Закономерности фракционирования изотопов серы в степных почвах тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 03.00.27, кандидат биологических наук Олейник, Сергей Анатольевич

• Олейник, Сергей Анатольевич
• кандидат биологических наук
• 1999

Оглавление диссертации кандидат биологических наук Олейник, Сергей Анатольевич

Содержание

Стр.

Введение

Глава I. Соединения серы в почве и процессы фракционирования ее изотопов. (Литературный обзор). IЛ .Источники серы в почве

1.2.Формы серы в почве

1.3.Изотопы серы и процессы их фракционирования

1.4.Исследование реакций цикла серы изотопными методами

1.5.Сера и изотопный состав ее соединений в почве и других компонентах биосферы

Глава 2. Природные условия районов исследования

2.1 .Центральное Предкавказье

2.2.Прикаспийская низменность

Глава 3. Методы исследования

Глава 4. Фракционирование стабильных изотопов серы в автоморфных почвах степной зоны при элювиальном

процессе

4.1.Характеристика объектов, распределение

легкорастворимых сульфатов и гипса по профилям

4.2.Закономерности формирования изотопного состава

серы гипса при элювиальном процессе

Глава 5. Фракционирование стабильных изотопов серы в

засоленных почвах

5.1.Характеристика объектов, распределение сульфатных солей в исследованных засоленных почвах

5.2.Теоретические модели распределения гипса и изотопный состав его серы в засоленных почвах

5.3.Изотопный состав серы гипса в исследованных

засоленных почвах

Глава 6. Закономерности фракционирования стабильных изотопов серы в степных почвах за историческое время

6.1.Разновозрастные погребенные почвы Эльтонской равнины: история развития, свойства

6.2.Изотопный состав серы гипса палеопочв Эльтонской равнины

Глава 7. Изотопный состав серы сульфатов речного стока с

Кавказа и Ставропольской возвышенности

7.1.Содержание хлоридов, сульфатов и их соотношение в речном стоке

7.2.Сток со Ставропольской возвышенности

7.3.Сток в Азовское море

7.4.Сток в Каспийское море

Выводы

Список использованной литературы

Приложения.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Закономерности фракционирования изотопов серы в степных почвах»

Введение

Актуальность работы. Сера является одним из важнейших биофильных элементов, играющих существенную роль в круговороте веществ в биосфере. Результатом обобщения многолетних междисциплинарных исследований ученых разных стран по поведению серы в разных циклах стали отчеты СКОПЕ в 1983, 1989 и 1991 гг. Благодаря этим исследованиям были уточнены значения всех основных потоков глобального цикла серы и влияния на него антропогенной деятельности.

Одним из основных показателей, характеризующих пути и границы действия отдельного природного потока, является изотопный состав серы серусодержащих химических соединений, присутствующих в данном потоке. К настоящему времени оценены изотопные составы серы в ее глобальных потоках и процессы фракционирования изотопов згв и 34з в основных природных резервуарах.

Однако остаются невыясненными процессы трансформации изотопного состава серы в почвах. Предлагаемая работа является вкладом в исследование фракционирования изотопов серы в почве, являющейся одним из основных резервуаров глобального цикла серы. Цель и задачи работы. Основной целью работы является установление закономерностей фракционирования изотопов серы в степных почвах. В связи с этим решаются следующие задачи:

1. Исследование закономерностей распределения и пределов фракционирования изотопов серы в автоморфных почвах степной зоны.

2. Исследование закономерностей распределения и пределов фракционирования изотопов серы в гидроморфных почвах.

3. Использование найденных закономерностей для реконструкции условий развития почв в степной зоне за последние 4 тысячи лет.

4. Изучение изотопного состава серы сульфатов поверхностного стока в степных ландшафтах.

Объекты исследования. Объекты исследования представлены широким спектром почв степной зоны и включают черноземы и каштановые почвы, почвы гидроморфного ряда (солончаки, черноземно- луговая солончаковая почва,), находящиеся в зоне влияния сульфатнозасоленных грунтовых вод, солонец автоморфный и хроноряд погребенных каштановых почв, а также поверхностные воды Ставропольской возвышенности и реки северного склона Кавказа, принадлежащие бассейнам Азовского и Каспийского морей. Географически исследованные почвы относятся к Ставропольской возвышенности и Прикаспийской низменности.

Научная новизна. Применение метода стабильных изотопов серы позволило:

-показать возможности его использования для почвенных и ландшафтно-геохимических исследований;

-определить пределы изменения изотопного состава серы гипса в автоморфных и гидроморфных почвах степной зоны, -оценить вековую динамику изменения изотопного состава серы гипса за последние 4 тысячи лет;

-определить возможные источники, формирующие сульфатную (солевую) составляющую речного стока со Ставропольской возвышенности и северного склона Кавказа.

Предложены теоретические модели, описывающие закономерности формирования изотопного состава серы гипса в автоморфных почвах и в ходе галогенеза в различных условиях степного почвообразования. Защищаемые положения. I. Почва является системой, активно фракционирующей стабильные изотопы серы.

2. В автоморфных почвах происходит утяжеление изотопного состава

серы гипса в элювиальной части профиля и вынос сульфат-ионов с легким изотопом 32s в аккумулятивный горизонт.

3. В почвах, формирующихся в условиях близкого залегания сульфатных грунтовых вод, при отсутствии сульфатредукции не происходит фракционирования сульфат- ионов с разными изотопами серы.

4. Совместное влияние сульфатнозасоленных грунтовых вод и горизонта сульфатредукции формирует характерный изотопный профиль, отличающийся наличием зон утяжеления изотопного состава серы гипса в горизонте сульфатредукции (остаточный сульфат) и подповерхностного пика гипса с облегченным изотопным составом (вторичный сульфат) на границе смены анаэробных условий на аэробные.

