Главная страница
Навигация по странице:

  • -10.9%о

  • Российская академия наук I i почвоведение


    Скачать 1.31 Mb.
    НазваниеРоссийская академия наук I i почвоведение
    Анкор791-pochvovedenie-1995-4.docx
    Дата11.07.2018
    Размер1.31 Mb.
    Формат файлаdocx
    Имя файла791-pochvovedenie-1995-4.docx
    ТипДокументы
    #19633
    страница2 из 25
    1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   25

    Рис 1. Генетические профили почв микрокатены и распределение в них карбонатных включений. Обозначения: / -журавчики; 2 - белоглазка I; 5 - белоглазка II; 4 - обломки известняка; 5 - налет карбонатов в норе; 6 - граница вскипания; 7- граница почвенных горизонтов; 8 - максимальное скопление сликенсайдов; 9- язык почвообразующих пород; 10 - геологический индекс подстилающих пород.


    * Индексация горизонтов дана в соответствии с классификацией ФАО, 1974 г.

    По данным микроморфологии карбонатные новообразования представлены крипто- и микрозернистыми формами кальцита, что вполне соответствует степным слитым черноземам, характеризующимся устойчивой повышенной концентрацией бикарбонатных растворов [8]. Почвенная плазма на микроповышении карбонатная, в отличие от почв микропонижения и почвообразующей породы. Карбонатные микрообразования на повышении представлены нодулями, зонами пропитки и редкими дутиками по всему профилю, в почве склона преобладают нодули, с гор. А13* появляются крупные многочисленные дутики. В понижении микрообразования встречаются только в гор. АССа (зоны пропитки и нодули). В верхних горизонтах почв склона и понижения среди угловатых агрегатов с бескарбонатной плазмой встречаются иногда округлые почвенные агрегаты с карбонатно-гумусово-глинистой плазмой, попавшие сюда в ходе поверхностного сноса материала с микроповышения. Поскольку почвооб-разующая порода имеет бескарбонатную плазму, а литогенные обломочные зерна кальцита встречаются единично, присутствующий в почвах кальцит можно считать новообразованным.

    Почва западины вышелочена до глубины 110 см. Сегрегированные формы представлены журавчиками (глубина максимального распространения 114 -125 см) и белоглазкой II, реже - белоглазкой I. Максимум их распространения несколько смещен книзу относительно журавчиков. Выше границы вскипания (ПО см) также наблюдаются единичные журавчики, плотно впечатанные в окружающую невскипающую почвенную массу. Видимо, они сформировались здесь несколько ранее при почвообразовании и оказались
    Содержание СаС03, % 0 2.0 4.0 6.0 8.0 10.0 12.0 14.0

    Рис 2. Содержание СаС03 (%) в профилях почв мик-рокатены: / - чернозем обыкновенный слитой (микроповышение); 2 - слитозем (микросклон); 3 - луго-во-болотная почва (микропонижение).

    не затронутыми современными процессами выщелачивания из-за их твердости. В гор. С на глубине 180 см обнаружены единичные угловатые лито-генные карбонатные обломки размером 5 - 7 мм (рис. 1,2).

    В слитоземе микросклона граница вскипания поднимается до глубины 15-30 см. Карбонатные новообразования встречаются в толще 90- 150 см. На глубине 90 - 120 см вдоль сликенсайдов появляются скопления журавчиков и белоглазки П. В гор. АССа преобладает белоглазка II, реже встречается белоглазка I и журавчики. Ниже, в гор. С, журавчики исчезают. В верхних гумусовых горизонтах также встречаются единичные журавчики, вероятно, попавшие сюда в ходе делювиального сноса с микроповышения.

    В почве микроповышения, вскипающей с поверхности, отмечено наибольшее количество и разнообразие карбонатных новообразований, появляющихся уже на глубине 10 - 15 см. Основная форма карбонатных выделений в педотурбиро-ванном "языке" почвообразующей породы представлена белоглазкой I. На глубине 15 - 30 см обнаружен налет карбонатов на стенках мышиной норы. В виде зоны, размером около 1.5 х 0.5 м в гор. АССа и С на микроповышении и прилегающих участках склона обнаружена карбонатная плесень. Видимо, это соли, в том числе и карбонаты, образующиеся при испарении почвенного раствора на стенках разреза.

