Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Обзор литературы 11
1.1. Влияние факторов почвообразования на магнитные свойства почв 11
1.1.1. Почвообразующая порода 11
1.1.2. Климатические условия 12
1.1.3. Рельеф 13
1.2.1. Живые организмы .14
1.2.2. Время 15
1.2. Основные закономерности формирования магнитных свойств почвы 17
1.2.1. Современные представления о механизмах образования вторичных ферримагнитных минералов в почвах .17
1.2.2. Химическая кинетическая модель образования и накопления вторичных ферримагнитных минералов в почвах 19
1.3. Основные закономерности гипергенного преобразования горных пород и минералов 21
1.3.1. Современные представления о механизмах выветривания 21
1.3.2. Ряды устойчивости пород и минералов к химическому выветриванию 24
1.4. Потенциальные объекты для изучения кинетических параметров формирования голоценовых лесостепных почв 28
Глава 2. Объекты и методы исследования 32
2.1. Характеристика профильных образцов почв и обоснование их выбора 32
2.2. Подготовка почвенных образцов к анализу .38
2.3. Методы анализа .39
Глава 3. Результаты исследования и обсуждение 42
3.1. Магнитные свойства целинных зональных почв Волжско Камской лесостепи .42
3.1.1. Профильное распределение магнитной восприимчивости 42
3.1.2. Вклад диа-/парамагнитной, ферромагнитной и суперпарамагнитной компонент в магнитную восприимчивость 44
3.1.3. Связь магнитной восприимчивости с содержанием различных форм соединений железа 47
3.1.4. Характеристика магнитных профилей методом дифференциального термомагнитного анализа .49
Заключение по разделу .53
3.2. Магнитные свойства разновозрастных черноземных почв Волжско-Камской лесостепи .54
3.2.1. Профильное распределение магнитной восприимчивости 54
3.2.2. Связь магнитной восприимчивости с показателями потери при прокаливании и емкости катионного обмена 58
3.2.3. Оценка степени выветривания исходной почвообразующей породы по спектрам рентгеновской дифракции .62
3.2.4. Характеристика магнито-минералогических особенностей разновозрастных черноземных почв методом дифференциального термомагнитного анализа .65
Заключение по разделу 68
3.3. Магнитные свойства залежных почв Волжско-Камской лесостепи .69
3.3.1. Диагностика нижней границы старопахотного горизонта 69
3.3.2. Постагрогенная дифференциация магнитного профиля залежных почв 77
Заключение по разделу 79
3.4. Магнитометрическая диагностика неоднородности мощности пахотного слоя в обрабатываемых серых лесных почвах 80
3.4.1. Профильное распределение магнитной восприимчивости в целинной серой лесной почве 80
3.4.2. Дифференциация верхней части профилей пахотной серой лесной почвы по магнитной восприимчивости 82
3.4.3. Пространственная неоднородность мощности пахотного слоя серой лесной почвы в границах поля 87
Заключение по разделу 90
Выводы 92
Список литературы 94
Приложения
- Ряды устойчивости пород и минералов к химическому выветриванию
- Характеристика магнитных профилей методом дифференциального термомагнитного анализа
- Диагностика нижней границы старопахотного горизонта
- Пространственная неоднородность мощности пахотного слоя серой лесной почвы в границах поля
Ряды устойчивости пород и минералов к химическому выветриванию
Наблюдения за современным выветриванием почв и результаты па-леопочвенных исследований в целом свидетельствуют, что щелочные элементы прочнее удерживаются в кристаллической решетке породообразующих силикатных минералов, чем щелочноземельные (Chadwick, 1999; Churchman, 2000; Sheldon, 2003; Tabor, 2004; Sheldon, 2006a; 2006b). Наиболее общепринятая последовательность расположения породообразующих силикатных минералов в ряду устойчивости по отношению к химическому выветриванию приведена на рис. 1.3.
В литологии для генетических выводов широко используется подразделение тяжелых минералов по первичному источнику (Фролов, 1992). Из магматических пород происходят пироксены, оливин, амфиболы, биотит, магнетит, ильменит, сфен, рутил, анатаз, брукит, лейкоксен, циркон, апатит, турмалин. ксенотим, монацит, хромит, пикотит, некоторое количество граната, шпинели и др. Из метаморфических пород поступают амфиболы, магне 25 тит, хлориты, эпидот, цоизит, дистен (кианит), ставролит, силлиманит, андалузит, гранаты, корунд, хлоритоид, топаз, мусковит, биотит. Для тех и других характерно преобладание нестойких минералов: оливина, слюд, пироксенов, амфиболов, хлоритов, пирита, магнетита. Значительно содержание и полустойких минералов: эпидота, цоизита, ставролита, дистена, многих гранатов, апатита, барита. Один из вариантов распределения минералов по относительной устойчивости приведен в табл. 1.1.
