Солевые новообразования в почвах засоленного ряда и их трансформация под влиянием мелиорации тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 06.01.03, кандидат биологических наук Царевский, Вадим Владимирович

• Царевский, Вадим Владимирович
• кандидат биологических наук
• 1983

Оглавление диссертации кандидат биологических наук Царевский, Вадим Владимирович

Страницы

Глава 1. Литературный обзор и задачи исследования

Глава П. Природные условия и почвы районов исследования.

Глава Ш. Объекты и методы исследования.

Глава 17. Карбонатные новообразования в почвах солонцового комплекса Тургая.

Глава У. Гипсовые новообразования в почвах солонцового комплекса Тургая.

Глава У1. Новообразования легкорастворимых солей почв солонцового комплекса Тургая.

Глава УП. Солевые новообразования в солончаковых солонцах Северного Прикаспия и их изменение под влиянием мелиорации.

Глава УШ. Кинетика растворения различных типов карбонатных и гипсовых новообразований в связи с их морфологией.

Глава IX. Изменение фосфогипса в солонцовых почвах

В ы в о д ы

Список основной использованной литературы.

П ри л о ж е н и е

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Солевые новообразования в почвах засоленного ряда и их трансформация под влиянием мелиорации»

Солевые новообразования являются существенной составляющей частью профиля почв аридных регионов. Состав и свойства солевых аккумуляций самым тесным образом связаны с проблемами генезиса, классификации и диагностики почв. Солевые аккумуляции оказывают большое влияние на состав ППК и почвенного раствора,на водно-физические свойства почвы,на возможности их сельскохозяйственного освоения и мелиорации. Важной особенностью материала солевых новообразования является его значительная динамичность,то есть способность изменяться за сравнительно короткие промежутки времени.

Настоящая работа посвящена изучению новообразований в почвах солонцовых комплексов Тургая и Северного Прикаспия комплексом морфологических, химических и инструментальных методов.

Автор выражает свою искреннюю признательность доктору биологических наук,старшему научному сотруднику кафедры химии почв факультета Почвоведения МГУ Т.А.Соколовой за руководство работой. Автор благодарит кандидата химических наук,доцента Новочеркасского инженерно-мелиоративного института И.Н.Лозановскую,сотрудников лабораторш электронномикроскопического анализа факультета Почвоведения М1У инженера Г.И.Селецкого и кандидата биологических наук, старшего научного сотрудника В.С.Гузева, старшего научного сотрудника кафедры географии почв С.АЛПобу, а также всех сотрудников кафедры химии почв факультета Почвоведения МГУ за оказанную помощь в работе. Автор благодарен заведующему лабораторией генезиса и мелиорации солонцов Почвенного института им .В. В. Докучаева старшему научному сотруднику Э.А.Корнблюму, сотруднику той же лаборатории В.Н.Павлову и старшему научному сотруднику Лаборатории Лесоведения АН СССР Г.П.Максимюк за консультации и помощь при сборе полевого материала.

Глава I ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ

Новообразования карбонатов, шпса и легкорастворимых солей являются важным компонентом профиля большинства аридных почв. Большое внимание солевым новообразованиям уделяли классики русского почвоведения - В.В.Докучаев /44/ и Г.Н.Высоцкий /17,18] . Не ослабевает интерес к этоаду вопросу и в настоящее время, поскольку формирование солевых аккумуляций самым тесным образом связано с проблемой генезиса почвенных профилей, а их присутствие в почвах оказывает большое влияние на возможности сельскохозяйственного использования и мелиорации аридных почв.

Морфология новообразований

Наиболее полная классификационная схема солевых аккумуляций в почвах, основанная на морфологических признаках, содержится в монографии Б.Г.Розанова [115] . Для карбонатов в соответствии с этой схемой выделены: порово-пропиточные формы (пропитка, мучнистая присыпка, различные карбонатные кутаны), инкрустационные формы (нале ты, псевдомицелий, выцве ты), корковые формы (корки, бородки, натеки), конкреционные формы (б елоглазка,журавчики,дутики, куколки и др.), конкреционно-корковые выделения (луговая известь, луговой мегрель и т.д.), трубковидные выделения (роренштейны,прожилки, кристаллические трубки и др.). Свежеотложенные скопления гипса формируют светлые налеты и выцветы, белые крапинки и прожилки мучнистого облика; реже встречается гипсовый псевдомицелий. Широко распространены крупные кристаллы гипса в форме одиночных кристаллов, двойников, сростков, друз, гипсовых "роз", гнезд. В полупустынях и пустынях часты мощные выделения гипса в виде гипсовых кор: "гажи", "шестоватый гипс", мелкокристаллические либо крупнокристаллические прослои. Очень часто пр! этом формируются смешанные гипс ово-и зве с тковые и и зве с тково-гипсовые коры [115] .

Новообразования воднорастворимых солей в почвах обычно представлены белыми прожилками, белыми крапинами, белесоватыми налетами и выцветами, псевдомицелием. Часто наблюдаются мелкокристаллические корочки и бородки на поверхности включений камней и гальки, что широко распространено в древнеаллювиальных почвах речных террас. В пустынных почвах широко распространены солевые мелкокристаллические трубочки, образованные вокруг корней. При значительной степени засоления образуются солевые прослои, поверхностные корки и, наконец, солевые коры разной мощности [115,142 » которые формируются в случае наиболее интенсивного соленакопления.

Микроморфология новообразований

Микроморфологические исследования показывают, что подавляющее большинство солевых новообразований являются кристалляриями или агрегатами кристаллов. Некоторые морфологические формы солевых новообразований (бородки,карбонатные журавчики,глебулы) иногда имеют скрытокристалжческое или даже аморфное строение [¡34,142].

Кальцит в карбонатных скоплениях представлен частицами разных размеров: выделяют криптозернистый (меньше I мкм), микрозернистый (1-10 мкм), мелкозернистый (10-100 мкм), среднезернистый (100 -1000 мкм), крупнозернистый (больше I мм). Форму кристаллов крипто-зернистого кальцита зачастую трудно определить ввиду их чрезвычайно мелких размеров. Вероятно, из этого материала состоят некоторые карбонатные бородки, но дули, журавчики, дутики [34,38,39,20б]. Наиболее распространенной микроформой кальцита является микрозернистый кальцит [142] . Он встречается как составная часть карбонатно-глинистой плазмы [148,149,186,187], а также формирует стяжения: гле-булы,нодули, белоглазки с размытыми и хорошо выраженными границами [б8,186,187) . Форма кристаллов микрозернистого кальцита - неправильно-округленная, слабо-удлиненная, лапчатая, чешуйчатая [Э7]. В стяжениях кристаллы произвольно ориентированы, упаковка кристаллов чаще всего неплотная и зависит от взаимного расположения кристаллов скоплений и пор. По краю поры кристаллы прилегают друг к другу более плотно, а дальше от края вглубь основы они располагаются более разреженно [181] . В легких почвах кристаллы микрозернистого кальцита расположены на поверхности более крупных минеральных частиц или формируют микроагрегаты. В суглинистых горизонтах они располагаются между глинистыми чешуйками в щелевидных порах и на поверхности агрегатов [142]. Мелкозернистый кальцит отличается более идиоморфными очертаниями [бэ] и большим разнообразием форм по сравнению с микрозернистым, встречаются более или менее округленные зерна, неправильно-угловатые, призмовидные, ромбовидные, бочковидные, веерообразные и сферолитовые с волокнистым строением [97,116,132,149]. Мелкозернистый кальцит в почве находится в рассеянном виде или образует в порах стяжения, при этом ориентировка кристаллов может быть разнообразной. Например, кристаллы кристаллических трубок могут быть ориентированы в направлении продольной оси трубки или перпендикулярно к ней [181]. По мнению Кубиены ["181] и В .П. Мае лова [7б], ориентация кристаллов относительно стяжений или пор содержит определенную генетическую информацию. Средне- и крупнозернистый кальцит встречается в виде обломков корродированных пород. К этим фракциям кальцита (главным образом среднезернистой) относится кальцит игольчатой формы - лю-блинит, располагающийся преимущественно в виде нагромождения игольчатых кристаллов вдоль пор . В черноземах и буроземах любли-нит присутствует обычно при рН 6,5-6,8 181 , в почвах степной и лесостепной зоны - в условиях слабощелочной реакции [142] . Микро

Форш выделений кальцита обычно приурочены к порам [б8,69]. Многие морфологические формы карбонатных новообразований содержат несколько генераций кальцитовых кристаллов [152], например,в ду-тиках,журавчиках,трубках,сложенных из микрозернистого кальцита, вдоль пустот и трещин локализуются кристаллы мелкозернистого кальцита в виде ромбоэдров о хорошо выраженными гранями [42,142]. Содержание различных микроформ кальцита сильно варьирует не только в различных генетических типах почв, но и в пределах одного почвенного профиля [142].

Кристаллы гипса имеют разнообразную форму, чаще всего линзо-видную, таблитчатую, ромбовидную, чечевицеоб разную, вере тенооб разную, неправильную,столбчатую и т.д. [^97,116,151,199], некоторые кристаллы полые [124,145]. Короткие призматические кристаллы гипса найдены в кислых сульфатных почвах, волокнистые - в почвах каль-циортид, вытянутые - в почвах польдеров. Растворение кристаллов приводит к формированию гребенкообразной формы ребер ¡199] . В зависимости от размеров кристаллов гипс подразделяется на микрозернистый (^0,1 мм), средне зернистый (0,1-1 мм), крупнозернистый ( мм) [Пб]. Иногда две генерации гипсовых кристаллов, более крупных и мелких, присутствуют вместе с пределах одного новообразования [151]. Гипс встречается в виде одиночных, рассеянных в плазме кристаллов, в виде мозаики из плотно прилегающих друг к другу кристаллов неправильной формы, рыхлых скоплений в порах [97,151] . В некоторых случаях на поверхности кристаллов гипса формируются скопления кальцита [ИЗ, 130,133,180] . В солонцах на поверхности гипсовых кристаллов иногда наблюдаются глинистые пленки, предохраняющие их от дальнейшего растворения [133]. Кристаллы гипса, вырастающие в глине, обладают способностью отталкивать вмещающий материал; при этом сами кристаллы остаются чистыми, не содержащими включений, а около кристаллов наблюдается уплотнение глины [35,85]. Растущие в песке гипсовые кристаллы бывают переполненными включениями песчинок. Растущий минерал может захватывать включения всей поверхностью граней, и тогда посторонние примеси равномерно распределяются по кристаллу, как это имеет место в "репетекском" гипсе [40,44,119]. Некоторые кристаллы гипса имеют зонарное строение, которое получается при регенерации гипса, когда перерывы в нарастании его граней отмечаются глинистыми прослойками, расположенными параллельно кристаллографическим граням [78", 133] . По Ферсману, кристаллы гипса, вырастающие среди донных отложений Сакского озера в Крыму, имеют зонарное строение, обусловленное включениями грязевых частиц в связи с сезонными колебаниями скорости роста кристаллов и привносом в озеро вешними водами илистого материала [134]. В других условиях включения захватываются не гранями кристаллов гипса, а ребрами, или даже вершинами [27]. В новообразованиях кристаллы гипса по отношению к включающему материалу или по отношению друг к другу ориентированы разнообразно. Чаще всего они имеют беспорядочную ориентировку [133]. В кутанах и агрегатах кристаллов часто наблюдается параллельная ориентировка кристаллов, когда большинство кристаллов располагаются своими шганарными гранями параллельно стенкам пор или друг другу [124, 151]. И.И.Феофаровой описана сферолитовая (радиально-ллучиотая) ориентация криоталлов гипсовых новообразований, в гнездах "розах" [133]. В центральной части гнезда "розы" имеется ядро размером в 0,2 мм, сложенное мелкими кристаллами гипса, плотно прилегающими друг к другу. От этого ядра расходятся во все стороны удлиненные сильно развитые моноклинные кристаллы гипса. Иногда наблюдается расположение песчанных частиц по плоскостям, параллельным, кристаллографическим осям кристаллов гипса. Кристаллы, слагающие центр розы, чисты и включений не содержат. Некоторые пойкилитовые гипсы имеют кайму регенерации [133]. Довольно часто встречаются новообразования, имеющие параллельно-шестоватое строение - нормальное по Брюеру [154], когда кристаллы ориентированы параллельно друг другу. Такое строение характерно для "репетекского" гипса и реликтовых образований шестоватого гипса [40]. Последний представляет собой сростки тонкопризматических кристаллов гипса, резко удлиненных вдоль третьей кристаллографической оси. Кристаллы имеют величину 0,5-2 мм в поперечнике и в длину до 7-8 см. Грани их выражены очень плохо из-за вертикальной штриховки и серии вицинальных образований в зоне моноклинной призмы [40].

