фракций >1 мкм. Расчетные значения хлорита и каолинита надсолонцовых и солонцовых горизонтов находятся в пределах небольших отрицательных и положительных величин. Подобный диапазон значений по всем минералогическим компонентам имеют и аккумулятивно-карбонатные горизонты ВСА.

Рис. 3. Убыль, прибавка Мд глинистых минералов (фракция <1 мкм) в сравнении с породой: 1 – СМ минералы; 2 – Иллит; 3 – Хлорит; 4 – Каолинит, кг/100 кг породы.

Fig. 3. Decline increase Md of clay minerals (fraction <1 µm) in comparison with rock: 1 – СМ minerals; 2 – Illit; 3 – Chlorite; 4 – Kaolinite, kg/100 kg of rock.

По характеру распределения хлоритов в солонце можно предположить, что они тоже переходят из более крупных фракций в тонкодисперсную (илистую) в результате физического дробления. Вместе с тем хлориты подвергаются значительному разрушению как наименее устойчивые, особенно в условиях щелочной обстановки рассматриваемой почвы. В результате в профиле данного солонца наблюдается вариабельное распределение хлорита. Как уже отмечалось, скорость растворения минимальна при нейтральной реакции и она значительно возрастает при переходе к щелочной реакции среды. Разрушение минералов может замедляться, вероятно, под влиянием такого фактора, как наличие гумусовых пленок на поверхности минеральных частиц, что и наблюдается в содержащих гумус горизонтах. Содержание глинистых минералов (ГМ) по отношению к группе кластогенных минералов может увеличиваться, но это должно быть подтверждено соответ- ствующим снижением суммарного содержания кластогенных минералов как источников образования глинистых минералов, что было зафиксировано для надсолонцового и солонцового горизонтов. Обращает на себя внимание небольшое (+3 кг/100 кг породы) увеличение всей группы ГМ в аккумулятивно карбонатном горизонте на глубине 40–60 см, в карбонатной среде которого исключается синтез и трансформации ГМ. С учетом указанных обстоятельств увеличение содержания ГМ должно сопровождаться соответствующим снижением содержания кластогенных минералов, чего не наблюдается. Этот факт указывает на специфическую литологическую неоднородность.

Суммарный расчет минералов был установлен суммированием убыли (прибавки) кластогенных и глинистых минералов (табл. 3, рис. 3). В профиле солонца установлена убывающая с глубиной потеря минералов с максимумом в -31 кг/100 кг породы в надсолонцовом SEL горизонте. В солонцовой части профиля, несмотря на положительные значения по глинистым минералам, итоговая сумма имеет отрицательные значения. Данные распределяются с равномерным убыванием потерь от -18 кг/100 кг породы в гор. BSN1 до -5 кг/100 кг породы в гор. BSN3. В аккумулятивно-карбонатных горизонтах ВСА расчетные цифры имеют положительные значения: от +7 до +4 кг/100 кг породы.

Разность дефицита и прибавки глинистых и кластогенных минералов мы относим как к процессу лессиважа (иллимериза-ции), так и к потере минеральных компонентов всем профилем в результате щелочного гидролиза. В пользу последнего предположения (щелочного гидролиза) свидетельствуют полученные отрицательные значения (табл. 2) для весьма устойчивого к выветриванию кварца, а внушительные потери этого минерала мы связываем с общеизвестным фактом (Горбунов, 1963, 1976) о высокой растворимости и низкой устойчивости кварца в щелочной среде. Это обстоятельство подтверждается существенным физическим дроблением пылеватых фракций, вследствие увеличения поверхности минералов уменьшается их устойчивость к выветриванию.

Рис. 4. Суммарный расчет минералов, Бгм – значения глинистых минералов, Бпг – значения кластогенных минералов; Бо – суммарный расчет минералов, кг/100 кг породы.

Fig. 4. Total calculation of minerals, Бгм – values of clay minerals, Бпг – values of cluster minerals, Бо – total calculation of minerals, kg/100 kg of rock.

Следующим доводом может служить указанное нами ранее (Варламов и др., 2018) супердисперсное состояние смешанослой-ных минералов, при котором блоки минералов расслаиваются на частицы с минимальным количеством пакетов и сопровождаются большим количеством аморфного вещества, что обычно происходит при содовом засолении. Очевидно, что кроме лессиважа в дифференциации профиля принимает участие и процесс щелочного гидролиза.

Еще один важный момент – это наличие совмещенных максимумов содержаний ила и лабильных глинистых минералов в нем, что является однозначной характеристикой лессиважа как основного процесса дифференциации минералогической части профиля изученного солонца. При одном щелочном гидролизе за счет разной устойчивости ГМ такое совмещение было бы невозможно. В данной почве потери ГМ в результате щелочного гидролиза значительно нивелируются физической диспергацией крупных фракций, в результате этого происходит пополнение количества ГМ. Указанными обстоятельствами объясняются положительные расчетные значения ГМ солонцового горизонта. При этом количество перемещенных вглубь профиля глинистых и тонкодисперсных минералов значительно меньше по сравнению с общим количеством указанных веществ в горизонте. Имеющиеся внутригоризонтные отличия минералогических компонентов, главным образом ГМ, позволяют объяснить детальный минералогический анализ (Варламов и др., 2018). Выявленные кристаллохимические отличия глинистых компонентов, особенно минералов смектитовой фазы, в пределах солонцовых BSN горизонтов свидетельствуют о том, что вмывается сложное по минералогическому составу вещество, при этом разные его компоненты (илистоколлоидные и тонкодисперсные), по-видимому, вмыты в разные периоды, в результате формируется неоднородность в солонцовой части профиля. К изложенному важно добавить, что в профиле сказывается как изоморфизм и структурная изменчивость одних и тех же минералов, так и их транформации под действием процессов выветривания и почвообразования. Относительное увеличение доли кластогенных минералов является суммарным результатом как разрушения частиц, выноса их продуктов в форме окислов, так и обеднения верхней части профиля частицами <1 мкм вследствие пептизирования глинистых минеральных частиц. Установленные расчетные потери минералов относительно породы подтверждают, что в почвенные растворы поступает много оснований, которые пополняют их собственные запасы, в том числе солями натрия и магния, это вызывает быструю коагуляцию частиц из растворов и дисперсий и приводит к формированию непосредственно под горизонтом SEL компактного иллювиального по илу горизонта. Таким образом, минералогическими компонентами создаются условия более длительного сохранения в этих почвах солонцовых свойств, происходит формирование четко обособленных по минералогическим признакам солонцовых горизонтов.