Геохимические коэффициенты выветривания можно рассматривать как интегральные показатели геохимических процессов и выноса подвижных продуктов гидролитического выветривания полевошпатовой составляющей силикатных пород, при условии, что полуторные оксиды остаются немобильными. Действительно, простые расчеты показывают, что при переходе от полевых шпатов к слюдам отношение SiO2/Al2O3, уменьшается приблизительно в три раза. Однако кроме полевых шпатов практически во всех лесостепных почвах присутствует и кварц, который часто представляет главную часть алевритовой и песчаной фракций. Сравнение содержания минералов в породах и продуктах их выветривания показывает, что наименее устойчивыми к выветриванию являются минералы с высокими начальными температурами образования (Ежова, 2009), например, оливин, пироксены, амфиболы, плагиоклазы, биотит.
Кварц кристаллизуется из магмы одним из последних минералов и образуется при условиях близких к приповерхностным, что способствует его высокой устойчивости (Huang, 2004). Основной вклад в высокую стабильность кварца, по сравнению с другими полиморфами кремнезема, делает плотная упаковка кристаллической структуры и высокая энергия активации, требующаяся для изменения связи Si-O-Si.
Далее следует заметить, что принятое в осадочной петрографии (Фролов, 1992; Ежова, 2009; Nichols, 2009; Boggs, 2009) и использованное при построении и анализе теоретических моделей гипергенного преобразования пород (Кашик, 1987; Кашик, 1989; Шварцев, 2008), разделение минералов на группы по устойчивости произведено главным образом с учетом условий чисто химического выветривания. В гумусовых горизонтах почв реализуются принципиально иные способы достижения относительной устойчивости системы, чем в корах выветривания (Шинкарев, 2003).
Хотя ОВ участвует практически во всех процессах гипергенеза, биокосное разложение основных породообразующих минералов резко отличается от абиогенного по кинетике процесса: скорости, механизмам, конечным и промежуточным продуктам реакции. Установлено, что скорость разложения многих силикатов некоторыми живыми организмами или их метаболитами во много раз выше, чем при использовании любых неорганических растворителей с реальной для природных объектов концентрацией (Яхонтова, 1991, Куприянова-Ашина 1994, Kupriyanova-Ashina 1998; Яхонтова, 2000). Показано, что биокосные процессы разрушения минералов могут реализоваться посредством механизмов, отличных от часто использующегося реакционного ряда Голдича (Goldich, 1938) (рис. 1.4) и ряды устойчивости минералов в биогенных и абиогенных условиях могут во многом не совпадать (Кринари, 2005).
Характеристика магнитных профилей методом дифференциального термомагнитного анализа
Изучение магнито-минералогических особенностей валовых образцов и препаратов фракции 2.5 мкм было проведено методом ДТМА. Результаты приведены на рис. 3.8 и 3.9.
На рис. 3.8 показаны интегральные (в верхней части рисунка) и дифференциальные (в нижней части рисунка) кривые ТМА исходных валовых образцов целинных лесостепных почв. Термомагнитный анализ позволил выявить, что основным носителем намагниченности почв является магнетит. Для всех образцов характерно наличие свободной, связанной, кристаллизационной воды и полное окисление магнитных минералов в ходе термомагнитных исследований. Помимо этого каждый образец содержит незначительное количество гематита. Выгорание органического материала отражается на кривых в диапазоне температур 480-580 С ростом намагниченности за счет формирования магнетита. Пик на дифференциальной кривой около 300 С связан с наличием в образцах сульфидов железа. Об этом также свидетель 50 ствует наличие перегиба на дифференциальных кривых повторного нагрева в этой же температурной области.
Рис. 3.8. Кривые ТМА образцов из верхней части и основания профиля целинной темно-серой лесной почвы (а) и целинного выщелоченного чернозема (б) Рис. 3.9. Кривые ТМА фракции с размером частиц 2.5 мкм образцов из верхней части и основания профиля целинной темно-серой лесной почвы (а) и целинного выщелоченного чернозема (б) Кривые ДТМА фракции 2.5 мкм, выделенной после удаления карбонатов и ОВ, более информативны (рис 3.9). На дифференциальных кривых фракции 2.5 мкм, выделенной из органогенных горизонтов, кроме пика, связанного с наличием в зернах свободной и связанной воды, присутствует пик в области 180С, характерный для маггемит-магнетитовых ассоциаций и обусловленный снятием напряжений (Буров, 1986), связанных с маггемити-зацией зерен магнетита. Интенсивность пика снижается от гумусовой части профиля к материнским породам, что согласуется с наличием прямой корреляционной зависимости между общей магнитной восприимчивостью и ее ферромагнитной составляющей (рис. 3.3). Также в образцах присутствуют сульфиды железа.