О микроморфологических формах легкорастворимых солей имеются лишь отрывочные сведения. Для тенардита К/S 0 ц характерен призматический габитус кристаллов, иногда с тенденцией к тонкопластинчатой или чешуйчатой форме [40,160,199]; втречаются кристаллы с оплывшими краями, реже - с хорошо образованными ребрами [129]. В солончаках тенардит образует скопления мелких, хорошо ограненных и сильно удлиненных кристаллов - ^волосяное покрытие" [142] .

Мирабилит W&2.SОц ' 10 (^Оявляется минералом - эфемером, так как быстро теряет кристаллизационную воду. Он образует крупные кристаллы столбчатого габитуса размером 2-7 см [40,172]. Эти кристаллы буквально через несколько часов после их образования дегидратируются в сухой атмосфере пустынь и рассыпаются в мелкий белый порошок тенардита [40] .

Глауберит NdiSOu-CaSO«, встречается в виде призматических длинных игл, собранных в пучки, а часто в виде радиально-лу-чистых агрегатов [124,133].

Астраханит образует призматические зернистые агрегаты [75,160],чешуйки [40], часто встречается в прожилках в виде волокнистых агрегатов [75] , кристаллы растут от кромки по направлению к центру полости и имеют способность закрывать все поры [199] .

Галит

NaCl образует кристаллы кубической [129] , реже призматической формы |jC62]. Морфология галита во многом определяется гигроскопичноетью этой соли [162]. Одиночные совершенные кристаллы галита встречаются редко [142] . Кристаллы часто уплощены [4l] , в них развиты одна или две грани, поверхность кристаллов часто оплавлена или растворена [l42] . Галит кристаллизуется на поверхности засоленных почв в виде стекловидной корки [142,162] или в виде агрегатов кристаллов [48]. В осадочных месторождениях и на поверхности солевых корок часто обнаруживаются агрегаты нитевидных кристаллов галита [75,162].

Химический и минералогический состав новообразований

В составе солевых новообразований в почвах встречаются представители многих крупных классов минералов: сульфиды, хлориды, нитраты, бораты, карбонаты, сульфаты, фосфаты. Представители некоторых классов исключительно редки и встречаются только в особых условиях, например, бораты и нитраты. Наиболее распространенные новообразованные минералы почв аридных регионов относятся к классам карбонатов и сульфатов, реже хлоридов [41].

Преобладающим минералом большинства карбонатных новообразований является кальцит СаСОз [з4 ,35,107,138,152,184,185,18б] . Другие минералогические формы карбонатов представлены магнезитом ПдСОз, доломитом СйГ1у(Е0з)2 [з,67,125,186], а также арагонитом СаСОз[2.131], анкеритом СCL(Fß Г1^)СС0з1з[132] и сидеритом ГеСОз [30,67,126]. В химическом составе карбонатных новообразований преобладает СаС03, на долю которого приходится 20-70%, содержание ПдСОз обычно не превышает 0,81-5$ [73,107,125] . Остаток нерастворимый в HCl состоит в основном из кварца, полевых шпатов и глинистой плазмы, небольшие количества SLO2 переходят в HCl и КОН-вытяжки. В солянокислые вытяжки переходят 0,8-4,7$

А&2О3 ; о,2-о,4$ РеаОз ; 0,17-2,3$ /^0+ К20[34,107,15g .

- 10

Из сульфатных новообразований следует особо выделить новообразования гипса , которые часто являются преобладающими в почвах аридных регионов. Кроме гипса, содержание которого составляет 35-90$ [107,119,202], эти новообразования иногда имеют незначительную примесь карбоната кальция, хлористого натрия, сульфата натрия и магния ¡32,46,107]. Типичный химический состав современных рыхлых гипсовых стяжений из полупустыни следующий: 25,36$ СаО, 36,69$ 503 , растворимых в 10$

АбгОз

0,20; рСгОз - 0,26; ГЦ0 - 0,35$; нерастворимого осадка -20,50$ [40]. Данные по химическому составу карбонатов и гипса представляют интерес в связи с их вовлечением в пахотный слой почв методами плантажной и трехъярусной вспашки с мелиоративными целями. Значительно реже встречаются новообразования полугидрата Са^О^НгО и ангидрита Са5[133,190,199], барита Во$0ч [142,199,200] и целестина 5х80ц [38,40,199]. Из воднорастворимых новообразованных минералов сульфатов широко распространены тенардит N(12504 , глауберит МО^Оц'С&^Оц I астраханит

Л/агМ^Оч^-ЧНгО , эпсомит М^Оц^НгО [25,40,41,94,129, 172,199].

Новообразованные минералы группы хлоридов представлены в подавляющем числе случаев галитом N[25,40,94,162]. Состав и соотношение минералогических компонентов и ряда микроэлемент-тов: ,Ва,, Р ¡35,36,39,118] в новообразованиях закономерно меняется соответственно зональным типам почв [73].

Проблемы генезиса и условия формирования новообразований

Распределение по зонам определенных минералогических форм солей было впервые обнаружено В.В.Докучаевым и описано им как проявление зональности в минеральном царстве [43]. Формирование новообразованных минералов солей требует наличия определенных условий. Так, образование гипсовых горизонтов в почвах происходит наиболее интенсивно в полузамкнутых дипрессиях макрорельефа, а внутри них - в понижениях мезорельефа; в слоистых грунтах гипсовые конкреции приурочены к прослойкам более тонкозернистого, глинистого материала [73,143]. Карбонатные новообразования с контрастными границами при прочих равных условиях развиваются в почвах более аридных районов, а карбонатные аккумуляции с диффузными границами - в более влажных условиях [[186] . По А.В.Македонову [73], формированию карбонатных новообразований способствует чередование сухого и влажного сезонов, наличие теплого сухого сезона, преобладание испаряемости над количеством осадков, чередование нисходящего и восходящего тока почвенных растворов, отсутствие кислого гумуса, травянистая растительность, достаточная зрелость ландшафта.

Содержание, состав и характер распределения морфологических форм солевых новообразований по профилю свидетельствуют о специфических условиях кристаллизации в исследованных типах почв и позволяет делать определенные генетические выводы [94,97,195,19§] .

Различия в форме и распределении карбонатов по профилю почв использованы Сегалом и Ступсом для разграничения стадий развития почвенного профиля [195] . На ранней стадии развития профиля микрокристаллы кальцита равномерно распределены по всему профилю почвы. В процессе дальнейшего развития почвы наблюдается перекристаллизация кальцита с формированием горизонта с повышенным содержанием кальцита. Ряд морфологических характеристик карбонатов (удельная и полная поверхность) является очень чувствительным показателем развития катены [146]. В.А.Ковда и Е.М.Самойлова [63] считают, что значительная часть карбонатов в почвах Европейской долины имеет гидрогенно-аккумулятивное происхождение, а их появление связано с гидроморфной стадией развития почв этой территории.

- 12

Определенные морфоминералогические формы или их сочетание специфичны для определенных почвенных таксонов, что позволяет их использовать для решения классификационных проблем. Наличие в профиле почв белоглазки рассматривается как надежный признак при отделении типичных черноземов от обыкновенных [68] . Установлено, что от выщелоченных черноземов к каштановым почвам уменьшается роль инкрустационных форм карбонатов и возрастает частота встречаемости конкреционных (белоглазка,прожилки) и пропиточных форм [20,68,90] . При классификации аридных почв, в зависимости от морфологических свойств карбонатов, выделяют диагностические горизонты: петрокалыщк, гиперкальцик [13].

В работах Н.Г.Минашиной [79,80] предлагается выделить в классификационной системе почв на одном из уровней "формы гипсоносных почв" (по размерам кристаллов гипса и их металлографическому облику).

Распределение в профиле различных морфологических форм солевых новообразований, как известно, тесно связано с их растворимостью и особенностями водного режима. Так, при выпотном режиме карбонатные новообразования сосредоточены обычно в нижележащих горизонтах, гипс концентрируется в середине профиля, а новообразования легкорастворимых солей в верхних горизонтах и на поверхности почвы [25,26,99] , причем тенардит, как менее растворимый минерал выпадает в более глубоких слоях, чем галит [25,124]. При промывном режиме или периодически промывном наиболее растворимые минералогические формы солей - нитраты, хлориды, сульфаты располагаются в более глубоких горизонтах. Гипс образует скопления выше горизонта хлоридов, еще выше в профиле почв формируется карбонатный горизонт [15,64]. Установлено, что при комплексности почвенного полова перераспределение влаги по микрорельефу формирует особую динамику солевых процессов, которая способствует обогащенито почвы микроповышений легкорастворимыми солями за счет их бокового поступления от почв западин [59]. Общим в генезисе солевых новообразований является то, что они формируются в местах наиболее резкого изменения условий химического равновесия [73] между новообразованными минералами и почвенным раствором, в частности, в местах с наиболее выраженным градиентом влажности. Этот вывод подтверждается приуроченностью выделений новообразованных минералов солей к порам [78,124,199] , поверхностям структурных отдельностей [81], верхней границе капиллярной каймы и нижней границе промачивания [37] , а также к зоне десуктивного иссушения [118,174]. Образование тех или иных морфологических форм солей ряд авторов объясняет особенностями водного режима и характером испарения насыщенных растворов. Так, возникновение белоглазки, столбиков, трубочек [68,104] в черноземах связывается с характером испарения почвенных растворов из пор, пустот, со стыков граней, с поверхности структурных отдельностей и межпорового пространства. Твердые карбонатные стяжения - журавчики, лессовые куклы, желваки обязаны своим происхождением грунтовым водам и свя-~ залы с более или менее стойким переувлажнением почвообразующей породы [28,120]. Постоянное высокое увлажнение способствует также формированию крупнокристаллических выделений гипса типа "репетек-ского" в виде бородок, щеток, параллельно-шестоватых агрегатов [80,119]. Смена режима увлажнения и пониженный его уровень формируют микрозернистые гипсы, рассеянные их формы часто преобладают над скоплениями [79,88,116] . Формирование двух типов выцветов микрозернистого кальцита Кубиена [181] объясняет разным режимом испарения бикарбонатов кальция. Характером иссушения поверхности почв и соответствующим подтягиванием карбонатных растворов в виде пленочной влаги в переменно-влажных тропических и субтропических областях объясняется появление на поверхности почвы карбонатного псевдомицелия [[ 22]. Несмотря на несомненную связь морфологических форм солевых новообразований в почвах с особенностями их гидро-термического режима, объяснить на их основе все многообразие морфоминералогических форм солей, по-видимому, нельзя. В основе механизма формирования ряда морфологических форм ведущую роль должны играть и другие физико-химические и кристалло-химиче-ские процессы, в частности, процессы перекристаллизации: собирательная кристаллизация по Григорьеву [27], перекристаллизация по принципу Рикке |^27] , Оствальдовское "созревание" ^10,135,165] , направленная перекристаллизация ["48] агрегатов кристаллов и т.д. По А.В.Казакову, (цитируем по А.В.Македонову) [73] в основе механизма роста конкреций лежит общий закон - стремление систем уменьшить свою поверхностную энергию путем перекристаллизации в более 1фупнозернистые агрегаты. Именно перекристаллизацией микрозернистого кальцита в мелкозернистый В.Е.Алексеев £2] объясняет образование ряда стяжений в черноземах Молдавии. Принципиальная возможность одновременного растворения и осаждения кальцита была доказана Г.Галлотом [2X65]. Предполагается, что это явление оказывает большое влияние на формирование карбонатных кор[165]. По результатам А.В.Журова [48] кристаллические агрегаты воднорастворимых солей представляют собой динамическую капиллярную систему,которая посредством перекристаллизации может ре транслироваться в направлении фронта ее испарения. При этом нижняя часть агрегата солей, обращенная в сторону большей влажности растворяется конденсированной влагой, капиллярно транспортируется вверх в форме раствора и отлагается на верхней границе агрегата. Вероятно, этот механизм лежит в основе образования корок, бородок, примазок и т.д. водно-растворимых солей. В некоторых случаях большую роль в образовании аккумуляций солей играет биохимическая деятельность бактерий и других организмов [1,4,21,76,108], а также наличие органических остатков, являющихся очагом конкрециобразования С73,118,149].