Апробация. Результаты исследований были доложены на х, XII Всесоюзных симпозиумах по стабильным изотопам в геохимии (Москва, 1984, 1989гг.), 9-м мездународном симпозиуме по биогеохимии окружающей среды (Москва, 1989), YIII съезде ВОП (Новосибирск, 1989), Всесоюзн. совещании "Изотопы в гидросфере" (Каунас, 1989), Int. Symp. on dynamik of salt affeoted soils, (Nanking China,1989), Всесоюзном совещании "Взаимодействие общества и природы" (Куйбышев, 1990), XIII Int. Congress INQUA, (Beijing, China, 1991), Int. Symposium on Evolution of Deserts (Achmedabad, India, 1992), XIY, XV, X¥I конгрессах международного общества почвоведов.

Публикации. По материалам диссертации опубликованы 24 работы, в том числе 8 за рубежом.

Благодарности. Автор сердечно благодарит научного руководителя заведующего лабораторией Е.Г.Моргуна и с.н.с. Я.Г.Рыскова за помощь в постановке задачи, выборе объектов и обобщении

результатов, а также сотрудников лаборатории за постоянную поддержку и внимание. Автор с благодарностью помнит ст. инж. {И.В.Буйлову!, помощь которой в проведении химических анализов во многом способствовала выполнению работы. Автор приносит свою искреннюю благодарность д.б.н. В.А.Демкину, к.г.-м.н. В.А.Самаркину, д.б.н. О.М.Худякову за консультации при написании работы.

Глава I. Соединения серы в почве и процессы фракционирования ее изотопов. (Литературный обзор).

I.I. Источники серы в почве.

Основным источником серы в почве являются серусодержащие минералы почвообразующих пород. Сера сульфидных минералов высвобождаясь окислялась до сульфатов, которые частично осаждаются в почвенном профиле, частично выносятся с речным стоком в океан, либо включаются в состав органических соединений растительности и других живых организмов. В приморских районах в почву вносятся сульфаты, захватываемые ветром с морской поверхности и выпадающие затем в виде мокрых и сухих осадков. В районах активной вулканической деятельности возможно выпадение с осадками неорганических соединений и кислотных дождей (растворенная в атмосферной влаге so2 вулканического происхождения). За последнее столетие глобального уровня достиг антропогенный привнос соединений серы в почву. Эмиссия серы в атмосферу при выплавке металлов и сжигании топлива достигает 113 млн.т s/год и привнос серы в почву с удобрениями составляет 28 млн.т.э/год (Леин, Иванов, 1988).

В почве, являющейся одним из основных серных резервуаров Земли, содержится 270-103Тг серы (Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983).

Í.2. Формы серы в почве.

В почвах сера встречается в двух основных формах - органической и минеральной. Минеральные соединения серы представлены главным образом сульфатами: гипсом CaS0*-2H2Q, ангидритом caso*, сульфидами: пиритом f®s2, моносульфидом fes и элементной серой

(Орлов, 1985, Никитишен, Дмитракова, 1983). В хорошо дренируемых,

аэрируемых почвах неорганическая сера находится в форме

сульфатов, а сульфиды и элементная сера могут образовываться в

анаэробных условиях (почвы прибрежных маршей, заболоченные почвы,

почвы под рисовыми чеками):

MSO* + гсорг. + MS +2С02

MS + С02 + Н20 МС03 + HaS1*

2H3S + 02 •¥ ЗН20 + 2S®

где м - катионы Са2 + , Mg2 +, Ыа+ , Fe2

В форме органических соединений сера составляет основную массу этого элемента в верхних горизонтах хорошо дренируемых и аэрируемых почв. В органическом веществе почвы она тесно связана с углеродом и азотом. Знания о химической природе органических соединений серы в почве весьма неполны. Известно, что часть ее входит в состав аминокислот (цистеин, метионин). Поэтому, часто выделяют группы органических соединений серы, различающиеся по их способности вступать в реакции с определенными восстановителями (Melville, I97I, Freney et. al. 1966, 1970).

1.3.Изотопы серы и процессы их фракционирования.

Природная сера состоит из смеси 4-х стабильных изотопов 323(95,02%),338(0,75%), 34з(4,21£) и3^(0,02%) (Кратк. справ, по геохим., 1970, Хефс, 1983). Сера является весьма распространенным элементом, ее кларк - 4.7 10~г% (Кратк. справ, по геохим., 1970). Также она является очень реакционноспособным элементом и в природе встречается как в предельно восстановленном (Б2"), так и в предельно окисленном (8б+) состояниях.

Из теории фракционирования изотопов известно два вида химического разделения изотопов. Один из них проявляется при

направленных химических реакциях при нормальных температурах (кинетический изотопный эффект), другой- при реакциях изотопного обмена в условиях повышенных температур (термодинамический изотопный эффект).

Кинетический изотопный эффект. При протекании химических реакций, когда образуются новые вещества, оказывается, что в исходных веществах соединение с более легким изотопом реагирует (расходуется) быстрее, чем соединение с более тяжелым изотопом (Панкина, 1978, Стабильные изотопы..., 1974). Соответственно и константа скорости реакции с участием легкого изотопа оказывается выше. Это связано с тем, что энергия, энтропия и свободная энергия реакций зависят от колебательных частот молекул, которые в свою очередь зависят от масс атомов, входящих в реагирующие молекулы. Так как тяжелые атомы имеют меньшие частоты колебаний чем легкие, то их нулевая энергия также будет ниже. Из этого следует, что для молекул с более легким изотопом энергия активации и перехода в активированный комплекс будет ниже и, соответственно, продукты реакции будут иметь в своем составе преимущественно более легкий изотоп.

Следует сказать, что фракционирования изотопов не происходит, если химическая реакция прошла до конца или исходное вещество полностью перешло в другую фазу. В таких случаях продукты реакции (процесса) наследуют изотопный состав исходных веществ.