Рис. 3.10. Характеристики размеров магнитных зерен в валовых образцах из верхней части профиля темно-серой лесной почвы (1) и выщелоченного чернозема (2) по гистерезисным параметрам лесостепных почв на теоретической диаграмме Дэя: ОД – однодоменная; МД – многодоменная; ПОД – псевдоод-нодоменная; СП – суперпарамагнитная области диаграммы
О размерности магнитных частиц можно судить исходя из анализа диаграмм Дэя (рис. 3.10). В исходных валовых образцах из органогенных гори 53 зонтов целинных лесостепных почв магнитная фракция представлена главным образом очень мелкими однодоменными частицами с примесью многодоменных и суперпарамагнитных зерен.
Диагностика нижней границы старопахотного горизонта
Эксперименты с темно-серой лесной почвой моделируют жесткий вариант проверки возможностей диагностики нижней границы старопахотного горизонта по цветовым характеристикам послойных образцов без предварительного удаления из них ОВ. Анализ профилей по цветовым характеристикам (Приложение 8, рис. 3.22) свидетельствует, что только в трех из них (№ 1, 3, и 6) можно уверенно связать расстояние от поверхности, на котором фиксируется излом кривых значений тона и насыщенности с глубиной пахотного слоя. Для этих профильных кривых наблюдается излом в сторону увеличения значений координат красноты (+a) и желтизны (+b). Оценка различий при сопоставлении средних двух несвязных и неравных по численности выборок значений хроматической составляющей цвета до перегиба на кривых (включая точку излома) и после перегиба показывает значимую разницу между ними. Для тона и насыщенности значения t-критерия Стьюдента составляют 4.99 и 6.11 соответственно при критическом значении tst = 2.06. Для профилей № 2, 4, 5 и 7 проявляется только слабовыраженная и статистически незначимая тенденция уменьшения значений цветовых характеристик с глубиной, начиная со слоя 20–25 см.
Таким образом, цветовые характеристики послойных образцов в координатах Lab не обеспечивают однозначной диагностики нижней границы старопахотного горизонта залежной темно-серой лесной почвы. Можно лишь уверенно констатировать, что подвергавшаяся перемешиванию часть профи 70 ля подстилается как оставшейся его гумусово-элювиальной частью (в профилях № 2, 5, 4 и 7), так и оставшейся его иллювиальной частью (в профилях № 1, 3, 4 и 6).
Графический анализ 7-профильных распределений магнитной восприимчивости показывает, что во всех случаях на кривых отчетливо фиксируется излом в сторону уменьшения величины показателя (Приложение 8; рис. 3.23). Это может свидетельствовать о том, что целинная темно-серая лесная почва, скорее всего, характеризовалась аккумулятивным типом магнитного профиля (Фаттахова, 2015). Расстояние от поверхности, на котором фиксируется излом кривых, сильно варьирует. В одном из профилей (№ 4) он наблюдается ниже слоя 20–25 см, в четырех профилях (№ 1, 3, 6 и 7) – ниже слоя 25–30 см, а в двух профилях (№ 2 и 5) перегиб на кривой отмечается в слое 35–40 см. На рис. 3.23 профильные кривые сгруппированы по глубине перегиба. Результаты t-теста независимых выборок значений lf для профилей с пониженной и повышенной глубиной перегиба показывают значимую разницу между ними. Для профилей № 5 и 2 значение t-критерия Стьюдента составляет 4.28 при критическом значении tst = 2.12. Для профилей № 1, 3, 4, 6 и 7 значение t-критерия составляет 7.77 при критическом значении tst = 2.02.
Для светло-серой лесной залежной почвы ранее было установлено, что на исследованном участке мощность верхней части почвенной толщи, которую правомочно рассматривать как старопахотный горизонт (а следовательно, и как почвообразующую породу для формирующегося на залежи субпрофиля), изменяется в достаточно широких пределах (Шинкарев, 2014). По цветовым характеристикам при шаге дискретности отбора послойных образцов 5 см она диагностируется как мощность трех (профиль № 3), четырех (профили № 1, 6 и 7), пяти (профиль № 4) и шести (профили № 2, 4 и 5) слоев.
Графический анализ магнитных профилей (Приложение 9; рис. 3.24а) показывает, что по виду они подобны профильным кривым значений координат тона и насыщенности, приведенным в работе (Шинкарев, 2014).