Общими условиями для формирования новообразованных минералов солей, как указывалось ранее, является наличие достаточного градиента влажности в почвенном профиле. Генезис карбонатных новообразований во многом определяется следующими специфическими факторами: изменением концентрации углекислого кальция в почвенном растворе [7,15,23] , изменением pH и температуры по глубине профиля[55,120,170], эффектом высаливания одноименных ионов [26], протеканием обменных реакций между гипсом и содой [62,122,130,180] с образованием псевдоморфоз кальцита по гипсу или кальцитовых кутан, а также свойствами самой карбонатно-кальциевой системы, в частности, ее способностью образовывать сильно пересыщенные по отношению к СаС03 почвенные растворы [1,4,82,83,123]. В связи с последним необходимо отметить значительную величину предельной пересыщенности растворов по СаС03, после которой начинается выпадение осадка [4,84,20^ •

Что касается гипсовых новообразований, то помимо гидрогенного накопления рядом авторов была рассмотрена другая возможность его возникновения путем реакции обмена между растворами сульфата натрия и карбоната кальция [12,133] . Возможность формирования гипса за счет декарбонатизации некоторых участков почвы подтверждается сопоставлением карбонатных и некарбонатных участков почвенных горизонтов и пространственным распределением рассеянных форм гипса [12,133]. Хотя известны условий этой реакции - достаточно выоокое пащиальное давление COg и наличие пылеватого кальцита остаются неясными два вопроса: I) каким образом реакция идет в сторону образования менее растворимого осадка и 2) пути миграции образующейся соды [114]. Следует признать, что пространственное взаимовлияние новообразованных минералов солей и их морфологических форм друг на друга в настоящий момент изучено не достаточно. По-видимому, чаще всего морфоминералогические формы солей располагаются по отношению друг к другу обособленно [2§, 65,124], что в какой-то мере можно объяснить особенностями кристаллизации солей из рассолов, например, путем выпаривания [26, 99,207]]. С другой стороны, отмечаются такие явления, как прорастание солей друг в друга [129] , захват легкорастворимых солей в процессе кристаллизации гипса [78], заполнение эпсомитом пустот в друзах гипса [35]; установлено, что солевые выцветы почвы типик салортид состоят из полиминеральной ассоциации: мирабилит--тенарди т- эпс оми т-б леди т/ас трахани т/ [172]. Кроме того, хорошо известным фактом является формирование на поверхности гипса каль-цитовой кутаны [113,133] и образование смешанных карбонатно-пш-совых конкреций [73,202].

Генетическая интерпретация данных: по морфологии кристаллов

Интересная генетическая интерпретация может быть получена на основании таких кристалпоморфологических параметров, как размеры кристаллов, их форма, взаимная ориентация, упаковка, характер гранных морфоскульптур.

Хорошо известным фактом в кристалломорфологии является зависимость размеров кристаллов от пересыщенности раствора [10,66]. При сильных пересыщениях возникает множество мелких кристаллов, при слабых - более крупные идиоморфные кристаллы. Именно этим обстоятельством можно объяснить образование мелкокристаллических прожилок, крапинок, карбонатного или сульфатного соотава вблизи границ промачивания и на границе капиллярной каймы, то есть в зонах наибольшего иссушения почвы, а также увеличение с глубиной размеров кристаллов гипса [79,88,145]. Образование бородок,глебул,

- 17 стекловидных прослоек скрытокристаллического строения [34,40, 142] происходит в условиях наибольшей пересыщенности, при которых рост кристаллов идет трехмерными зародышами. Форма кристаллов различных минералов определяется, с одной стороны, их крис-таллохимическими особенностями, а с другой стороны, внешними факторами - концентрацией и составом раствора, пересыщением, температурой, давлением и движением раствора относительно кристаллов [27,66]. В реальных почвенных условиях многие из этих факторов непрерывно изменяются во времени и в пространстве, что обуславливает многообразие морфологических форм кристаллов. Структурные особенности в определении облика кристаллов в этом случае часто играют подчиненную роль, что подтверждается трудностью идентификации минералов по габитусу [142] .

При исследовании морфологических форм почвенных кристаллов можно использовать принцип Кюри: кристалл в своей внешней форме сохраняет только те элементы симметрии, которые являются общими для него и окружающей среды [139] . Следствием этого принципа является процесс геометрического отбора [141] кристаллов и формирование параллельно-шестоватых агрегатов [27] , а также нитевидных кристаллов [75] различного минералогического состава. Последовательное применение принципа геометрического отбора кристаллов применительно к минералам солевых новообразований позволяет понять и предсказать ряд их морфологических характеристик, таких как размер, форма, ориентация, характер упаковки кристаллов. Д.П .Григорьев [2"^ выделяет в процессе роста кристаллов три отличные, но непрерывно переходящие одна в другую стадии роста. Первая стадия - автономный рост отдельных несоприкасающихся зародышей - кристаллов. Вторая стадия - совместный рост беспорядочно ориентированных кристаллов. Она характеризуется тем, что в результате геометрической конкуренции [141] кристаллы, направление максимальной скорости роста которых расположено нормально к субстрату, вытесняют менее удачно ориентированные. В конечном итоге остаются кристаллы, для которых это направление перпендикулярно к поверхности нарастания (третья стадия). На основе классификации минеральных агрегатов Д.П.Григорьева [27] можно составить классификационную генетическую схему и для почвенных солевых новообразований. При анализе морфологических свойств новообразованных минералов обращает на себя внимание наличие у каждого из них: кальцита (люблинита) [22,90,148], гипса (селенита) [79,133,190] , галита [75,162], астраханита [75] и т.п. - такой морфологической разновидности, как нитевидные кристаллы. Морфологически нитевидные кристаллы вискерсы, усы, волокна идентифицируются по резкому преобладанию отношения длины к диаметру (не менее, чем Ю3) [75]. Необходимость их изучения объясняется, в первую очередь, их широким распространением в природе и специфическими свойствами этих кристаллов: гладкой поверхностью граней, прочностью, бездефектным монокристаллическим строением, большей химической инертностью по сравнению с обычными кристаллами, а также повышенным кристаллизационным давлением. Г.Н.Минашина [89] отмечает, что при росте игольчатых кристаллов гипса в верхней части капиллярной каймы происходит разрыхление почвы. По данным Лори (цитируется по Г.Бакли [ю] ) известняк может быстро выветриваться за счет роста, главным образом в его порах, нитевидных кристаллов гипса. Аналогичные примеры при описании волоките точнее товатого гипса в известняке оолитовой структуры приведены И.И.Феофаровой [133] и Д.А.Виталем [16]. Ряд авторов указывает на нестабильность нитевидных кристаллов, так называемого, карбонатного и гипсового псевдомицелия при орошении или сезонных колебаниях гидротермического режима [22,58, 80]. Общим условием для роста нитевидных кристаллов в природе нужно считать пористое основание, на котором они нарастают [66].

М.Н.Малеевым [75] приведены результаты опытов по получению агрегатов нитевидных кристаллов, которые показывают, что подобные кристаллы формируются, если верхняя граница пересыщенного раствора совпадает с поверхностью пористой среды. Если уровень пересыщенного раствора находится выше поверхности пористой среды, кристаллизация происходит в пленке раствора и образуются кристаллы обычной формы. Если эта граница расположена ниже поверхности пористого субстрата, то кристаллизация происходит в массе пористого материала. При этом кристаллизационная сила разрывает породу и образуются трещины, заполненные параллельно-волокнистым агрегатом.

Изучение поверхности кристалла дает представление, главным образом, о последних этапах его образования [66,128,136] . Как показали исследования В.Г.Фекличева [127,128], свойства гранного микрорельефа, морфология и величина отдельных микроскульптур,общий характер микрорельефа, помимо структуры кристалла, зависят от генетических условий его формирования. В.Г.Фекличев разработал диагностическую схему, основанную на наиболее общих диагностических признаках, совокупность которых определяет наиболее важные типы генезиса микрорельефа. Для почвенных объектов, в частности, для почвенных солевых новообразований классификация типов гранного микрорельефа пока не разработана, так же как и генетическая интерпретация различных типов микрорельефа. При изучении новообразований почвоведа часто интересует вопрос о том, являются те или иные скопления солей продуктом современного почвообразования, или они наследуются от предыдущих стадий развития почвенного профиля или почвообразующей породы. Морфология кристаллов и кристаллических агрегатов может быть весьма полезной в решении этого вопроса. Например, первичный кальцит, унаследованный от породы, имеет преимущественно крупнопылеватые размеры и представлен зернами, часто расколотыми по спайности, иногда с зазубренными краями [132]. Вторичный кальцит - образование почвенное, по Г.Стунсу,цитируется по А.И.Ромашкевич £116]?представлен тремя формами: микрокристаллическим кальцитом в плазме, микрокристаллическим кальцитом в конкрециях и макрокрис талличе-ским кальцитом в конкрециях и скоплениях в форме кальцитан и кристаллярий. При морфологическом анализе соотношения в профиле количества первичных и вторичных карбонатов выяснено, что для большинства почв характерно преобладание вторичного кальцита [Х8б]. Этот вывод согласуется с исследованиями, выполненными с применением изотопов в почвах ряда районов США и Израиля £183, 184,194] . Он также подтверждается особенностями распределения карбонатных скоплений в профиле: полная или лишь частичная независимость залегания карбонатных новообразований от наличия или отсутствия карбонатов в породе £28,34,86]. Как показали работы Н.Г.Минашиной £79,80] и других авторов £26,28], подавляющее число гипсовых скоплений также вторичного происхождения. В этих работах отмечается физическая динамичность гипса во времени из-за способности растворяться и перекристаллизовываться на месте или с переотложением вещества в более глубоких горизонтах.

Под реликтовыми новообразованиями понимаются новообразования, имеющие сравнительно древний возраст и сформировавшиеся на ранних стадиях развития почвенного профиля. В настоящее время нет четких морфологических критериев для отделения их от современных новообразований. Это можно сделать лишь на основе комплекса данных об эволюции почвенного профиля. Отмечается, что прослои, карбонатные панцири, коры, плиты £115,168], журавчики £17], плотные нодули £184], большие аккумуляции гипса, в частности шеетоватого £40,116] , чаще всего связаны с древними условиями почвообразования. Наиболее молодые скопления карбонатов,гипса и легкорастворимых солей представлены чаще всего налетами, выцветами, псевдомицелием, прожилками, крапинками [15,90,115]. К вопросу о времени формирования новообразований тесно примыкает вопрос о скорости кристаллизации и растворении различных морфо-минералогических форм солей. При искусственном выращивании кристаллов кальцита скорость роста составляет 6*10 см в минуту [188]; по данным Х.Пантина 191 на образование известковых конкреций размером 0,3 м3 необходимо 7-8 тысяч лет. Расчеты, выполненные Е.Н.Зеличенко [54,55] , показали, что для формирования карбонатных новообразований типа каличе, хардпена, шоха толщиной I м требуется время 10 тыс.лет. При участии в процессе осаждения карбонатов кальция нескольких факторов: испарения, наличия градиента С0£» температуры - время формирования I м карбонатных прослоек уменьшается и может достигнуть 5 тысяч лет [54]. В гидро-морфных почвах скорость образования конкреций более значительна и может составлять несколько миллиметров и даже сантиметров в год[73]. Интенсивность роста кристаллов можно оценить по толщине зон роста в связи с включением грязевых частиц. По А.Е.Ферсману [134], она колеблется от 0,4 до 3 мм в год. По данным А.В.Сидоренко [119], крупные кристаллы репетекского гипса могут сформироваться в течение года. Иногда можно наблюдать постепенный переход одних морфологических форм новообразований в другие, что позволяет предположить наличие между ними генетической связи. На скелетных пустынных почвах США прослеживаются 4 стадии образования карбонатных выделений: а) неполная пленка карбонатов на поверхности частиц гравия; б) полная пленка карбонатов на поверхности частиц гравия и образование конкреций; в) карбонаты,склеивающие отдельные частицы почвы; г) сплошной карбонатный горизонт [169]. Так, ряд авторов полагает, что белоглазка в процессе перекристаллизации карбонатного материала трансформируется в журавчик [34,40,50,П7]. В.Е.Алексеев считает, что выделения мучнистых карбонатов являются начальной стадией образования белоглазки и журавчика. С.А.Захаров проследил более полный путь развития карбонатных стяжений ЦбО]. Мучнистая белоглазка постепенно переходит в плотное стяжение - "журавчик". Со временем в нем образуется центральная полость. Такое стяжение называется "дутиком", а при наличии в центральной полости обломка - "погремком". В дальнейшем, в результате роста полости, стяжение разрывается трещиной. Подобное стяжение называется "желваком".