Термодинамический изотопный эффект. Если в системе находятся молекулы одинакового или отличающегося химического состава (но имеющие одинаковый химический элемент), то между ними возможен обмен изотопами. При постоянстве внешних условий после установления равновесия оказывается, что изотопный состав

компонентов по исследуемому изотопу неодинаков. Это связано с тем, что константа равновесия реакции изотопного обмена, выраженная через статистические суммы участников реакции, зависит от поступательных, вращательных и колебательных движений молекул. Поскольку все эти виды движений зависят от масс атомов входящих в молекулу, то константа равновесия реакций изотопного обмена отличается от единицы. Под термодинамическим изотопным равновесием (уравновешиванием) понимается такое состояние системы когда обмен изотопами между ее компонентами (соединениями) закончился и дальнейшее пребывание этих компонентов в системе без изменения условий (например, температуры, давления) не приводит к изменению изотопного состава исследуемого химического элемента в каждом из участвующих в обмене компоненте. Различают гомогенный (когда обменивающиеся молекулы, ионы находятся в одной фазе) и гетерогенный (когда обменивающиеся вещества принадлежат разным фазам) изотопный обмен.

В природных условиях оба изотопных эффекта могут проявляться как самостоятельно, так и во взаимодействии с друг другом.

Изотопные эффекты также возможны при таких физических процессах как растворение (кристаллизация) и диффузия.

Растворение и связанное с ним разделение изотопных форм компонентов в закрытой системе может быть определено через статистические суммы компонентов так же, как это делается при расчете термодинамического изотопного эффекта. При растворении в открытой системе разделение изотопных форм связано с различием скоростей перехода в жидкую фазу легкой и тяжелой форм и может рассматриваться как частный случай кинетического изотопного эффекта.

Разделение изотопных форм при диффузии объясняется различной

подвижностью молекул с отличающимися молекулярными весами.

Изотопный состав серы определяется масс- спектрометрически и выражается в значениях б34^,°/оо - отклонении изотопного состава серы образца относительно лабораторного стандарта :

34 32

-Г( " в)обр. _ Л-юоО^/оо

При определении изотопного состава на масс- спектрометре многократно измеряются одновременно сигналы от двух наиболее распространенных изотопных форм - ^зог (масса 66) и ^зог (масса 64) в образце, а затем в стандарте. Для сравнения данных разных лабораторий в 1962г. на Международном симпозиуме по биохимическим циклам изотопов серы было принято решение использовать в качестве международного стандарта троилит метеорита Каньон Дьябло, для которого приняли Згз/ 34з= 22,22 и б34в =0. Внутренний лабораторный стандарт должен быть измерен относительно метеоритного.

1.4.Исследование реакций цикла серы изотопными методами.

Изотопный состав серы природных объектов является мощным, а часто и единственным, инструментом в исследовании таких процессов как источники, пути выноса, области аккумуляции соединений серы. Изотопный состав серы отражает также и реакции, которые привели к образованию того или иного соединения. По образному выражению В.А.Гриненко (Гриненко, Гриненко, 1974) "изотопный состав элемента в геологическом объекте является "летописью" природных процессов". Правильная расшифровка изотопных данных может дать почвоведу информацию об истории развития почвы и всех процессах миграции и трансформации соединений серы в почве и ландшафте.

Первые работы по изучению фракционирования изотопов серы появились в начале 50-х годов. Все возраставший интерес к изучению различных природных явлений изотопными методами привел к появлению большого количества работ как с использованием стабильных изотопов серы, так и по изучению закономерностей фракционирования в природных и лабораторных условиях. Выло установлено, что изотопный состав серы в земной коре колеблется в диапазоне от -40°/оо до +40°/оо(Стаб. изот. 1974, Панкина, 1978) и даже от -65°/оо до +90°/оо (Хефс, 1983).

Как известно, основная масса минеральной серы в осадочных породах сконцентрирована в виде сульфатов и сульфидов. Изотопный состав серы сульфатов в эвапоритах колеблется от +10 до +32°/оо, а в сульфидах - от -10 до -50°/оо (Панкина и др., 1986). Учитывая, что между сульфатом и сульфидом не происходит изотопного обмена и полагая, что на ранних этапах развития Земли изотопный состав серы был однороден, необходимо найти глобальный процесс, который привел к такому разделению. Из всех природных процессов приводящих к фракционированию бактериальная редукция сульфатов является основным фактором, влияющим на изотопный состав серы в лито- и гидросфере (Панкина, 1978). Механизм бактериального разделения изотопов, при котором в сульфид переходит легкий изотоп, а в остаточном сульфате накапливается тяжелый изотоп начал действовать около 2 млрд. лет назад (Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983).

Основоположником исследований по изучению бактериальной сульфатредукции являются Х.Г.Тод с соавторами. Они установили, что сероводород, являющийся продуктом жизнедеятельности ВевиХ! оуд.Ьгз.о , обеднен тяжелым изотопом 348 относительно исходного сульфата на 10°/оо. Вслед за этой работой последовал

ряд исследований по изучению бактериального восстановления серы в природных и лабораторных условиях. Было установлено, что сероводород в природных условиях может обогащаться легким изотопом на 60- 70°/оо (в лабораторных условиях удалось достичь обогащения на 50°/оо) по сравнению с исходным сульфатом. При концентрации эа^2" в питательной среде менее 6"Ю-4 М фракционирование изотопов отсутствует.

Многочисленными работами по изучению влияния скорости сульфатредукции на обогащенность легким изотопом выделяющегося сероводорода было показано, что они находятся в обратной зависимости, т.е. при больших скоростях восстановления изотопный состав серы н25 равен изотопному составу серы сульфата (Панкина и др., 1966, Гриненко, Гриненко, 1974). В.А.Гриненко и В.М.Устинов (Гриненко, Устинов, 1990) рассматривали механизм фракционирования изотопов клеткой. Процесс бактериальной редукции состоит из 3-х этапов:

I- ассимиляция клеткой

22- восстановление эо^ до н2э

3- вывод н2э и эо^ из клетки.

Но поскольку при высоких скоростях восстановления изотопный эффект отсутствует, то авторы предположили что этапы ассимиляции и вывода сульфата из клетки также протекают без фракционирования и не за счет диффузии, т.к. последняя приводит к заметным изотопным эффектам. Процесс же разделения протекает на 2-ом этапе, где обмен изотопами серы происходит с участием энзимов на каждой стадии разрыва связи 8-0 и перехода серы эо^2- в г2"".