    В процессе педотурбаций и внедрения "языка" почвообразующих пород гумусовые горизонты были подняты вместе со сформированными в них карбонатами и частично эродированы. В результате в верхних горизонтах почв микроповышений часто встречаются журавчики, вынесенные сюда из глубины. В почвах микросклонов также наблюдаются журавчики и округлые агрегаты с карбонатной плазмой, перемещенные поверхностным смывом, в результате чего здесь сформировался второй (верхний) карбонатный горизонт.

    Таким образом, в формировании карбонатных профилей почв принимают участие как физико-химические процессы растворения-осаждения, так и механический перенос при педотурбациях и с делювиальным сносом. Разнообразие макроформ карбонатных новообразований свидетельствует о различных условиях и механизмах их формирования, смена которых может быть обусловлена как сезонной динамикой почвенных процессов, так и более существенными изменениями природных условий (климат, рельеф и др.) за время почвообразования. Морфологические параметры журавчиков (округлые стяжения гомогенного строения с полостью внутри, резко отграниченные от вмещающей массы) свидетельствуют в пользу их формирования из насыщенных коллоидных растворов [4, 6, 8]. Журавчики и отчасти белоглазка II сильно затронуты педотурбаци-ями, что свидетельствует об их формировании до начала активного образования микрорельефа. Напротив, белоглазка I осаждалась в основном в "языке" почвообразующих пород, т.е. уже при наличии микрорельефа и/или в ходе его образования.
    МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

    В различных карбонатных новообразованиях и дисперсных формах, рассеянных в почве, измеряли соотношение стабильных изотопов 13С/12С и *80/!60 и соотношение 13С/,2С для растительности. Измерения проводились на масс-спектрометре МИ 1201В. Углекислый газ для масс-спектромет-рического анализа получали обработкой карбонатных материалов 100-процентной ортофосфор-ной кислотой при температуре 25 и 90°С, в соответствии с методикой [24], но с вымораживанием образовавшегося С02 жидким азотом в процессе реакции. Температурные поправки для определения истинного изотопного состава карбонатов вносились по Суорту с соавт. [33]. Растительность сжигали до С02 в вакууме при 600°С с СиО в качестве окислителя [34]. Результаты определения соотношений стабильных изотопов представлены в виде величины 813С и 5180 (%о) по отношению к общепринятым стандартам PDB (белемнит из формации Пи-Ди) и SMOW (стандартная океаническая вода), соответственно. В образцах почв и подстилающих пород определяли содержание карбонатов кальция и магния по Хитрову [10].


    Образец

    Глубина, см

    5180

    5,3С

    Образец

    Глубина, см

    5180

    6,3С

    %0

    %0

    СТАБИЛЬНЫЕ ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА КАК ИНДИКАТОР Изотопный состав углерода и кислорода почвенных карбонатов

    Микроповышение

    Белоглазка I

    10-15

    26.0

    -10.0

    Белоглазка II

    Микросклон 115

    23.2 24.5

    26.2 263 31.4

    -11.5 -11.3

    -10.1 -9.9 -11.2

    Налет в норе

    Журавчики Белоглазка I

    Тоже

    Журавчики

    То же

    Почва без новообразований

    Белоглазка I

    То же

    15-30

    15-25 20-35

    50-60

    50-70 50-70 55

    85-95 ПО 120 140

    31.3

    32.2 25.3

    25.5

    24.3 25.1 25.4

    -12.6

    -11.6 -8.8

    -9.5

    -9.3 -9.4 -10.0

    -10.2 -10.5 -9.7 -9.5

    То же Журавчики
    Белоглазка II

    Журавчики Обломки

    150

    105-130 Микропонижение

    140

    108-123 180
    25.6 24.8 31.1 31.1
    -10.2 -10.0 -11.8 -10.3


    Примечание: над чертой - периферийная дисперсная масса белоглазки, под чертой - твердые ядра из центральной части.


    * Авторы выражают благодарность научному сотруднику С А Олейнику за выполнение анализов изотопного состава.