Солевые новообразования и вопросы мелиорации засоленных и солонцеватых почв

Солевые новообразования оказывают существенное влияние на многие важнейшие химические и физические характеристики почв. Карбонатные и гипсовые новообразования во многом определяют концентрацию и активность ионов кальция в почвенном растворе,состав ППК, рН почвенного раствора £31,89,158]. Присутствие в почве карбонатов кальция и гипса способствуют формированию прочных коагу-ляционных структур [80,82] , повышает подвижность ряда химических элементов ¡^47,80,203], улучшает ряд водно-физических характеристик почвы: плотность, водопроницаемость, пористость [11,26,80, 82]. С другой стороны, формирование плотного карбонатного или гипсового горизонта может оказать и отрицательное воздействие на водно-физические свойства почвы[^58,72,80]. Почвы, засоленные карбонатами магния,обладают пониженным плодородием р25]. Поэтому состав, распределение и морфологические характеристики солевых новообразований, в первую очередь, размеры кристаллов играют не последнюю роль в выборе мероприятий по мелиорации почв. Установлено, что с микрокристаллическими формами гипса связаны удов

- 23 ле твори тельные физические и мелиоративные свойства почв, а с крупнокристаллическими - неблагоприятные £80]. Выявлена тесная связь между содержанием в почвах активного карбоната кальция и размерами кристаллов кальцита £3,47,161,166]. При наличии в почвах запасов гипса на сравнительно небольшой глубине их широко используют для коренной мелиорации солонцов, вовлекая гипс в пахотный слой при помощи плантажной вспашки. Этот метод, называемый самомелиорацией, хорошо зарекомендовал себя в Западном Прикаспии, Казахстане [12,60] и в ряде других районов. Еще больший эффект дает применение трехъярусной обработки почвы, при которых наиболее плодородный надсолонцовый горизонт остается на поверхности, а солонцовый и подсолонцовый, часто содержащий гипс, перемешиваются. Новообразования легкорастворимых солей резко снижают плодородие почвы, делая ее в большинстве случаев непригодной для сельскохозяйственного производства. Вместе с тем, в почвах с интенсивным соленакоплением они изменяют строение горизонта, повышают его пористость и влияют на строение плазмы [94,124,144]]. Засоленные горизонты отличаются более крупными по размеру агрегатами и высокой пористостью; нижележащим горизонтам, агрегированноеть которых выражена хуже, свойственны более плотная упаковка мелких агрегатов и уменьшение пористости £144].

Из используемых в наши дни мелиоративных мероприятий первое место по масштабам и значительности занимает орошение. Преобладающим видом его воздействия на новообразования является растворение. По словам А.В.Македонова [73], "деятельность человека по отношению к конкрециям, в общем, проявляется как уничтожающий фактор". Она создает иное перераспределение солевых новообразований в почвенном профиле, зачастую удаляет из него сульфаты и карбонаты [95,100,158]. В бурых полупустынных почвах Армении под воздействием орошения происходит вымывание карбонатов и разрушение карбонатного сцементированного слоя [87]. При капельном орошении южного чернозема пятна белоглазки приобретают размытую форму. Ряд авторов [II,23,147] указывают на устойчивость карбонатных горизонтов к процессам растворения и выщелачивания. Микроморфологические исследования сероземно-лутовых почв показали длительность процессов разрушения плотных гипсовых горизонтов при промывках [72]. Мелиорация почв иногда способствует накоплению в профиле карбонатов [95] , образованию известковых конкреций [73] и даже образованию в нижележащих горизонтах плотных карбонатных прослоев - шохов [125] . При мелиорации гипсоносных почв, помимо растворения и выщелачивания гипса происходит его перекристаллизация. В результате промывок мелкокристаллические скопления гипса перемещаются из верхних горизонтов в нижние и закупоривают многие поры [42,72,145]. По ходам корней образуются карбонатно-гипсовые или гипсовые трубочки и другие скопления в виде червячков,жилок и пр. [80]. По-видимому, эффект мелиоративного воздействия на новообразования зависит от свойств конкретного типа почв, так и от изменения водно-физических условий в почвах в процессе мелиорации. Повышение увлажнения ведет к укрупнению кристаллов гипса гипсоносных почв; осушение почвы и периодическое иссушение и умеренное увлажнение напротив влечет за собой перекристаллизацию гипса с уменьшением размеров кристаллов [8§ . До сих пор недостаточно изучены новообразования легкораотворимых солей. Отмечается, что при неблагоприятном водно-физическом режиме и вторичном засолении новообразования легкорастворимых солей формируются на поверхности почв в виде выпотов, выцветов, бородок [13,81,160]. С точки зрения мелиорации засоленных почв существенной их характеристикой является растворимость и скорость растворения солевых новообразований. На растворимость новообразованных минералов в растворе влияет температура, давление, размеры кристаллов, присутствие различных солей и органических веществ £70,71,106,135, 153] . По данным В.В.Окоркова и А.И.Курбатова ^91], растворимость гипса в суспензиях глин и почв в 3-5 раз выше, чем в воде. Другой важной характеристикой солевых новообразований является их скорость растворения. Показано значение скорости растворения гипса и углекислого кальция для вытеснения натрия из поглощающего комплекса солонца [24,49,83]. От скорости растворения гипсовых аккумуляций, по-видимому, зависит степень насыщенности по гипсу промывных вод, профильтровавшихся через слои шпсоносных почв £89]. Скорость растворения солевых новообразований в большей мере зависит от их минералогического состава. Известно, что она максимальна для легкорастворимых солей [ 52] , меньше для гипса [178,179] и минимальна для карбонатов [24,159,196]. Интенсивность растворения природных кристаллов зависит от размеров кристаллов, температуры, перемешивания и скорости движения раствора, от присутствия в растворе различных солей и их концентрации []5Х, 83,177,159] , а для карбонатов также от парциального давления

СО« [24] ♦ Присутствие в растворе фосфат- и сульфат-ионов, а так-2+ 2+ же ионов Са и И^ замедляет процесс растворения кальцита [196]. Экспериментально установлено, что скорость растворения и что она снижается при образовании на поверхности гипсовых кристаллов кальцитовой или глинистой кутаны [^72,113,180]. Ю.В .Породят [lio] , исследуя скорость растворения гипса подземными водами, установил, что среди разновидностей гипса наибольшей скоростью растворения обладают волокнистые кристаллы, далее идут мелкокристаллические и крупнокристаллические его формы. гипса выше в растворе дистиллированной воде [179]

Задачи исследования

Анализ существующего литературного материала показывает, что новообразования карбонатов, гипса и легкорастворимых солей во многих отношениях: еще недостаточно изучены. Массовый материал, позволяющий предложить те или иные классификационные построения, касаются, главным образом, морфологии новообразований и их химического состава. Значительно менее изучены вопросы минералогии и кристалломорфологии солевых новообразований (характер упаковки кристаллов и типы гранного микрорельефа), кинетика растворения различных морфологических типов солевых новообразований. Имеющаяся литература по некоторым из перечисленных проблем относится, главным образом, к солевым новообразованиям в почвах пустынь или в почвах черноземной зоны. Для почв солонцового комплекса зоны каштановых почв, занимающих в нашей стране миллионы гектар, проблемы минералогии и микроморфологии солей остаются до сих пор мало изученными. Все это определило задачи исследования:

1. Выявить принадлежность отдельных типов новообразований карбонатов, гипса и легкорастворимых солей определенным типам и горизонтам почв каштановой зоны.

2. Изучить минералогический и химический состав и особенности строения новообразований карбонатов, гипса и легкорастворимых солей в почвах каштановой зоны, главным образом, в почвах солонцовых комплексов, используя морфологические, химические и инструментальные методы.

3. На основании полученных данных составить представления о возможном генезисе различных типов солевых новообразований в исследованных почвах.

4. Исследовать изменение солевых новообразований в почвах солонцовых комплексов под влиянием мелиорации.

5. Изучить изменение фосфогипса, вносимого в качестве мелиоранта в почвы солонцовых комплексов, в первые годы пребывания в почве.

6. Исследовать кинетику растворения гипсовых и карбонатных новообразований, представленных различными морфологическими формами.

Глава П ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ И ПОЧВИ РАЙОНОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полевой материал был собран на территории Диевского опорного пункта лаборатории генезиса и мелиорации солонцов Почвенного института имени В.В.Докучаева и на территории Джанвбекско-го стационара Лаборатории лесоведения АН СССР.

Диевский солонцовый опорный пункт находится в Семиозерном районе южной части Кустанайской области. Климат района отличается континентальноетыо, которая проявляется в резких колебаниях суточных, месячных, сезонных температур: среднегодовая температура 2,5°С; средняя температура июля 21,3°С, января-17,3°С. Суша осадков за год составляет 230-250 мм, тогда как за период с температурами более Ю°С (140-150 дней) выпадает 120-140 мм. Коэффициент увлажнения - 0,3-0,4 [60]. Рельеф Диевского солонцового опорного пункта представляет собой всхолмленную равнину с хорошо выраженными элементами мезорельефа (лиманы, холмы с пологими склонами и т.п.) и элементами микрорельефа (мелкими зада-динками, небольшими повышениями) [77]. В понижениях мезорельефа часто находятся соленые и пресные озера. Территория характеризуется сложным геологическим строением и большой пестротой почвообразующих пород. Наиболее распространены четвертичные осадки элювиально-делювиального, аллювиального и эолового происхождения. Среди четвертичных отложений преобладают лессовидные суглинки, которые с небольшой глубины подстилаются породами третичного возраста - карбонатными и гипсоносннми, желтыми, бурыми, красными и белыми глинами каолинитового состава, а также песками и коричневыми суглинками [60,77]. В свое время третичные глины и древнеаллювиальные отложения были засолены, что также повлияло на формирование комплексности почвенного покрова ¡60,77]. Почвенный покров исследуемой территории отличается значительной пестротой, благодаря развитым мезо- и микрорельефу, сложной истории, разнообразию почвообразующих пород, деятельности земле роев, а также изменениям почв под влиянием сельскохозяйственного освоения. Он представлен сухостепными солонцовыми комплексами различных типов солонцов, каштановых и лугово-каштановых почв в сочетании с солодями, солончаками и луговыми почвами лиманов. Морфологическое описание типичных разрезов этих почв приводится в приложении. Между почвенным и растительным покровами наблюдается тесная связь. На каштановых почвах развиваются ковыль-но-типчаково-полынные ассоциации с элементами разнотравья, к со-лодям и лугово-каштановым почвам приурочены полынно-житняково--осоковые растительные ассоциации, к солонцам - полынно-ашгчако-вые.

Проективное покрытие растительными ассоциациями каштановых почв - 20-25$, солодей и лугово-каштановых почв - 25-30$ и солонцов - 10-15$. Засоление почв района исследований - хлоридно-суль-фатное. Глубина залегания грунтовых вод составляет от 1-2 до 6 м. Минерализация их колеблется в весьма широких пределах: от 1-4 (олабоминерализованные) до 30-40 г/л (среднеминерализованные) и более. Часто встречаются пресные воды с сухим остатком 0,1-0,8 г/л [77,96]. С увеличением степени минерализации тип засоления грунтовых вод изменяется от сульфатно- или хлоридно-бикарбонатного к сульфатно-хлоридному и хлоридному [60] .

Джаныбекский стационар находится в Северной части Прикаспийской низменности. Район представляет собой почти идеальную равнину, слабо наклоненную в сторону Каспийского моря, которая имеет хорошо выраженный мезо- и микрорельеф. Описываемая территория с поверхности сложена мощной толщей нижнехвалннских тяжелых суглинков, в верхней своей части переотложенных потоками, впадавшими в отступавшее Каспийское море. В этой части толщи суглинков иногда выражена слоистость, изредка попадаются тонкие линзы мелкозернистого песка. В большинстве случаев толща суглинков по гранулометрическому составу очень однородна, как по профилю, так и в пространстве. Район расположения стационара характеризуется континентальным климатом. Средняя месячная температура января равна -II0, а июля - +24°. Средняя многолетняя суша осадков достигает 274 мм, из них 128 мм выпадает в холодное времяодие (октябрь-март) и 146 мм - в теплое (апрель-сентябрь). Испаряемость составляет 900-1000 мм в год, т.е. в 3-4 раза превышает годовое количество осадков. В соответствии с мезорельефом на описываемой территории могут быть выделены три группы естественных биогеоценозов, приуроченных, соответственно, к лиманам, большим падинам и межпадинной равнине. Биогеоценозы межпадинной равнины занимают 85-90$ всей территории и представляют собой комплекс биогеоценозов пустынных, полупустынных и степных типов. Почвы пустынных биогеоценозов представлены солончаковыми солонцами, сухостепных - светлокаштаново-солонцеватыми, степных - темноцветными черно-земовидными почвами /52,114/.