Значительное влияние на величину фракционирования оказывает доступность сульфат иона и химическая природа донора электронов. В системе открытой по сульфату облегчение сероводорода постоянно

и достигает 20-22°/оо (Панкина, 1978). При использовании органических доноров электронов в лабораторных опытах по сульфатредукции наблюдался больший изотопный эффект, чем при использовании водорода. В некоторых опытах в присутствии водорода наблюдался даже обратный изотопный эффект - утяжеление h2s по отношению к сульфату.

Другим биологическим фактором, приводящим к разделению изотопов серы в природе, является ассимиляторная редукция сульфатов растениями в процессе биогенного синтеза. Было показано, (Стабильн. изотопы..., 1974) что общая сера растений на 1-3°/оо обогащается изотопом 32S (по отношению к сульфату внешней среды), а органическая сера на 1-2°/оо легче общей серы.

При смене анаэробных условий на аэробные появляются условия для протекания окислительных реакций круговорота серы. Окисление восстановленных соединений серы может протекать с участием организмов (автотрофных фото- хемосинтетиков и гетеротрофов) либо химически свободным кислородом. Обзоры литературы (Стабильн. изотопы..., 1974, Панкина,1978, Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983) отмечают, что изотопный состав серы сульфата (как конечного продукта окисления) практически не отличается от изотопного состава серы исходного сульфида, хотя промежуточные продукты окисления приводят к значительным изотопным эффектам (Белый, 1988, 1989,).

Одной из наиболее исследованных частей глобального цикла серы является трансформация ее соединений в водной толще и осадках пресноводных (Иванов и др, 1976, Матросов, 1981, Nriagu, Soon, 1985, Urban et ai., 1989) и морских водоемов. Для морских и океанических осадков в отношении изотопного баланса серы необходимо определить материальные ресурсы процесса

сульфатредукции (сульфат и органическое вещество), открытость или закрытость системы для диффузии сульфата из придонных слоев в толщу осадка и образующегося сероводорода из осадков. Для областей с высокой скоростью осадконакопления (континентальный шельф) характерно значительное обогащение легким изотопом з восстановленных соединений серы, которое, однако, уменьшается с удалением вглубь осадка в связи с исчерпанием исходного сульфата или органического вещества. Во внутренних частях океанов (низкая скорость осадконакопления) также отмечается обогащенность восстановленных соединений серы легким изотопом. Однако, благодаря возможности диффузии сульфата из придонной воды в толщу осадков изменений изотопного состава сульфидной серы по профилю не наблюдается.

В некоторых колонках глубоководного бурения отмечался пик сульфата с облегченным изотопным составом серы, приуроченный к границе смены восстановительных условий на окислительные (Волков, 1984). Этот сульфат (вторичный) образуется при окислении поднимающегося из толщи осадка сероводорода.

Цикл серы в почве представлен сложной и разветвленной сетью химических и биохимических реакций, где сера принимает участие в виде соединений различной валентности.

Инициатором изотопных исследований почвенных процессов с участием соединений серы в отечественной науке является В.А.Ковда. В отличие от микробиологических, процессы фракционирования изотопов серы в почвах исследованы не столь подробно. Это связано с тем, что почвы являются сложной гетерогеннной системой, где могут реализовываться все природные процессы разделения изотопов, а в результате смен окислительно -восстановительных условий и вертикальных перемещений исходных

серусодержащих веществ и продуктов реакций с их участием расшифровка изотопного профиля становится трудной задачей.

В.В.Вуйловым (Буйлов, 1976, Буйлов, Буйлова, 1976) изучалось влияние сульфатредуцирующих бактерий на изотопный состав серы сульфатов и органического вещества в солонце-солончаке сульфатно-содовом и иловато-болотной солончаковой почве. В солонце-солончаке при низком содержании гумуса и малом количестве сульфатредуцирующих бактерий отмечалось облегчение изотопного состава серы водорастворимых сульфатов до 11,2- 15,2°/оо в верхних 50см по сравнению с нижележащим горизонтом (20,7°/оо). В иловато -болотной почве с высоким содержанием гумуса и сульфатредуцирующих бактерий при сезонной смене восстановительных условий на окислительные в верхних 10см найдены "легкие" водорастворимые сульфаты (б348=+0,2°/оо) тогда как сульфат грунтовой воды на глубине 60см имел 9,5°/оо. Процессы сульфатредукции в горизонте 0-1Осм отражаются в изотопном составе не только водорастворимых сульфатов, но также и в гумусе и гипсе (2,5 и 4°/оо, соответственно), что свидетельствует, по мнению авторов, о том что гипс верхнего полуметра прошел через биологический цикл. Важно отметить, что в обеих гидроморфных почвах в результате сульфатредукции отмечается обогащенность

ор

легким изотопом з всех форм серы в верхних горизонтах.

В работе (Леин и др, 1976) исследовался изотопнный состав серы сульфатов и сульфидов образцов ручнного буренния содовозасоленнных почв под посевами хлопка и риса (южный Таджикистан, конус выноса р.Пяндж). В обеих почвах отмечалось низкие значения Е11, обогащение отдельных прослоев пиритом, наличие восстановленных горизонтов и неравномерность распределения сульфатвосстанавливающих бактерий по профилю.

Изотопнный состав серы почвенных пиритных новообразованной в результате сульфатредукции был облегчен до -8 + -12°/оо по сравнению с а34з=16,3°/оо сульфатов, поступающих в исследованные почвы из соляного купола Ходжа- Мумин. Наличие в исследованных почвах на глубине >330см мощного прослоя галечника, по которому циркулируют кислородсодержащие воды, по мнению авторов, однозначно свидетельствует об аутигенном биогенном механизме образования почвенных сульфидов.

1.5. Сера и изотопный состав ее соединений в почве и других компонентах биосферы.

Сера и ее изотопный состав в осадочной оболочке континентов.