Расстояния от поверхности, на которых фиксируется излом на профильных кривых магнитной восприимчивости и значений хроматической составляющей цвета, полностью соответствуют друг другу. Так же, как и для значений координат красноты (+a) и желтизны (+b), оценка различий при сопоставлении средних для выборок значений lf до и после перегиба на профильных кривых показывает значимую разницу между ними. При сравнении lf для профилей № 1, 3, 6 и 7 значение t-критерия Сть-юдента составляет 5.98 при критическом значении tst = 2.06. Для профилей № 2, 4 и 5 значение t-критерия равно 2.09 при критическом значении tst = 2.09.
Установлено, что селективное удаление ОВ не оказывает влияния на профильную дифференциацию значений магнитной восприимчивости (рис. 3.24б). Несколько повышенные абсолютные значения lf в верхней части профилей обусловлены тем, что после обработки пероксидом водорода навеска состоит из минеральной матрицы, содержащей магнитные минералы, в отличие от органической составляющей.
Ниже старопахотного слоя значения lf возрастают, следовательно, целинная почва имела элювиально-иллювиальный тип магнитного профиля. Магнитная восприимчивость почв отражает качественные и количественные характеристики содержащихся в них соединений Fe. Частично информацию о таких характеристиках дают показатели группового состава соединений Fe, с которыми, в свою очередь, связаны и цветовые характеристики, определяемые спектрофотометрическими методами. В уже упомянутой работе (Шин-карев, 2014) результаты корреляционного анализа показали сильную прямую корреляционную связь между значениями координат a и b в цветовом пространстве CIELAB для послойных образцов залежной светло-серой лесной почвы и содержанием в них несиликатных форм Fe. Поэтому представляет интерес сопоставить магнитную восприимчивость послойных образцов с их цветовыми характеристиками.
На рис. 3.25 приведены спектры отражения в видимой области послойных образцов из профилей залежной светло-серой лесной почвы. На кривых отражения ясно выражен перегиб в интервале длин волн от 480–500 до 600– 700 нм, причем различия между спектрами послойных образцов гораздо сильнее проявляются в профилях с меньшей мощностью старопахотного го 74 ризонта (профили № 1, 3, 6 и 7). Перегиб на кривых отражения принято связывать с присутствием несиликатных соединений Fe, и по разности коэффициентов отражения при 480 и 650 нм: АД = Д650 - Яш - обычно судят об относительном содержании несиликатных соединений Fe (Физико-химические …, 1980).
Для интегральной характеристики цвета образцов в координатах Lab может быть использован индекс красноцветности i?Lab, предложенный в работе (Barron, 1986), который рассчитывают по формуле
Пространственная неоднородность мощности пахотного слоя серой лесной почвы в границах поля
Итоговым результатом агрохимического (агрофизического) полевого обследования обычно являются соответствующие картограммы состава или свойств почв. По аналогии с такого рода картографическими материалами были составлены картограммы глубины пахотного слоя на элементарных участках (рис. 3.33 и 3.34).
Визуализированные отображения изменчивости мощности старопахотного горизонта, полученные по данным спектрофотометрических и магнитных измерений, в целом подобны. На общем фоне глубин между 25-35 см встречаются участки с минимальной и максимальной глубиной пахотного горизонта. При этом на отдельных или сопряженных друг с другом элементарных участках глубина старопахотного горизонта может в 1,5 раза превышать установленную в настоящее время глубину вспашки (23 см). Систематические обработки физически не могут натаскивать почву из пониженных участков на повышенные участки. Следовательно, результаты свидетельствуют о постепенном выравнивании микрорельефа участка пашни.
90 Условия произрастания сельскохозяйственных культур будут зависеть от мощности гумусового слоя. Элементарные участки, на которых мощность пахотного горизонта совпадает с принятой в настоящее время на поле глубиной вспашки (23 см), a priori могут находиться только на приподнятых (имеющих выпуклую кривизну) элементах микрорельефа. На этих участках запасы гумуса и главных элементов питания растений в корнеобитаемом слое будут минимальны. Элементарные участки, на которых мощность старопахотного горизонта превышает 35 см, должны находиться на пониженных (имеющих вогнутую кривизну) элементах микрорельефа. На этих участках запасы гумуса и главных элементов питания растений в корнеобитаемом слое будут максимальны. Таким образом, проявляется тенденция к сглаживанию микрорельефа путем транслокации почвы с выпуклых участков и заполнения пониженных участков. При этом фактическая глубина той части профиля, которая была перемешана обработками, перестает точно копировать поверхность почвы. Темпы потери почвы на выпуклостях и скорости накопления в углублениях уменьшаются со временем (Li, 2008), однако трудно уверенно сказать, что в настоящее время достигнуто равновесие в мощности старопахотного слоя на всей территории обследованного поля (Fattakhova, 2017).