Профиль солончакового солонца начинается надсолонцовым горизонтом. Его средняя мощность равна 10 см. В сухом состоянии светло-серый, суглинистый, отчетливо тонкослоеватый, пористый, легко раздавливается в порошок, карбонаты содержит часто с поверхности, но иногда лишь в нижней части.

Глубже его сменяет солшцовый горизонт, тяжелосуглитастый, в сухом состоянии серовато-бурый, распадающийся на ореховато-призматические отдельности. В нижней части на поверхности педов имеются грязно-желтые выцветы солей. Глубже расположен первый подсолонцовый засоленный горизонт. Он розовато-бурый с псевдопесчанистой структурой, тяжело-суглинистый.

Следующий горизонт - второй подсолонцовый засоленный имеет палево-бурую окраску и значительно большую плотность, чем вышележащий. При высыхании нижней части горизонта на стенке разреза появляются выцветы солей.

С глубины 120 см до глубины около 300 см залегает гипсовый засоленный горизонт палево-бурого цвета, суглинистый. От 300 до 600 см залегает горизонт, отличающийся постепенным уменьшением содержания солей.

Морфологическое строение профиля светло-каштановой почвы характеризуется следующими чертами. Профиль начинается гумусовым горизонтом, мощностью от 6 до 10 см, серого цвета, имеет отчетливо выраженное слоевато-чешуйчатое сложение.

Ниже залегает переходный по гумусу пылевато-суглинистый коричнево-бурый горизонт, с хорошо выраженной призматической структурой. С глубины 90-125 см начинается карбонатно-иллювиальный горизонт пылевато-сутлинистого механического состава, буровато-палевой окраски.

Глубже залегает гипсовый засоленный горизонт. Со 150-160 см при высыхании на стенке разреза появляются выцветы солей.

Почвенный компонент степных биогеоценозов представлен темноцветными черноземными почвами. Их профиль начинается хорошо выраженным суглинистым гумусовым горизонтом мощностью от 18 до 40 см темно-серого цвета, в верхней части которого отделяется рыхлая дернина мощностью 5-6 см. Структура горизонта пористо-комковатая, он густо пронизан корнями.

Гумусовый горизонт довольно быстро переходит в нижележащий выщелоченный от карбонатов переходный горизонт мощностью в среднем 18 см, суглинистый. Под ним находится иллювиально-карбонатный горизонт мощностью от 20 до 85 см, суглинистый, очень плотный, палево-бурого цвета. Встречается резко оформленная белоглазка.

Нижележащий горизонт, начинающийся с 90-170 см, в среднем со 120 см - карбонатный, палево-бурой окраски, темнее вышележащего. Структура призматическая, почти исчезающая книзу с появлением слитности. Уровень грунтовых вод расположен на глубине около 5-7 м. Грунтовые воды отличаются застойностью. Концентрация и состав солей в них резко меняются в пространстве на протяжении 2-3 м в зависимости от микрорельефа. При этом под темноцветными почвами западин образуются плавающие на засоленной воде линзы пресной воды шдро-карбонатного состава с сухим остатком 0,1 -0,6 г/л. В пустынных и полупустынных биогеоценозах грунтовые воды имеют хлоридно-сульфатный состав с концентрацией солей от 5 до 20 г/л 12 . Целинные солончаковые солонцы характеризуются сочетанием непромывного водного режима в верхней части профиля с десуктивно-выпотным в нижней.

Водный режим целинных светло-каштановых почв относится к непромывному типу при наибольшей глубине промачивания около 120 см. В этих почвах, как и в солончаковых солонцах, имеется постоянно существующий градиент всасывающего давления, создающий постоянный восходящий поток влаги от почвенно-грунтовнх вод.

Водный режим целинных темноцветных почв относится к периодически промывному типу. Сквозное промачивание с пополнением грунтовых вод наблюдается в среднем один раз в два года £12] .

Глава Ш ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Объектами исследования были выбраны солевые новообразования почв сухостепных комплексов (каштановых, лугово-каштановых почв, солонцов) в сочетании с солодями, солончаками и луговыми почвами.

Классификационное положение изученных почв определяли по руководству "Классификация и диагностика почв СССР" [б£|. Всего было заложено и изучено 48 разрезов в солонцовых комплексах Тур-гая и два разреза в солонцовых комплексах Северного Прикаспия.

Новообразования исследовались комплексом морфологических, инструментальных и химических методов. Морфологические исследования проводили на макро-, мезо- и микроуровнях. Такая иерархия исследования обеспечивает отсутствие пробелов в изучении составляющих почвы, выявляет специфичность свойств и процессов не для почвенной массы, а в целом для определенных уровней организации почвы, вскрывает и объясняет "вклад" каждого уровня в макрохарактеристики почв, то есть максимально близко подходит к выявлению сущности управляющих механизмов почвообразования [121].

Морфологическое описание новообразований производилось в поле, по системе базовых шкал, разработанной сотрудниками Почвенного института им.В.В.Докучаева [ 9] и включало оценку следующих свойств: цвет,форма,размеры,ориентация,обилие,относительное положение , прочность, вскипание, выраженноеть границ, окристалжзован-ность,размеры кристаллов (если это возможно). Одновременно с описанием новообразований проводилось морфологическое описание разрезов, а также зарисовка расположения новообразований в морфонах. После описания и зарисовки новообразования тщательно препарировали, то есть отделяли с помощью бритвы, скальпеля и иглы от вмещающей толщи и помещали в бгоксы или бумажные пакетики. Ме-зоморфологические наблюдения проводили под бинокулярным микроскопом, уточняя сведения о размере и форме кристаллов, если это было возможно, типе упаковки, наличии примесей, а также характере взаимодействия кристаллов с элементами микростроения почв: порами, зернами скелета и т.д. Строение агрегатов кристаллов солей оценивалось по Р.Брюеру [154] , тип упаковки кристаллов - с помощью классификации контактов [29]. Микроморфологические исследования отдельных кристаллов и агрегатов выполняли на растровом электронном микроскопе 3 5 И 2 . Некоторые препараты предварительно отмывали этиловым спиртом. При описании характера поверхности кристаллов частично использовали систему понятий и терминов,разработанную В.Г.Фекличевнм [127,128]. Напыление образцов золотом осуществлялось в вакуумном испарителе НИЗ"5&6 , фирмы "Хитачи", оснащенном универсальным шарнирным механизмом для изменения положения образцов в процессе напыления [Н2] . Фазовый анализ препарированных образцов новообразований выполняли на рентген-дифрак-тометре ДРОН-2 в следующем режиме: излучение Си , фильтрованное N11, напряжение на трубке 40 КУ , сила тока 20 мА* В зависимости от количества материала образцы для дифрактометра готовили различными способами. При малом количестве материала, в целях контроля рентгеновским методом объектов микроморфологических наблюдений 5-20 мг материала помещали в агатовую ступку, растирали с несколькими миллилитрами спирта и полученную суспензию наносили на обычную стеклянную подложку размером 25 х 25 мм. При достаточном количестве материала растертый в порошок материал новообразований помещался в 1фуглое углубление стекол (для жидких биологических объектов), обильно смазанных вазелином, и уплотнялся таким образом, чтобы верхняя поверхность образца была на одном уровне с остальной поверхностью стекла. Большинство образцов снимали в кювете из оргстекла с круглым цилиндрическим углублением диаметром 16 мм. Для снижения ори ентаци оттого эффекта с лицевой стороны кюветы при приготовлении препарата подкладывалось шереховатое стекло, а измельченный в тонкий порошок материал новообразований засыпался в круглое углубление кюветы через специальное боковое отверстие и уплотнялся путем постукивания. Во всех трех случаях использовали обычный держатель образцов, предназначенный для съемки препаратов илистых фракций почв на слеклянных подложках. Идентификацию кристаллических фаз новообразований проводили, сравнивая полученные межплоскостные расстояния с межплоскостными расстояниями индивидуальных веществ, приведенных в картотеке %Ш [193] .

Термический анализ позволяет не только идентифицировать минералы [57] по термическим характеристикам, но и определять количество отдельных термоактивных компонентов: карбонатов, гипса и других. Содержание гипса в образцах определяли по потере сте-хиометрической воды при переходе гипса в ангидрит в интервале температур I00-250°C [l57] . Количество СаС03 определяли по потере массы образцов новообразований в области температур 600 -1000°С, происходящей за счет диссоциации карбонатов и потере COg [3,56,57^. Исследования выполнялись на дериватографе Пау-лик, Паулик, Эрдеи в диапазоне температур от 20° до Ю00°С, при этом был выбран следующий режим: ДТА для гипса 1/10, для карбонатов - 1/5, ДТГ 1/3, чувствительность ТГ 500 мг, скорость нагревания образца 10 градусов/мин., при навесках исследуемого образца I г. Предварительно образец выдерживали в эксикаторе с силикагелем несколько дней. Термический анализ проводили для карбонатов в атаюсфере С0?, для других минералов - в атмосфере азота. Это способствует увеличению интенсивности эндотермических пиков на кривой ДТА, лучшей воспроизводимости полученных результатов и обеспечивает раздельную регистрацию потерь веса, сопровождающих диссоциацию ряда карбонатных минералов Ql37,204,205]. Так как валовые анализы неизбежно дают искаженную картину из-за присутствия непостоянного количества примесей вмещающего почвенного материала, химический состав солевых новообразований оценивался по данным водной и 10% солянокислой вытяжек [34,37]. Анализ вытяжек проводился общепринятыми методами [б] . Для изучения кинетики растворения различных морфологических форм карбонатных и гипсовых новообразований их навески, взятые в количестве I г, помещали для гипса в 0,2 М раствор хлорида натрия, а для СаС03 -0,02 М Na(X в соотношении 1:25 (раствор хлорида натрия использовался для поддержания постоянной ионной силы исследуемой системы). Затем, через определенные интервалы времени, вплоть до достижения равновесного состояния, определяли активность ионов кальция в суспензии с помощью ион-селективного мембранного Са-электрода марки ЭМ-Са-OI на иономере И-115. В качестве электрода сравнения использовался электрод марки ЭВЛ-1МЗ. Перед каждым измерением суспензию перемешивали. После установления равновесия нерастворившийся остаток новообразований снова просматривали на растровом электронном микроскопе для оценки изменений их микроморфологических характеристик в процессе растворения. Подготовка электрода к работе проводилась по стандартной методике [ill] .

Заключение диссертации по теме «Агропочвоведение и агрофизика», Царевский, Вадим Владимирович

ВЫВОДЫ

1. Использование комплекса морфологических, инструментальных и химических методов дает возможность наиболее полного изучения солевых новообразований в почвах. Исследование микростроения новообразований с помощью РЭМ дает ценную информацию для познания их генезиса: позволяет уточнить, какие новообразования находятся сейчас в стадии роста, а какие подвергаются растворению; рентгеновский анализ позволяет диагностировать основные кристаллические фазы и выявить их некоторые кристаллохими-ческие особенности, например, оценить долго магнезитовой молекулы в карбонатном материале; термический анализ дает возможность с хорошей воспроизводимостью оценить количество гипса и карбонатов в образцах новообразований; химический анализ (данные водной и солянокислой вытяжки) позволяет определить содержание и состав солей при их невысоком содержании в исследуемых образцах.

2. В засоленных почвах Тургая карбонатные новообразования представлены белоглазкой с отчетливыми границами в горизонтах

В и С лутово-каштановых почв, белоглазкой и пропиткой с диффузными границами в горизонте В солонцов, карбонатными прожилками в горизонтах С и Д различных типов почв. Дифференциация отдельных морфологических видов карбонатных новообразований по типам почв и генетическим горизонтам связана с разной биологической активностью почв, контролирующей содержание СО2 в почвенном воздухе, а также с изменениями в конфигурации порового пространства по горизонтам и водным режимом почв. Карбонатный материал пред-давлен кальцитом с низким содержанием магнезитовой молекулы. В карбонатных новообразованиях с отчетливыми границами кальцит составляет 30-80% и представлен несовершенно-ромбоэдрическими кристаллами с признаками роста и растворения размером 3-10 мкм. В новообразованиях с диффузными границами содержание кальцита составляет 10-20%; кальцит представлен вытянутыми, иногда игольчатыми кристаллами размером 0,1-1 мкм.