Попытки оценить запасы серы в осадочной оболочке и земной коре предпринимались неоднократно. Сложности такого определения связаны с трудностью достаточно точно определить массы пород в соответствующих оболочках, состав и содержание серусодержащих соединений в которых довольно значительно варьируют.

В осадочной оболочке сера в основном представлена двумя формами - сульфатами и пиритом (сера органического вещества оценивается не более 10% от пиритной). Отложения в аридных климатических условиях характеризуются, как правило, повышенным содержанием сульфатной формы. Пиритная форма серы преобладает в гумидных условиях осадконакопления при отсутствии дефицита сульфата. Кроме того, количество восстановленных форм очень хорошо коррелирует с количеством органического углерода и восстановленностью обстановки (отношение гегоз/ЕеО). Отмеченная климатическая закономерность не зависит от литологии осадков и наблюдается в глинах, карбонатах и песчано -алевритовых

отложениях (Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983 ).

Поскольку процесс пиритообразования является результатом деятельности сульфатредуцирующих бактерий, то, соответственно, и образующийся сульфид обогащен изотопом зг8 (б34з <0). Это общее правило имеет, однако, исключения в зависимости от конкретных физико -химических условий. Так сульфатредукция в пресноводных бассейнах (дефицит сульфата) приводит к пириту практически не отличимому по изотопному составу серы от исходного сульфата. Такой же эффект будет наблюдаться во всех системах закрытых по сульфату. И наоборот, максимальное обеднение по изотопу 34з в сульфиде будет в системах с бесконечным резервуаром сульфата (например сульфатредукция на поверхности морских осадков при анаэробных условиях в наддонных водах).

Интересно отметить одну важную закономерность для разновозрастных отложений одной толщи. В истории развития одной и той же территории существуют смены аридных условий на гумидные и наоборот. Закономерно, что в осадках соответствующего периода доминировали сульфаты либо сульфиды. Кривая же изменения изотопного состава серы сульфида для толщи разновозрастных отложений является практически зеркальным отражением изотопной кривой для сульфатов.

Запас серы в платформенных зонах осадочной оболочки в настоящее время оценивается в 26,3- Ю1 ц т со средним изотопным составом -I,4°/оо (Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983 ).

Накопление серы в осадочных породах геосинклинальных зон имеет свои особенности, отражающиеся в соотношении пиритных и сульфатных ее форм и их изотопном составе серы. Отличительной особенностью геосинклинальных зон по сравнению с платформенными являются высокие темпы осадконакопления, интенсивный вулканизм,

большие амплитуды вертикальных движений. В связи с этим новые слои осадков быстро превращают нижележащие слои в системы закрытые по сульфату и органическому веществу, что приводит к быстрому исчерпанию материальных ресурсов процесса сульфатредукции. Поэтому изотопная эффективность в этом процессе

А = б348сульфат - 5343пирит

в геосинклинальных зонах будет ниже, чем в аналогичном процессе при медленном осадконакоплении на платформах.

Общее количество серы геосинклинальных зон оценивается в настоящее время равным 25,5- IО1 ц т со средним Q34s=-3,5°/oo. Для осадочной оболочки континентов Земли (платформы, геосинклинали, шельф и материковый склон) резервуар серы равен 62,8- Ш3-14» т s при 034S=-2,5°/oo. Атмосферный цикл серы.

Атмосферный цикл серы состоит из двух потоков -поступление и вывод серу содержащих соединений. Химически эти соединения представлены сульфатами, оксидами и восстановленными соединениями серы (сероводород, даметилсульфид, сероуглерод, карбонилсульфид и др.). Сероводород, диметилсульфид и диметилдисульфид в окислительных условиях атмосферы быстро разрушаются. Было найдено, что по содержанию и составу серных соединений воздух над промышленными районами, городами, неиндустриальными районами континентов и океаном существенно отличается (Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983, Stable Isotopes..., I991, Handbook of Env. Isotope Geociiem., 1980).

Источниками поступления серы в атмосферу являются сульфаты морского аэрозоля, биогенная эмиссия восстановленых соединений (в том числе и из почвы), вулканическая деятельность, эоловое поднятие пыли с поверхности континентов, антропогенная эмиссия.

Вынос соединений серы происходит главным образом путем вымывания метеорными осадками и за счет сухого оседания.

Глобальный поток серы в атмосферу (и соответственно из атмосферы) составляет 342 миллиона тонн серы в год (в том числе антропогенный вклад составляет 113 миллионов тонн) с колебаниями ö34s от -I до +16°/оо. Интересно отметить, что хотя изотопный состав серы сульфата всех океанов равен +20°/оо, морской аэрозоль имеет ö34s = -10 + +16°/оо. Этот феномен объясняется примесью вторичного сульфата, образовавшегося после окисления обедненного по 34S биогенного сероводорода (Evol. of tue Global..., 1989).

Поток серы в океан с речным и подземным стоком.

Основной формой выноса серы с континентов с речным и подземным стоком является сульфат.

Для количественной оценки этого потока необходимо знать величину суммарного водного стока в океан и среднее содержание сульфата в нем. Данные по величинам стока постоянно уточняются и в настоящее время они определены в объеме 42,4- ю3 км25/год для речного стока и 2300 км3/год для подземных вод.

Данные об ионном составе речного стока разных континентов в первой половине нашего века обобщены в работе Ливингстона (цит. по 'Тлобальн. биогеохим. цикл...1«, 1983). Оказалось, что отношение содержаний иона so2- к 01- в речном стоке промышленно слаборазвитых континентов (Азия, Южная Америка, Африка) близко к 1. Эта же закономерность наблюдается и для незагрязненных рек Карского моря и морей, омывающих Восточную Сибирь. Для остальных частей России (сток в моря европейской и восточной частей ) и промышленно развитых континентов по последним данным отмечается превышение содержания сульфатов над С1~ в 1,75-3,5 раза.

Исследователи рассматривают этот феномен, как антропогенный вклад из-за использования в промышленности сульфидов металлов, сжигания органического топлива и т.д.