    В шлифах под микроскопом изучались форма, размеры и характер границ микровключений карбонатов и слагающих их кристаллов*.
    РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

    ИСУ почвенных карбонатов изменяется в сравнительно узком интервале от -12.6 до - 8.8%о (таблица) и попадает в пределы колебаний ИСУ педогенных карбонатов других регионов мира -в основном от -10 до 0%о [23, 31], занимая позиции в наиболее "легкой" области, характерной для ареалов с преобладанием С-3 растений. ИСК варьирует несколько шире - от 24.4 до 32.2%о, не выходя за рамки общемировых значений ИСК для педогенных карбонатов-23.5 - 33.0%о [14, 31, 32 и др.].

    ИСУ наземной фитомассы равен -24.0%
    Все изученные формы карбонатов почв по ИСУ соответствуют растительности и значительно легче морских известняков, для которых характерны значения 513С от -1 до +2%о [9,23,28, 30,35]. Обращает на себя внимание также сходство 513С и 5180 белоглазки и микроформ кальцита (почвенная масса без макроформ новообразований), взятой с той же глубины (50 - 60 см). Эти факты свидетельствуют о педогенной природе как рассеянных (микроформ), так и сегрегированных карбонатов и о практически полном отсутствии литогенных карбонатов в современном почвенном профиле, что подтверждается микроморфологическими исследованиями [5].

    Наблюдается некоторая корреляция между ИСУ растительности и белоглазки. Последняя на микроповышении на 1 - 2%о обогащена тяжелым изотопом по сравнению с белоглазкой склона и микропонижения, в соответствии с более тяжелым ИСУ современной растительности. Следовательно, можно предположить, что белоглазка формируется при существующем микрорельефе и соответственной дифференциации растительности. Для неперекристаллизованных журавчиков подобной корреляции не наблюдается, что свидетельствует об отсутствии дифференциации


    растительности по ИСУ во время их формирования. Видимо, они образовались до формирования микрорельефа и связанной с ним перестройкой растительных сообществ.

    В черноземе микроповышения ИСУ и ИСК недифференцированной белоглазки I колеблется незначительно, от -10.5 до -8.8%о и от 25.3 до 26%о, соответственно. Поскольку белоглазка I доминирует в "языке", а длительность почвообразования на материале "языка" наименьшая относительно других элементов микрокатены, то эта форма и соответствующие ей величины ИСУ и ИСК можно считать характерными для современного этапа карбонатонакопления.

    Налет карбонатов на стенках мышиной норы заметно отличается от белоглазки I как по ИСУ, так и по ИСК. Существенное утяжеление кислорода (на 5.3 - 6.0%о) и облегчение углерода (на 2.6 -3.8%о) по сравнению с белоглазкой I, находящейся на одной с ним глубине, указывает на разные условия формирования этих генераций.

    Журавчики, сформировавшиеся in situ в нижних горизонтах почв микросклона и микропонижения имеют сходный изотопный состав, что свидетельствует об их принадлежности к одной генерации (таблица). Изотопный состав журавчиков, механически перемещенных в приповерхностные слои почвы микроповышения при педотурбациях, в одном случае совпадает с таковым для белоглазки, находящейся на этой же глубине (50 - 70 см), в другом - характеризуется более легкими значениями ИСУ и утяжеленными ИСК (15-25 см). В последнем случае он сходен с изотопным составом журавчиков из нижних горизонтов почв склона и микропонижения, где они сформировались in situ на глубине около 1 м. Видимо, различия в изотопном составе этих журавчиков обусловлены их перекристаллизацией (50 - 70 см), в ходе которой произошел изотопный обмен в соответствие с новыми условиями. Подобное изменение изотопного состава наблюдали при изучении внутренних и внешних (перекристаллизованных) частей карбонатных конкреций Пенджаба [27] и в карбонатах из почв на известняках [16, 28, 35].

    По сравнению с журавчиками 5180 белоглазки II на 4.8 - 8.2%о легче. Некоторые отличия отмечаются и для величин 513С. Следовательно, условия формирования этих новообразований существенно различались и оно происходило в разное время. Некоторое обогащение белоглазки П с глубиной тяжелыми изотопами 13С и 180 (на 1.5 и 2.5 - 3.0%о, соответственно), могло происходить за счет более низкой температуры осаждения, либо за счет соответствующего утяжеления почвенной С02 в более глубоких горизонтах из-за различий в коэффициентах диффузии ее разных изотопных форм.