3. Гипсовые новообразования в засоленных почвах Тургая представлены прожилками и вкрапленниками в полугидроморфных и гидроморфных солонцах, агрегированными гнездами в автоморфных солонцах, кутанами и неагрегированными гнездами в полугидроморфных солонцах. В минералогическом составе всех новообразований преобладает гипс, составляющий 40-98% от массы новообразований. Прожилки и вкрапленники состоят из тонкопризматических рыхлоупакованных кристаллов размером 0,001-0,05 мм с преобладанием признаков роста. Кутаны представлены рыхлоупакованныш кристаллами разных размеров с признаками как роста, так и растворения. Неагрешрованные гнезда состоят из рыхлоупакованных кристаллов размером 0,05-2 мм с явными признаками растворения. В агрегированных гнездах преобладают плотноупакованные кристаллы размером 0,1-1 мм с признаками совместного роста кристаллов. Форма, упаковка, гранный микрорельеф наиболее идиоморфных кристаллов в прожилках, вкрапленниках и кутанах соответствует стадии свободного роста индивидуальных кристаллов. Образование агрегированных гнезд соответствует стадии совместного роста кристаллов в полости. Неагрешрованные гнезда рассматриваются как результат растворения агрегированных гнезд.

4. Новообразования легкорастворимых солей в засоленных почвах Тургая представлены выпотами - агрегатами волокнистых #ристаллов и налетами - агрегатами мелких чешуйчатых рыхлоупакованных кристаллов. Выпоты встречаются в солончаках, в полугидроморфных и гидроморфных солонцах на боковой поверхности педов. Налеты развиваются на поверхности солончаков. Преобладающим минералом легкорастворимых солей является астраханит.

5. В целинных солончаковых солонцах Северного Прикаспия скопления карбонатов, гипса и легкорастворимых солей в целом сходны с соответствующими формами солевых аккумуляций в солонцах Тургая. Генезис гипсовых скоплений связан с кристаллизацией гипса из восходящих почвенных растворов, насыщенных по гипсу за счет растворения находящихся в глубоких горизонтах профиля и в породе гипсовых сферолитов. Образование выпотов легкорастворимых солей обуславливается внутрипочвенным испарением растворов, поднимающихся от грунтовых вод. Карбонатные новообразования формируются за счет мобилизации и сегрегации находящихся в почве рассеянных карбонатов.

6. Мелиорация солончаковых солонцов Северного Прикаспия приводит к исчезновению карбонатных новообразований в пределах слоя плантажной вспашки на глубинах, соответствующих бывшему солонцовому горизонту, и к более обильному появлению белоглазки в нижележащих горизонтах ВЗ. Под влиянием мелиорации сокращается число гипсовых прожилок, более отчетливым становится растворение сферолитов, интенсивно развиваются гипсовые кутаны и трубочки. В мелиорированных солончаковых солонцах, по сравнению с целинными, существенно понижается глубина залегания легкорастворимых солей. При сохранении современной направленности мелиоративного процесса можно ожидать ухудшения водно-фазиче-ских свойств подпахотного и нижележащего горизонтов после того, как все запасы мелкокристаллического гипса будут выщелочены. щ 7. По уменьшению скорости растворения, в соответствии с размерами и упаковкой кристаллов, исследованные новообразования образуют ряды: гипсовые новообразования - прожилки и вкрапленники > неагрегированные гнезда > агрегированные гнезда > сферолиты; карбонатные новообразования - белоглазка с диффузными границами > белоглазка с отчетливыми границами > журав-чик.

8. Фосфошпс, вносимый в солонцовые почвы в качестве мелиоранта, подвергается частичной перекристаллизации в условиях направленного давления, которое вызывает формирование мелких параллельных друг другу ориентированных кристаллов вместо крупных изометричных неориентированных кристаллов. Перекристаллизация сопровождается потерей Г и 8Ч/ из материала фосфогипса и снижением скорости растворения за счет более плотной упаковки кристаллов в перекристаллизованном материале.

Список литературы диссертационного исследования кандидат биологических наук Царевский, Вадим Владимирович, 1983 год

1. Алекин O.A. ,Моричева П.П. К вопросу о роли организмов при выделении карбонатов из природных вод. Гидрохимические материалы, 1961, т.34, с.95-106.

2. Алексеев В.Е. О формах карбонатов в черноземах Молдавии.- В кн.: Вопросы исследования и использования почв Молдавии. Кишинев, 1970, сб.6.

3. Алексеев В.Е.»Шурыгина Е.А. Исследование карбонатов в черноземах Молдавии методом термического анализа. Почвоведение, 1973, № 4, с.II4-I20.

4. Андреев А.Г.,Минкин М.В. Динамика растворения двуокиси углерода и карбонатно-кальциевого равновесия в поверхностных водах рисовой системы. В кн.: Проблемы диагностики и мелиорации солонцов. Новочеркасск, 1981, с.117-122.

5. Андреев Н.П. Микростроение черноземов Северного Казахстана. Бюлл. Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, 1981, №28, с.33.

6. Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв.- М.: МГУ, 1962, 491 с.

7. Афанасьева Е.А. Происхождение, состав и свойства мощных черноземов Стрелецкой степи. Тр. Почв.ин-та АН СССР, 1974, т.ХХУ, с.131-227.

8. Афанасьева И .И., Ткачук Л. Г. 0 карбонатных конкрециях во флишевых отложениях Украинских Карпат. В кн.: Конкреции и конкреционный анализ. М.: Наука, 1977, с.125-128.

9. Базовые шкалы свойств морфологических элементов почв. -Ж, Почв, ин-т им .В .В. Докучаева, 1975, с.58.

10. Бакли Г. Рост кристаллов. М.: Иностранная литература,1954. 406 с.

11. Барановская В.А. Влияние орошения на миграцию карбонатов в почвах Поволжья. Почвоведение, 1981, № 10, с.17-86.

12. Биогенетические основы освоения полупустыни Северного Прикаспия. М.: Наука, 1974, - 359 с.

13. Бояджиев Т.О. 0 классификации аридных почв. Почвоведение, 1982, №3, с. 101-107.

14. Васильев В.К. »Васильева Н.П. Рентгенографический определитель карбонатов. Новосибирск; Наука, 1980. - 142 с.

15. Виленский Д.Г. Почвоведение. М.: Учпедгиз, 1950.- 384с.

16. Виталь Д.А. Современные карбонатные конкреции соленых озер Кулундинской степи и их генезис. Тр.ин-та геол.наук. Геол.серия, 1950, № 46, вып.125, с.88.

17. Высоцкий Г.Н. Степной иллювий и структура степных почв. Почвоведение, 1902, № 2, с.153-173.

18. Высоцкий Г.Н. Гидрологическое и гидробиологические наблюдения в Великом Анадоле. Избранные сочинения. Т.1. М.: АН СССР, 1962, с.98-158.

19. Герасимова М.Н. Карбонатные новообразования в почвах Алтайского края. Вестник Моск.ун-та. География, 1975, № 2, с. 100-104.

20. Глазовская М.А. Выветривание горных пород в нивальном т$ясе Центрального Тянь-Шаня. Тр.Почв.ин-та им .В .В. Докучаева, 1950, т.34, с.29-48.

21. Глазовская М.А. Общее почвоведение и география почв.- М.: Высшая школа, X98I, 400 с.

22. Гольдин Л.Л.,Игошин Ф.Ф.,Козел С.М. и другие. Лабораторные занятия по физике. М.: Наука, 1983. - 704 с.

23. Горбунов Н.И.,Юдина Л.П. ,Вайнштейн Н.В. Скорость растворения гипса и кальцита. Почвоведение, 1979,№ 10,с.65-68.

24. Грабовская O.A. Минералогический состав солей и процессы их трансформации при засолении почв Вахшской долины. Почвоведение, 1947, № 6, с.349-354.

25. Грабовская O.A. Процессы рассоления почв долин южного Таджикистана при мелиорации. Тр. АН ТССР, X96I, т.Х, - 274 с.

26. Григорьев Д.П. Онтогения минералов. Львов: Львовский ун-т, 1961, - 284 с.

27. Гринь Г.С. Галогенез лессовых почво-грунтов Украины.- Киев: Урожай, 1969. 216 с.

28. Гриффите Дж. Научные методы исследования осадочных пород. М.: Мир, 1971. - 420 с.

29. Гуревич А.Б. »Сальникова Л.Л.,Топорец С.А. Карбонатные конкреции тунгусского бассейна. В кн.: Конкреции и конкреционный анализ. - М.: Наука, 1977, с.89-95.

30. Дараб К. Ионная структура почвенных растворов и ее влияние на образование и свойства засоленных почв. Почвоведение, 1980, № I, с.69-76.

31. Деркачева В.Н. Рентгеноструктурные исследования фазового состава гипсов некоторых месторождений. Тр.НПИ, 1967, т.164, с.49-67.

32. Динесман Л.Г. К истории древесно-кустарниковой растительности междуречья Урала и Волги. Тр.ин-та Леса АН СССР, 1958, т.ХХХУШ, C.I7I-I8I.

33. Добровольский В.В. Карбонатные стяжения в почвах и почвообразующих породах Центрально-Черноземной области. Почвоведение, 1956, № 5, с.31-42.

34. Добровольский В.В. Минералогия и геохимия новообразований из четвертичных отложений центрально-русской лесостепи: Автореф.дис.канд.геоминералогич.наук. M., 1957.

35. Добровольский В.В. Элементы примеси в карбонатных конкрециях из четвертичных отложений аридной зоны. Докл. АН СССР, 1959, т. 126, №2, с.382-384.

36. Добровольский В.В. К характеристике гипергенеза четвертичных отложений Северного Казахстана. Геохимия, 1959, № 2,с.178-190.

37. Добровольский В.В. Типоморфные проявления стронция в четвертичных отложениях аридной зоны. Докл. АН СССР, т.136, № I, с.199-201.

38. Добровольский В.В. Карбонатные новообразования из реликтовых луговых почв южной части лесной зоны. Науч.докл. высш.шк. Сер.биол.науки, 1961, $ 3, с.180-184.

39. Добровольский В.В. Типоморфные новообразования в четвертичных отложениях пустынной зоны СССР. Почвоведение, X96I, гёТО, с.44-58.

40. Добровольский В.В. Методы и приемы изучения минералогического состава крупнодисперсной части почв. В кн.: Методы и приемы изучения минералогического состава и органического вещества почв. - Ашхабад: Ылым, 1975, с.255-283.

41. Добровольский Г.В.,Шоба С.А. Растровая электронная микроскопия почв. M.: М1У, 1978, - 143 с.ф 43. Докучаев В.В. 0 зональности в минеральном царстве. -Зап.минералогич.общ., Т899, вып.Х, ч.37, с.145-158.

42. Докучаев B.B. К вопросу о репетекских гипсах. Зап. Импер.минералогич.общ., 1900, вып.2, ч.37

43. Дурасов A.M.,Тазабеков Т.Т., Почвы Казахстана. -Алма-Ата; Кайнар, I98X. 152 с.

44. Дуров С.А. Деркачева В.Н. Исследование образца гипса из Египта. Тр. НПИ, 1967, т.164, с.20-27.

45. Дкшофур Ф. Основы почвоведения. М.: Прогресс, 1970. - 591 с.

46. Журов A.B. Восходящие передвижения солей в почве посредством направленной перекристаллизации. Почвоведение,1970, № 6, C.I05-II0.

47. Зарубина Т.Г. Влияние скорости растворения фосфогипса, гипса и углекислого кальция на десорбцию натрия из поглощающего комплекса. Почвоведение, 1979, №5, с.53-56.

48. Захаров С.А. Курс почвоведения. М.-Л.: Сельхозгиз, I93X, - 550 с.

49. Зверев В.П. Гидрохимические исследования систем гипсы-подземные воды. М.: Наука, 1967. - 99 с.

50. Эдановский А.Б. 0 механизме растворения природных солей. Физхимия, 1951, т.ХХУ, вып.2, с.170-180.

51. Зевин Л.С.»Завьялова Л.Л. Количественный рентгенографический фазовый анализ. М.: Недра, 1974. - 183 с.

52. Зеличенко Е.И.,Соколенко Э.А. Динамика карбонатной системы в почве и грунтовых водах. В кн.: Генезис и мелиорация засоленных почв Казахстана. - Алма-Ата;.Наука, 1979,с.32-42.