Возвращаясь к максимальной расчетной потере кварца, установленной в солонцовых горизонтах и составляющей более -17 кг/100 кг породы, обращает на себя внимание высокое ее значение. Однако, это вступает в противоречие с количеством выбранного авторами устойчивого “свидетеля” – КПШ, содержание которого в расчете на почву в целом равномерно. Такой эффект не может в полной мере объясняться накопительным разрушением и необратимостью процесса дезинтеграции кластогенных минералов. Сравнение полученных показателей изменения минеральной массы почв с литературными данными затруднительно по причине не только различающихся формул, но и в результате использования других “свидетелей”. Отметим следующие сопутствующие расчетам обстоятельства: гор. ВСА (35–45см) характеризуется минимальным значением содержания КПШ и максимальным содержанием в профиле кварца. В результате итоговые расчеты привели к положительным значениям всей группы кластогенных минералов. Исходя из наших допущений касательно однородности почвообразующей породы, а также относительно аккумулятивно-карбонатного горизонта, где новообразования другими путями кроме деградационной трансформации слоистых силикатов в карбонатной среде исключены, следует ожидать только нулевых или незначительно отрицательных расчетных значений, однако этого не наблюдается. Эти факты могут свидетельствовать об особенной (с высоким содержанием кварца) неоднородности профиля. При этом профильное размещение данного литологического слоя гор. ВСА фиксируется положительными значениями кластогенных минералов и в меньшей мере глинистых (табл. 2, 3). Небольшая суммарная прибавка (+3 кг/100 кг породы) глинистых минералов в аккумулятивно-карбонатном горизонте находится во взаимосвязи не с потерей, как ожидалось для этого горизонта, а с прибавкой кластогенных минералов, что также свидетельствует о неоднородности профиля. Представляется вероятным, что данный факт сказался и на потерях кварца в гор. BSN.

Обобщая проведенные исследования, появляется представление о количественных параметрах и направлениях преобразования минеральной части почвенного профиля. Подтверждается, что минералы в одних и тех же условиях подвергаются гидролизу с разной скоростью в соответствии со своими термодинамическими и кинетическими характеристиками. Результатом этого является дифференциация почвенного профиля по минералогическому составу. Использование значений проведенных расчетов позволило оценить относительное распределение масс кластогенных и глинистых минералов, накапливающихся на месте и мигрирующих в пределах средней и частично нижней части профиля. На основе количественных аналитических данных показано, что в дифференциации твердой фазы типичной для северного Прикаспия почвы заметную роль играют как процессы лессиважа (иллимериза-ции), так и щелочного гидролиза. Однако для полноценной количественной оценки роли процесса растворения силикатов на фоне нисходящего перемещения суспензий в профиле солонца примера одного разреза явно недостаточно. Необходимо иметь данные не только солонца, но и сопряженных почв всего ряда солонцового комплекса, а таких данных пока крайне мало. Полученные нами количественные показатели профильного расчетного распределения минералов следует подтвердить или опровергнуть на почвах сопряженных территорий, или проверить величины преобразований по сравнению с фоновыми почвами данного комплекса. Предложенная система, основанная на методе расчетов кластогенных и глинистых минералов, позволила иным способом проанализировать элювиально-иллювиальную дифференциацию минеральной части почвы, но вместе с тем наличие литологической неоднородности профиля с определенным искажением влияет и на масштабы изменений минеральных компонентов почвы.

ВЫВОДЫ

Дифференциация элювиальной части солонца сопровождается количественным перераспределением отдельных минералогических компонентов по профилю и качественными химикоминералогическими изменениями минеральной массы. Продукты выноса, главным образом в виде смектита, иллита, аккумулируются в иллювиальной части профиля.

Накопление иллита в поверхностных горизонтах объясняется не только процессами иллитизации, но и значительным физическим дроблением слюдистых минералов крупных фракций до размера илистых частиц.

Максимальные размеры потерь кластогенных и глинистых минералов произошли в надсолонцовом горизонте SEL и составляют соответственно -10 и -20 кг/100 кг, а суммарное расчетное количество минералов составило более -30 кг/100 кг породы .

В солонцовых BSN горизонтах имеются признаки как лес-сиважа, так и локального разрушения в результате щелочного гидролиза минералов. Суммарные потери кластогенных минералов достигают -25 кг/100 кг породы, а прибавка по глинистым – +17 кг/100 кг породы, при суммарном расчетном количестве от -8 кг до -19 кг/100 кг породы. Значительные потери кварца свидетельствуют о его слабой устойчивости при щелочном гидролизе.

В аккумулятивно-карбонатных горизонтах ВСА положительные значения кластогенных минералов и суммарных расчетных значений с учетом глинистых до +7 кг/100 кг породы свидетельствуют о выявленной литологической неоднородности почвообразующих пород профиля.