Таким образом, если принять количество сульфатов выносимых в океан в природном цикле (без учета антропогенного вклада) равным выносу хлорид-иона, то в итоге это составляет 104,1*106 т Б/год .

В качестве оценки концентрации сульфатов подземных вод принята средняя концентрация зо2- для вод зоны гипергенеза -12мг/л. Суммарный вынос сульфата с подземным стоком на сегодняшний день оценивается величиной 9,2- 1 о6 т в/год.

Изотопный состав серы сульфатов рек не является величиной постоянной и вдоль по течению меняется в зависимости от

о л

количества и 8 3 сульфатов дренируемых территорий. Наиболее детально изотопный состав серы сульфатов был определен для речного стока бывшего СССР и в среднем принят равным 9,2°/оо (Рабинович, Гриненко, 1979). Для остальных районов планеты подобные исследования проводились только для отдельных рек. Подземный сток с континентов в океан в изотопном отношении вообще не исследован.

Глобальные потоки серы в почве.

Почвы, как верхний тончайший слой литосферы, покрывает практически всю поверхность континентов. Благодаря такому своему положению почва является "перекрестком" глобальных потоков серы из атмосферы в океан (через речной сток), из литосферы (удобрения из минерального сырья) в гидросферу, с поверхности почвы в атмосферу (пылевая эмиссия и поток газов биогенного генезиса).

Общее содержание серы в метровом слое почв по оценке к.кгаивкор! (цит. по "Глобальн. биогеохим. цикл...", 1983) равно

2,6-1011 т. Из этого количества 4,8-10й т Б/год выносится в гидросферу за счет выщелачивания и эрозии. При эоловом поднятии пыли с поверхности почв в атмосферу поступает 20- 10й т Б/год, из которых 12- Ю6 т возвращается назад (крупные частицы). Количество серы, попадающей в почву с химическими удобрениями, может быть точно учтено. Считается (Никитишен, Дмитракова, 1983, Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983), что эта сера (28- IО6 т Б/год) не задерживается в почве и в конечном итоге поступает через грунтовый в речной сток, а частично отчуждается с урожаем (5,6-10® т Б/год). Схема потоков серы через почву показана на рис.1.1.

Континентальная атмосфера

7Г71

О!

Ж

Почва

о

Литосфера

Рис.1.1. Потоки серы в почве (по материалам Глобальн. биогеохим. цикл..., 1983).

I-Эоловый вынос серы с пылью. 2-Поток серы с газами биогенного генезиса. З-Поступление серы с удобрениями. 4-0тчуждение серы с урожаем. 5-Выщелачивание и эрозия соединений серы.

Глава 2. Природные условия районов исследования 2.1. Центральное Предкавказье.

Основная часть объектов исследования расположена на Ставропольской возвышенности, занимающей центральную часть Предкавказья. Границы возвышенности четкие на севере и юге и постепенные на восточном и западном склонах. С севера она отделена р.Маныч от Приманычекой равнины, на юге - продольной ложбиной Беломечетского прогиба от северных предгорьев Кавказа. Понижаясь в восточном направлении Ставропольская возвышенность постепенно переходит в Терско-Кумскую низменность, а на западе граничит с Азово-Кубанской и Прикубанской наклонной равнинами. История развития территории и геологическое строение.

В фундаменте Ставропольской возвышенности находится палеозойское складчатое основание. Центральная часть возвышенности осложнена синклиналью широтного простирания (Геология СССР, Т.9, 1947). Континентальный этап развития возвышенности и современное оформление ее структурного плана началось после регрессии поздно сарматского моря (Сафронов, 1972). Верхнесарматская, мэотическая и понтическая трансгрессии участвовали в формировании толщи лишь на северо-восточных склонах возвышенности. Отложения верхнего палеогена и нижнего миоцена представлены серией майкопских глин с прослоями мергеля и песчаника общей мощностью до 800-ЮСЮм и более. В среднем миоцене выделяется тарханский, чокракский , караганский и конкский горизонты. В литологическом отношении они представлены темносерыми глинами и прослоями песков общей мощностью 230-470 м. В верхнем миоцене выделяется сарматский ярус представленный нижним, средним и верхним подъярусами, и мэотический ярус. В пределах Ставропольского сводового поднятия они наиболее широко развиты на поверхности и представлены глинами

с прослоями песчаников, известняками-ракушечниками, песками и плотными полосчатыми мергелями. Общая мощность сармата 300-650 м. В нижнем и среднем неогене поднятие суши продолжается; прилегающие территории заняты обширными низменными заболоченными равнинами. В нижнечетвертичное время область сноса со Ставропольского поднятия обособилась еще более четко, образовались обширные районы накопления аккумулятивных отложений. С начала нижнечетвертичного времени происходит отделение возвышенности от Кавказского хребта, вседствии чего она не испытывает на себе прямого влияния ледников Кавказа. Широкое распространение получили пластовые аллювиальные равнины, занявшие территорию от предгорий до Янкульской котловины. В четвертичное время расширились области поднятий и преобладающей денудации, продолжалось поднятие и расчленение равнин. По периферии Ставропольского поднятия с начала нижнечетвертичного времени происходит формирование лессовых равнин (Балаев, Царев, 1964). Блоковые поднятия продолжаются и в новейшее время, на что указывают значительные колебания высотного положения террас, перехваты древних долин (низовье р.Калаус), смещение русла рек (р. Кума) (Мещеряков, 1972). Интенсивная эрозия разрушает миоплиоценовые поверхности, денудационно-аккумулятивные

поверхности выравнивания позднесарматского возраста сохранились лишь фрагментарно на высоких междуречьях (Сафронов, 1972). Рельеф. Ставропольская возвышенность отличается сильной расчлененностью и состоит из собственно Ставропольской, Калаусской и Воровсколесской возвышенностей, разделенных Верхнекалаусской, Сенгилеевской и Янкульской котловинами.