53. Зеличенко Е¿И.,Соколенко Э.А. Вычисление скорости формирования карбонатных новообразований в почве. Почвоведение, #982, №2, с.123-128.

54. Иванова В.П.,Биндуль Ф.Я. Термическая весовая установка и ее применение для скоростного фазового анализа. Информ.сб.

55. Всесоюз.науч.-исслед.геол.ин-та, 1955, I I, с.132-140.

56. Иванова В.П.,Касатов Б.К.,Красавина Т.Н.,Розинова Е.Л. Термический анализ минералов и горных пород. Л.: Недра, 1974,- 400 с.

57. Исаков В.Ю. Распределение и агрономические свойства шаховых и арзыковых почв Ферганы. Почвоведение, 1982, № 12, с.35-43.

58. Калиниченко В.П.,Минкин М.Б. Статистическое обоснование параметров структуры почвенного покрова сухой степи.

59. В кн.: Проблемы диагностики и мелиорации солонцов. Новочеркасск, 1981, с.50-61.

60. Кирюшин В.И. Солонцы и их мелиорация (на примере солонцовых комплексов Северного Казахстана). Алма-Ата: Кайнар,1976.- 175 с.

61. Классификация и диагностика почв СССР. М.: Колос, 1977. - 224 с.

62. Ковда В.А. К вопросу об образовании в почвах вторичных карбонатов кальция. Тр.Почв.ин-та АН СССР, т.IX, с.247-253.

63. Ковда В.А.»Самойлова Е.М. О возможности определения возраста гидроморфных почв по содержанию СаС03. Докл.АН СССР, 1963, т.182, № 5, с.1201-1203.

64. Ковда В.А. Основы учения о почвах. М.: Наука, 1973, кн.II. - 468 с.

65. Ковда В.А.»Онищенко С.К.,Ваксман Э.Г. Пространственная разобщенность зон максимального скопления карбонатов и сульфатов кальция. Докл.АН СССР, 1976, т.226, № 6, с.1422-1424.

66. Козлова О.Г. Рост и морфология кристаллов. М.: МГУ, £Э72, - 303 с.

67. Кыштымова Л.Т.,Ишина Т.А. Карбонатные конкреции ЮжноЯкутского бассейна, их связь с фациями вмещающих пород и цикличностью строения толщи. В кн.: Конкреции и конкреционный анализ. М.: Наука, 1977, с.104-111.

68. Лебедева И.И. »Овечкин C.B. Карбонатные новообразования в черноземах левобережной Украины. Почвоведение, 1975, № II, с.14-30.

69. Лебедева И.И.,0вечкин C.B. Микроформы кальцита в черноземах Украины. В кн.: Микроморфология генетическому и прикладному почвоведению: Тезисы докладов II Всесоюзной конференции по микроморфологии почв. - Тарту, 1983, с.62.

70. Левченко В.М. О растворимости сульфата кальция. Гидрохимические материалы, 1950, т.17, с.56-59.

71. Левченко В.М. О растворимости сульфата и карбоната кальция в зависимости от ионной силы раствора. Гидрохимические материалы, 1961, т.31, с.183-187.

72. Лим В.,Шоба С.А.»Рамазанов А.Р.,Сафонов В.Ф. Микроморфологические исследования сероземно-^лутовых засоленных гипсирован-ных почв Джизакской степи (при помощи электр.сканир.м-па).

73. Сб.науч.тр. Среднеаз.НИИ ирригации, 1975, вып.144, с.76-83.

74. Маке донов А.В. Современные конкреции в осадках и почве.- М.: Наука, 1966. 284 с.

75. Максимюк Г.П. Изменение химического состава и физико-химических свойств солончаковых солонцов в результате промывок.- Тр.Почв.ин-та АН СССР, т.XI, с.215-294.

76. Малеев М.Н. Свойства и генезис природных нитевидных кристаллов и их агрегатов. М.: Наука, 1971. - 197 с.

77. Маслов В.П.,Ренгартен Н.В. Находка ископаемых известковых водорослей в лессах. Докл.АН СССР, 1964, т.159, № 3, с^579-581.

78. Материалы почвенно-мелиоративного обследования солонцов совхоза "Диевский" Семиозерного района Кустанайской области (Гос.проект.ин-т, Кустанайский филиал). Кустанай, 1975.

79. Минашина Н.Г. »Игнатова В.Г. Формы гипса и расчет предела рассоления гипсоносных почв промывкой. Почвоведение, 1971, № 6, с.97-102.

80. Минашина Н.Г. Гипсоносные почвы, особенности их освоения и анализа. Почвоведение, 1975, №8, с.3-14.

81. Минашина Н.Г. Мелиорация засоленных почв. М.: Колос, 1978. - 286 с.

82. Минашина Н.Г. Соли в почвенном растворе и влажность за-вядания растений при орошении песчаных почв хлоридными и сульфатными водами. Почвоведение, 1983, № 5, с.90-100.

83. Минкин М.Б.»Бабушкин В.М.,Садименко П.А. Солонцы юго-востока Ростовской области. Ростов-на-Дону: РГУ, 1980, с.271.

84. Минкин М.Б.Горбунов Н.И.,Садименко П.А. Актуальные вопросы физической и коллоидной химии почв. Ростов-на-Дону: РГУ, 1982. - 277 с.

85. Минкин М.Б.,Андреев А.Г. Динамика карбонатно-кальциевой системы в почвенных растворах и поверхностных водах при возделывании риса. Почвоведение, 1982, №5, с.68-76.

86. Миропольский Л.М.Довязин Н.М. О гипсе из отложений го-терива в ТатССР и прилегающих районах Ульяновской области. -Докл.АН СССР, т.70, № 3, с.481-484.

87. Мкртчан Г.А. Особенности образования и распределения карбонатов в почвах Араратской котловины АрССР. Тр.НИИ почв. АрССР, 1977, №12, с.159-162.

88. Мкртчан Г.А. Особенности морфологии бурых полупустынных почв Армянской ССР. В кн.: Микроморфология генетическому и прикладному почвоведению. - Тезисы докладов II Всесоюзной конференции по микроморфологии почв. Тарту, 1980. с.39.

89. Мурадова З.М. Карбонаты и гипс в трудномелиорируемыхпочвах сазовой зоны южной части Голодной степи. Бюлл.Почв. ин-та им .В .В.Докучаева, вып.XI, 1976, с.26-32.

90. Муратова B.C.,Пачепский Я.А.,Понизовский A.A. О растворимости гипса в почвенных растворах и водных вытяжках из гипсо-носных горизонтов почв. Почвоведение, № 5, 1980, с.91-99.

91. Овечкин С.В. О формах карбонатных новообразований в черноземах. Бголл.Почв.ин-та им .В .В. Докучаева, вып.XI, 1976, с.77-83.

92. Окороков В.В.,Курбатов А.И. Растворимость гипса в суспензиях солонцов и глин. Известия ТСХА, 1983, вып.4, с.87-92.

93. Пак К.П. .Новикова А.Ф.,ГолоЛобова А.Ф. Опыт мелиорации солонцов темно-каштановой подзоны Кустанайской области. В кн.: Солонцы и их сельскохозяйственное использование. - М.: Почв, ин-т, 1975, с.171-184.

94. Панкова Е.И.Молодцов В.Л. Солончаки сазовой зоны Го-лодностепской подгорной равнины и их мелиоративные особенности. -Почвоведение, 1979, №2, с.116-129.

95. Панкова Е.И.,Ямнова И.А. Формы солевых аккумуляций в гидроморфннх и сульфатных солончаках Монголии. Почвоведение, 1980, Jß 2, с.99-107.

96. Панов Н.П. ,111уравилин A.B. Водный и солевой режимы серо-земнолутовых почв при орошении дренажными водами (в староорошаемой зоне Голодной степи). Изв.Тимирязевск.с-х акад., 1979,5, с.65-73,

97. Парашкин Ю.П.,Тычина A.M. Особенности грунтовых вод солонцовых почв Северного Казахстана. В кн.: Почвы Северного Казахстана и их мелиорация. - Целиноград: Наука, 1974, с.87-93.

98. Ф 97. Парфенова Е.И.,Ярилова Е.А. Руководство к микроморфологическим исследованиям в почвоведении. М.: Наука, 1977, с.198.

99. Перельман А.И. Известковые конкреции Каракумов и Кызылкумов. Докл.АН СССР, 1951, т.78, № 5, с.1001-1004.

100. Перельман А.И. Геохимия ландшафта. М.: Высшая школа, 1975, - 340 с.

101. Пищейко JI.H.»Федоров К.Н.,Андреев Г.И. Изменение микроскопического строения приазовских черноземов под воздействием орошения. Сб.науч.тр.ЮзкНИИГиМа, 1976, вып.21, с.59-66.

102. Платонова Г.Ю.,Полупан Н.И. Микроморфологическая диагностика провинциальных особенностей черноземов южной Украины. -Бюлл.Почв.ин-та им .В .В .Докучаева, № 28, 1981, с. 50-51.

103. ПлюсНин И.И. Мелиоративное почвоведение. М.: Колос, 1964. - 427 с.

104. Польский М.Н. Агрофизические особенности солончаковых солонцов как объекты мелиорации. Тр.ин-та Леса АН СССР, 1958, т.38.

105. Поляков А.Н. Макроморфологическое и микроморфологическое исследование южных черноземов Европейской части СССР. Научные доклады высшей школы. Биол.науки, 1979, № 3, с.76-85.

106. Поляков А.Н. Микроморфология черноземов заволжской лесостепной провинции. Бюлл.Почв.ин-та им .В .В. Докучаева, 1981, вып.28, с.49-50.

107. Понизовский A.A.,Орлова В.Т.Депешков И.Н. Исследование растворимости кальцита в водных растворах солей при 25°С и давлении С02~ 0,02 атмосферы. Журнал неорг.химии, 1979,т.ХХ1У, вып.12, с.3364-3367.

108. Пономарев Г.М. Химическая характеристика карбонатных и сульфатных выделений в почвах в связи с генезисом последних. •^Тр.ВИУАА, 1935, вып.36.

109. Пономарева С.И. Скорость образования в почве кальцита дождевыми червями. Докл.АН СССР, 1948, т.61, № 3, с.505-507.

110. Попов Г.М. ,Шафрановский И.И. Кристаллография. М.: Высшая школа, 1972., - 352 с.

111. Порошин Ю.В. К вопросу о скорости растворения гипса подземными водами. Ежемес.Горысов.краев.упр.единой гидромет. тер.службы СССР, 1934, №2-3, с.38-39.

112. Применение ион-селективных электродов в почвоведении, мелиорации и сельском хозяйстве. Методич.указания. Москва -Новочеркасск: НИШ, 1981. - 72 с.

113. Применение растровой электронной микроскопии в почвоведении мелиорации и сельском хозяйстве. Методич.указания -Москва-Новочеркасск: НИШ, 1978. 60 с.

114. ИЗ. Рашевская М.И. К вопросу о методах определения суммы сульфатов в почвах и об обволакивании гипса карбонатами. -Почвоведение, 1954, № 9, с.72-74.

115. Роде A.A. .Польский М.Н. Почвы Джаныбекского стационара, их морфологическое строение, механический и химический состав и физические свойства. Тр.Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, i960, т.56, с.1-214.

116. Розанов Б.Г. Морфология почв. М.: М1У, - 320 с.

117. Ромашкевич А.И.»Герасимова М.И. Главные аспекты микроморфологии аридных почв. В кн.: Аридные почвы, их генезис и геохимия, использование. -М.: Наука, 1977, с.239-253.

118. Саламов Г.А. Известково-карбонатные скопления в горных черноземах предгорий и низкогорий Большого Кавказа. Изв. АН АзССР, биол.науки, 1964, № 3, с.93-100.

119. Сидоренко A.B. Гипсовые замещения по корням кустарников в Каракумах. Природа, 1949, № 4, с.40-41.0 119. Сидоренко A.B. Гипс в Каракумах и его палеогеографическое значение. Природа, 1950, №6, с.62-63.

120. Супрычев В.А. Карбонатные новообразования в почвообра-зующих породах Присивашья. Почвоведение,1963, № 4, с.101-104.

121. Таргульян В.О.Доба С.Л. Микроморфология почв объем понятия и место в почвоведении. - Бюлл.Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, I98X, вып.28, с.3-5.