    Дисперсная мучнистая карбонатная масса периферийных частей белоглазки II (с дифференцированным строением) практически идентична по изотопному составу твердым ядрам из центральных частей. Это свидетельствует о стабильности и неизменности внешних условий во все время их формирования. Однако не исключена возможность более раннего образования твердых ядер, происходившего при иных процессах и условиях. Наблюдаемая же унификация изотопного состава могла реализоваться при перекристаллизации ядер в ходе наложенного процесса формирования дисперсной части белоглазки, связанного со сменой условий почвообразования. Некоторое сходство ядер белоглазки с журавчиками по положению в профиле, а также по морфологии и строению (наличие полостей внутри крупных ядер) может свидетельствовать в пользу именно этой гипотезы.

    Угловатые карбонатные обломки, обнаруженные на глубине 180 см в лугово-болотной почве по ИСК (31.1%с) идентичны журавчикам, а по ИСУ (-10.3%о) близки к педогенным карбонатам на соответствующей глубине и значительно отличаются от морских известняков, для которых характерны значения 513С от -1 до +2%о [9, 23, 28, 30, 35]. Это позволяет предположить, что обломки литогенного известняка подверглись перекристаллизации и полностью замещены педогенным кальцитом, причем, в условиях, близких к условиям образования журавчиков.

    Суммируя вышесказанное, можно сказать, что абсолютно преобладающая часть современных запасов карбонатов в изученных почвах является педогеннои. По расположению в профиле, морфологическим признакам и изотопному составу С и О можно выделить три генерации карбонатов: А - белоглазка I, белоглазка II, дисперсные рассеянные микроформы. Сюда же можно отнести перекристаллизованные журавчики (513С = = -8.8 ... -11.5%о; 5180 = +23.2 ... +26.3%о); В -журавчики и перекристаллизованные обломки литогенного известняка (513С = -10.3 ... —11.8%о; 5,80 = н-31.1 ... +32.2%о); С - налет карбонатов в мышиной норе (813С = -12.6%о; 5180 = +31.3%о). Разнообразие форм новообразований и их изотопного состава свидетельствует о многообразии механизмов и условий карбонатообразования.

    Как упоминалось выше, для реконструкции механизмов и условий осаждения карбонатов необходимо сравнить экспериментальные данные изотопного состава карбонатов с теоретическими распределениями для разных возможных механизмов их формирования. Осаждение карбонатов в соответствии с различными механизмами может протекать при разной температуре, которая оказывает сильное влияние на величину фракционирования изотопов в системе Н20-С02-СаС03. Для наиболее характерных, по нашему
    мнению, температур были рассчитаны факторы изотопного фракционирования при осаждении СаС03 при промораживании (0°С), транспирации (0,7, 15, 25°С) и испарении (15°С) по уравнениям, приведенным в литературе [17, 23].

    Летом ИСУ С02 почвенного воздуха примерно равен ИСУ соответствующей растительности и был принят равным -22.7%о на микроповышении, -24.9%о - на склоне и -24.0%о - в микропонижении. Для зимы он был принят равным ИСУ атмосферной С02 (513С = -7%о), поскольку в областях с незначительным снежным покровом С02 почвенного воздуха зимой приближается по ИСУ к атмосферному С02 [26, 29]. Рассчитанные по этим значениям теоретические величины 513С карбонатов изученных почв составляют от -8.3%-10.9%о (15°С) и до -12.7%о (25°С) для микроповышения, от -9.6%о (0°С) до -12.2%о (15°С) для микропонижения, от - 10.5%о (0°С) до -13. \%о (15°С) для склона и от +7.4%о (0°С) до +4.8%о (15°С) для атмосферного С02.

    Необходимые для оценки ИСК педогенных карбонатов величины 5180 атмосферных осадков взяты из работы [2]. Средневзвешенная (за три года) величина 5180 ближайших точек многолетних наблюдений (Ростов, Астрахань, Батуми) составляет -9.0%о. ИСК остаточной воды при испарении и промерзании и возможные пределы 5180




    8,3С


    25°С


    15°С


    -12




    -11

    15°С



    0°С

    □ д Ое • ж



    V


    -10

    1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   25
    написать администратору сайта