Ставропольская возвышенность отображает тектоническое Ставропольское поднятие, осложненное антиклинальными складками.Она имеет вид уплощенного широкого сводового поднятия с выраженной

ассиметричноетью: наиболее приподнятой юго-западной частью и пониженной северо-восточной (Спиридонов, 1978). Наивысшей точкой возвышенности является гора Стрижамент с абсолютной высотой 832 м.

В центральной части Ставрополья широко распространены пластовые структурно-эрозионные высокие равнины, образующие второй ярус рельефа. Они связаны с выходами на поверхность отложений среднего сармата. Наши исследования на западном склоне Ставропольской возвышенности (в районе пос.Изобильный и Московское) охватили склоны подобного увала и прилегающую высокую равнину.

Северо-восточные склоны Ставропольской возвышенности соответствуют зоне погружения Ставропольского поднятия. Общий облик этой части возвышенности - наклонные, вытянутые в направлении долин плато. Преобладающие высоты 150-200 до 300-400м.

В южной части Ставропольского поднятия получили распространение эрозионно-денудационные, глубоко расчлененные высокие равнины и депрессии сложенные майкопскими отложениями. К ним относятся Янкульская и Суркульская котловины, широтные участки долин рек Кубани, Барсуков, Суркуля.

С запада, севера и востока Ставропольское поднятие окаймляется эрозионно-аккумулятивными равнинами. В их основании находятся древние морские отложения перекрытые четвертичными лессовидными суглинками. В пределах Терско-Кумской низменности мы изучали темно-каштановые почвы второй надпойменной террасы Терека (с.Русское).

Рельеф восточного склона Ставропольской возвышенности, который является одним из объектов наших исследований, представляет собой систему параллельных увалов с общим уклоном на юго- восток. По понижениям протекают маловодные, иногда

пересыхающие реки. Расстояние между вершинами увалов изменяется от 4-5 км на Прикалаусских высотах до 10 км в восточной части, где увалы выполаживаются.

Поверхностные и грунтовые вода. Ставропольская возвышенность дренируется сетью глубоко врезанных речных долин. Располагаясь между меридиональными отрезками Кубани и Кумы она отклоняет направления их течения, а также служит водоразделом для рек Азовского и Каспийского бассейнов. Со склонов возвышенности берут начало Большой Егорлык, Калаус, их притоки, а также левые притоки Кумы. Питание рек смешанное с участием снеговых, дождевых и грунтовых вод. В соответствии с этим определяется изменчивость годового стока, его внутригодовое распределение, минерализация и химический состав. В целом водообеспеченность невелика и многие некрупные русла несут воду в период снеготаяния и ливневых дождей, пересыхая в остальное время (Антыков, Стоморев, 1970).

Физико-географические условия способствуют выщелачиванию гипса, окислению сульфидов, растворению известняков, что обуславливает повышение минерализации воды и, в частности, увеличение содержания ионов с«, нсо3 (Ресурсы поверхностных

вод СССР, 1973). В р.Кубань минерализация вода изменяется от 0,23 до 0,7г/л, химический состав гидрокарбонатно-кальциевый, сульфатно- гидрокарбонатный магниево- кальциеывый. В р.Егорлык весной вода гидрокарбонатно- сульфатного кальциево- натриевого состава с минерализацией 0,5-0,7 г/л, летом усиливается роль сульфатов и катионов магния. Кроме того, качество воды в р.Егорлык значительно ухудшается от верховьев к устью и минерализация достигает 1,6 г/л. Воды рр.Калауса и Кумы отличаются более высокой минерализацией 1,0-3,2 г/л и хлоридно- сульфатным магниево-натриевым составом. Таким образом, в качестве более благоприятных

оросительных вод с точки зрения опасности вторичного засоления, можно считать воды Кубани и Егорлыка.

Грунтовые и напорные воды Ставропольской возвышенности разнообразны по составу и минерализации.

На Ставропольской возвышенности, как и по всему Ставропольскому краю развито строительство оросительно- обводнительных систем. Это Право-Егорлыкская система, Большой Ставропольский канал, Невинномысский канал, Кубань-Калаусский канал и др. многочисленные системы местного значения, водохранилища и пруды. Климат. На формирование климата исследуемого района оказывают влияние наличие Главного Кавказского хребта на юге, Ставропольской возвышенности -в центре, а также близость Черного и Каспийского морей и сухих степей и полупустынь на северо востоке и востоке края (Антыков, Стоморев, 1970). Преобладающее количество осадков (70 -80%) выпадает в теплый период года. Значительная часть их быстро испаряется вследствие высокой температуры, низкой влажности воздуха и действия суховеев. Летом осадки выпадают в виде коротких, но сильных ливней. Осень обычно долгая и теплая. Зима умеренная, малоснежная, неустойчивая, с частым стаиванием снега (Агроклиматич. ресурсы..., I971).

Растительный покров. Природная растительность Ставропольской возвышенности сохранилась только на неудобных для земледелия участках. По мере движения с того -запада на северо -восток в составе травянистой растительности уменьшается количество злаков и начинает преобладать полынь, растительность становится все более низкорослой, разреженной. Возвышенную часть Ставропольского плато занимает разнотравно -злаковая степь с встречающимися кое -где байрачными кленово-злаковыми лесами (Антыков, Стоморев, 1970).

К выходам засоленных глинистых отложений приурочена

полынно-злаковая комплексная растительность, практически полностью занимающая Янкульскую и Сенгилеевскую котловины и распространенная в сочетании с разнотравно- дерновиннозлаковой степью на юго-восточном склоне Ставропольской возвышенности. Количество видов -около 47 на 100 м .

Почвы района исследований. В почвенном покрове Ставропольской возвышенности доминируют черноземы. А.Я.Антыковым и А.Я.Стоморевым (1970) выделяются также черноземные солонцы, серые лесные и лугово-черноземные почвы. На востоке и северо-востоке черноземы сменяются темно- и светло-каштановыми почвами. Черноземы Ставропольской возвышенности несут определенный отпечаток их двойственного географического положения: как юго-восточного крыла черноземной зоны Русской равнины и как нижней вертикальной зоны в системе Северного Кавказа. Они находятся в условиях довольно высокого уровня теплообеспеченности, что способствует тому, что процессы выветривания и почвообразования охватывают значительную толщу и почти не имеют зимней паузы.