122. Толчельников Ю.С. О новообразованиях сульфатов и карбонатов кальция в песчаных почвах пустынь. Почвоведение,1962, № 6, с.88-96.

123. Товбин М.Н.,Коненко А.Д. Устойчивость пересыщенных растворов в системе СаС03 HgO - COg. - Украинский химический журнал, 1954, т.ХХ, вып.5, с.578-582.

124. Турсина Т.В.,Ямнова И.А.,Шоба С.А. Опыт сопряженного поэтапного морфологического и химического изучения состава и организации засоленных почв. Почвоведение, 1980, №2, с.30-^2.

125. Узаков П. Карбонатное засоление (СаС03 и i1jC03 ) и его распространение в почвах Зеравшанской долины. Почвоведение, 1961, № 12, с.49-56.

126. Федоров К.Н. Микроморфологическая диагностика карбонатов и их роль в аридном почвообразовании. Тр.НИИ почвоведения УзССР, 1977, вып.4, с.3-14.

127. Фекличев В.Г. Микрокрис талломорфологический анализ. М.: Наука, 1966. - 200 с.

128. Фекличев В.Г. Микрокристалломорфологические исследования. М.: Наука, 1970. - 177 с.

129. Феофарова И.И. Минералогическое определение воднораст-воримых минералов в засоленных почвах. Почвоведение, 1940, №12, с.40-49.41 130. Феофарова И.И. Псевдоморфозы кальцита по гипсу. Тр. Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, 1950, т.34, с.202-206.- 158

130. Феофарова И.И. Арагонит в почвах. Тр. Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, 1950, т.34, с.207-209.

131. Феофарова И.И. Определение карбонатов в засоленных почвах микроскопическим методом. Тр.Почв.ин-та им.В.В.Докучаева, 1958 а, т.53, с.75-88.

132. Феофарова И.И. Сульфаты в засоленных почвах. Тр.Почв. ин-та им.В.В.Докучаева, 1958 б, т.53, с.89-103.

133. Ферсман А.Е. К геолого-минералогическому обследованию Сакского озера. Избр.тр. T.I. М.: АН СССР, 1952, с.808-822.

134. Хамский Е.В. Пересыщенные растворы. Л.: Наука, 1975.- 100 с.

135. Хейман Р.Б. Растворение кристаллов. Л.: Недра, 1979.- 271 с.

136. Цветков А.И. ,Вальяшихина К.П.,Пилоян Г.О. Дифференциальный термический анализ. М.: Наука, 1964. - 108 с.

137. Черепанова М.И. Химический состав карбонатных конкреций и их генезис. Доклад ТСХА, 1959, вып.42, с.153-158.

138. Шафрановский И.И. Внешняя симметрия реальных кристаллов и симметрия питающей среды. ЭВМ0,1954,ч.83,№ 3,c.I98-2II.

139. Шафрановский И.И. Кристаллы минералов, кривогранные, скелетные и зернистые формы. М.: Госгеолтехиздат,1961. - 332с.

140. Шубников A.B. О принципе отбора Гросса-Меллера. В кн.: Избранные труды по кристаллографии.- М.:Наука,1975,с.479.

141. Шоба С.А.,Турсина Т.В.,Ямнова И.А. Растровая алектрон-ная микроскопия солевых новообразований почв. Биол.науки, 1983, № 3, с.91-98.

142. Щербина В.Н. Почвенный гипсовый горизонт как один из факторов формирования ископаемых гипсоносных горизонтов. Докл.

143. АН СССР, нов.сер., 1949, т.Х1У, №5, с.703-705. #

144. ЯмноваИ.А. Особенности мезоморфологии гидроморфных солончаков и диагностика солевых аккумуляций. Бюлл.Почв.ин-та им.В .В. Докучаева, 1981, вып.28, с.16.

145. Abedi M.J. Talibudeen 0. Ths calcareous soils of Azerbaijan I Catena development related to the distribution and surface properties of soil carbonate, J, Soil Sci., 1974, v 25,1. W 5, p. 357-372.

146. Arkley R.J, Calculation of carbonate and water movement in soil from climatic data. Soil Sci., 1963, v 96, N 4,p. 239-248.

147. Barton F.M., Wilde N.M. Dissolution rates of polycryslalline samples of gypsum and orthorhorhombic corms of calcium sulphate by rotating disc method * — Trans, iaraday Soc*, 1971, N 67, p. 3 590-3 597.

148. Barzanji S., Stoops Gr. Fabric and mineralogy of gypsum accumulations in some soils of Iraq. In: Works of the 10th International Congress of Soil Science, Moscow, 1974, v 7,p. 271-277.

149. Blokhuis W.A., Pape Th., Slager S. Morphology and distribution of pedogenic carbonate in some Vertisols of the Sudan.-Geoderma, 1968, N 2, p. 173-200.

150. Brian M# Cristallized gtypsum from the playa lake clays of Lake Gilles. Miner, rec., 1982, N II, p. I87-I9I.

151. Brigatti M.F. Quantitative determination of gypsum in sedimentary rocks by thermal analysis, Miner. Petrogr. Act,, 1979, r 23, p. I3I-I34,

152. Chang C., Dubetz S., Sommerfeldt T.G., Mackay B.C. leaching fractions and salt status of the irrigated gypsum rich soils in Southern Alberta. - Can. J. Soil Sci., 1982, v 62, N I, p. 97-105.

153. Breybrodt W. Kinetics of the dissolution of calcite and its applications to |ka ratification. Chem. Geol., 1981, v 31, N 3, p. 245-269.

154. Driessen P.M., Schoorl R. Mineralogy and morphology of salt efflorescences on seline soils in the Great Konya Basin, Turkey. J. Soil Sci., 1973, N 23 p. 436-4^2.

155. Bupuis M. La repartition granulometrique des carbonates dans les sols. Sci. Sol., 1975, N 4, p. 249-270,

156. Eswaran H.f Stoops G., Abtahi A. SBM morphologies of halite

157. NaCl) in soils. J. Microsc. (Gr. Brit.), 1980, v 120, N 3,p. 343-352.

158. Priedel B. Zur Bestimmung von Gips in Böden. Z. Pflanzener-naehr. Bodenkd., 1978, 141, p. 231-239.

159. Gallot G.t Chamayon H.# Eupuis M. Variations du pH de la solutions de matériaux calcairls en relation arec la dynamique de l^au. Elements d^nalyse d*un systeme carbonate. -Ann. Agron., 1978, Y 29, p. 37-57.

160. Gallot G.t Chamayou H., Delmas A.-B. Mise en evi dence experiméntale de phenomenes de dissolution et de reprecipita-tion simultanees de la cal-cite.(Consequences pedogeneti-quesl Bull. Assoc. franc, etude sol., 1980, N I, p.5-16,

161. Gallot Gf, Dupuis M. le calcaire actif des sols et sa signification. Bull« Assoc. Franc, etude Sol., 1980, N I, p. 17-26.

162. Geisler D. Genese et evolution des gypses des marais salants de Salin -de-Giraud (Camargue). Bull* Minerai., 1901, v 104, p. 625-629.

163. Gile I», Peterson F.F., Grossman R.B. The K horizon: A master soil horizon of carbonate accumulation. Soil Sei., 1965, v 99, p. 74-82.

164. Gile L.H., Peterson F.F., Grossman R.B. Morphological and genetic sequences of carbonate accumulation in desert soilsr Soil Sei., 1966, 101, ÍT 5, p. 347-360.

165. Growth, r 48, 1980, p. 125-131.

166. Gumuzzio J., Batlle J., Casas J. Mineralogical composition of salt efflorescences in a typic1 salorthid, Spain. Gep-derma, 1982, v 28f p. 39-51.

167. Hugenroth P. Relative Lösungsgeschwendigkeit von Ca und Mg aus carbonatischer Bindung in verschiedenen Lösungssystemen und im Boden« Mitteilgn. Dtsch. Bodenkundl. Gesel-lsch., 1975, Bd. 22, p. 385-394.

168. Hugenroth P., Meyer B.f Steffens G. Untersuchungen zum Lo-sungs verhalten von Düngen kalken im ternären System C02 -H20 CaCO-j. - Mitteilgn. Dtsch. Boden —kundl. Gesellsch., 1979, Bd. 32, p. 157-164.

169. Keisling T.C., Rao P.S.C., Jessup R*E. Pertinent Criteria for Describing the Dissolution of Gypsum Beds in Plowing Water. Soil Sei. Soc.Am. J.t 1978, v 42, p. 234-236.

170. Kemper W.D., Olsen J.t DeMooy C.J. Dissolution rate of gypsum in flowing water. Soil Sei. Soc. Am J.f 1975, v 39tp. 458-463.

171. Keren R., Shainberg I. Effect of Dissolution Rate on the Efficiency of Industrial and Mined Gypsum in Improvingf. Infiltration of a Sodic Soil. Soil Sei. Soc. Am. J.t1981, v 45, p. 103-107.

172. Keren R.t Kauschansky P. Coating of calcium carbonate ongypsum particles surfaces. Soil Sei. Am. J.t 1981, v 45f N 6, p. 1242-1244.181« Kubiena V7.L. Micropedology. Collegiate Press, Ames, Iowa, 1938, 243 pp.

173. Mermut R.A., StwArnaud R.J« A micromorphological study of calcereous soil horizons in Saskatchewan soil. Journal Soil Sei., 1981, v 61, p. 243-260.

174. Mermut A.R., StArnaud R.J. A study of microcrystalline pe-dogenic carbonates using submicroscopic techniques. Can. J., Soil Sei., 1981, r 61, p. 261-271.

175. Meyer H.I. Wachstumsgeschwindigkeit von Calcit aus wasserigen Losungen. Journal of Crystal Growth, 1979,v47,p.2l-28r

176. Möller P., Kubanek F. Role of magnesium in nucleation processes of calcite, aragonite and dolomite. N. Jb. Abh»,0 1976, v 126, N 2, p. 199-220.

177. Paramananthan S.t Sooryanarayana Y., Syed S.O. Sofif Eswa-ran H. Micromorphology of some soils developed on Marine Elays in Peninsular Malaysia. In: Proceedings "7-th International Work Meeting Soil Micromorphology. Granada, Spain, 1977, p. 589-609.

178. Powder Diffraction file. Search Manual (Alphabetical Listing). JCPDS. USA, 1973, 663 pp.19^. Salomons W#, Mook W.G. Isotope geochemistry of carbonatedissolution and precipitation in soils. Soil See., 1976, v 122, IT I, p. 15-23.

179. Sehgal J.L., Stoops (?• Pedogenic calcite accumulation in arid and semi-arid regions of the Indo-Gangetic Alluvial plain of erstwhile Punjab (India). Their morphology and origin. - Geoderma, 1972, v 8, p. 59-72.

180. SjSberg l.e. Kinetics and mechanism of calcite dissolution in aqueous solutions at low temperatures. Stockholm Con-tribs. Geol., 1978-1979, v 32, p. 1-92.

181. St«Arnaud R.J., Herbillon A.J. Occurence and genesis of magne urn-bearing calcites in soils. Geoderma, 1973, v9, 279298.

182. St. Arnaud R.J. Nature and distribution of secondary soil carbonates within landscapes in relation to soluble Mg++/Ga++ ratios.-Can.J.Soil Sci., I979,v 59, p. 87-98.

183. Stoops Gr.f Eswaran H., Abtahi A. Scanning electron microscopy of authigenic 3ulphate minerals in soils. In: Proceedings V-th International Work Meeting Soil Micromorphology. - Granada, Spain, 1977, p. I093-III3.

184. Stoops G.J., Zavaleta A. Micromorphological evidence of ba-rite neoformation in soils. Geoderme, 1978, v 20, N I,p. 63-70.

185. Talibudeen 0«, Arambarri P. The influence of the amount and the origin of calcium carbonates on the isotopically exchangeable phosphate in calcareous soils. J. Agric. Sci.,1964, v 62, N I, p. 93-97.

186. Warne S. St.J., Mitchell B.D. Variable atmosphere DIA in : identification and determination of anhydrous carbonate minerals in soils. J. Soil Sci., 1979, v 30, p. III-II6.

187. Waters B.H. A study of carbonate minerals by differential thermal analysis. Amdell Bulletin, 1967, y 3, p. 31-36.

188. Wieder M., Yaalon D. Effect of matrix composition on carbonate nodule crystallization. Geoderma, 1974-, v7, N2,p. 95-121.

189. Wigley T.M.I. Chemical evolution of the system calcite--gypsum-water. Can J. Earth Sci., 1973, v 10, p.306-315.