Литературные материалы об эволюции почв Предкавказья в течение среднего и позднего голоцена немногочисленны. В частности, имеются данные (Геннадиев, 1990), что 4000-3000 лет назад черноземные почвы Ставропольской возвышенности характеризовались большей засоленностью и солонцеватостыо, причем последняя в современных фоновых объектах не отмечена. Это свидетельствует об аридности климата во II тыс.до н.э. По мнению автора, данный регион отличает относительно стабильный в последней трети голоцена почвообразовательный макропроцесс, который происходил на фоне периодических биоклиматогенных изменений свойств почв.

В сухостепной зоне Предкавказья погребенные под курганами почвы скифского времени (УН- VI вв.до н.э.) имеют большое

сходство с фоновыми темно- каштановыми (Александровский и др., 1997). Вместе с тем палеопочвы характеризовались более высоким залеганием карбонатного горизонта, большим количеством новообразований СаСОз. В целом палеопочвенные признаки свидетельствуют о несколько большей аридности климата в первой половине I тыс.до н.э. по сравнению с современностью. Однако эти различия были не столь резкими, как между погребенными почвами археологических памятников на границе между лесом и степью в предгорьях Кавказа (Александровский, Бирина, 1987). Как показано авторами, здесь, напротив, 3000- 2500 лет назад произошло увлажнение климата, что привело к наступлению леса на степь и эволюции черноземов в серые лесные почвы.

В пределах возвышенности выделяются следующие подтипы черноземов: выщелоченные, типичные, обыкновенные, карбонатные и южные.

Выщелоченные черноземы имеют ограниченное распространение занимая возвышенные (400-700 м) плато сильно расчлененные долинами рек в лесостепной наиболее высокой части (верховья р.Егорлык и его притоков, Прикалаусские высоты). Они формируются на лессовидных суглинках и глинах различного происхождения, при достаточно высоком атмосферном увлажнении. Мощность гумусового горизонта достигает 80-100 см., для окраски характерны коричневатые тона. По гранулометрическому составу они тяжелосуглинистые и глинистые, при этом может быть велика доля мелкого и среднего песка. Среднее содержание илистой фракции до 36-44%, на поверхности структурных отдельностей формируются глинистые кутаны. Содержание гумуса до 7,5%, сумма обменных оснований 33-37мг-экв., высока доля обменного магния; сумма водорастворимых солей не превышает 0,1%. Профиль представлен горизонтами А,АВ,В,С.

Типичные черноземы также формируются в Центральной части возвышенности и на Прикалаусских высотах при несколько больших тепловых ресурсах и меньшем атмосферном увлажнении. Почвообразующими породами являются тяжелосуглинистые и глинистые лессовидные суглинки. Типичные черноземы представлены следующими родами: обычным, слитым, ост аточно-карбонатным и пониженно-вскипающим. В целом у них высокая доля физической глины и илистой фракции, высокое содержание гумуса, сосо3, высокая сумма обменных оснований с преобладанием кальция в поглощающем комплексе, выщелоченность от водорастворимых солей, рыхлое сложение (кроме слитых), высокая биогенность. В профиле присутствуют горизонты А,АВ,В,Вса,С.

Широко распространены черноземы обыкновенные. Они занимают расчлененные поверхности возвышенности ниже 400м с более аридными условиями. С разнообразием почвообразующих пород (лессовидные суглинки, глины) связано разнообразие родов: обычных,

солонцеватых, солонцеватых слитых, остаточно-карбонатных. На Старомарьевских, Вешпагирских и Александровских высотах, занимая пологие склоны, располагаются комплексы черноземов обыкновенных остаточно-солонцеватых и солонцеватых глубинно-засоленных. Они развиты на засоленных суглинках и глинах и имеют очень плотный слой в нижней части горизонта А. Для них также характерны в той или иной степени выраженные признаки солонцеватости, вертикальная трещиноватость, слабая биогенность, среднесуглинистый-среднеглинистый состав, высокое содержание ила, высокая плотность, низкая пористость. В составе илистой фракции велика доля гидрослюд и монтмориллонита. В большинстве случаев эти почвы малогумусны. Доля натрия от суммы обменных оснований изменяется от 2% в остаточно-солонцеватых до 20% в солонцеватых, распределение магния

имеет аналогичную тенденцию. Количество легкорастворимых солей не превышает 0,2% в остаточно-солонцеватых и достигает 1% в нижнем горизонте солонцеватых черноземов.

Еще одним представителем черноземов Ставропольской возвышенности являются черноземы южные, занимающие ее северо-восточные и восточные увалистые склоны на высотах 180-230 м. Они формируются в условиях более аридного климата. Их почвообразующие породы - лессовидные карбонатные суглинки среднего и тяжелого состава, гипсоносные на глубине около двух метров. Родовое разнообразие представлено обычными, глубинно-засоленными и солонцеватыми родами. Основным критерием разделения обычных и глубинно-солонцеватых родов служит присутствие гипса ниже 150 см. Черноземы южные глубинно-засоленные и солонцеватые залегают обычно в комплексе на ограниченных площадях. Черноземы южные отличаются каштановым оттенком, меньшей гумусированностыо (до 4%), как правило вскипают с поверхности. Они разнообразны по гранулометрическому составу, содержание илистой фракции не превышает 33%.

Другими типами почв, небольшими площадями распространенными на Ставропольской возвышенности являются серые лесные в наиболее возвышенных и увлажненных областях лесостепи, лугово-черноземные -занимающие понижения микрорельефа, солонцы в понижениях рельефа при близком залегании соленосных пород, слаборазвитые маломощные почвы в возвышенной части на выходах твердых пород и аллювиальные - в пойменных территориях.

2.2. Прикаспийская низменность.

Территория низменности расположена в пределах сухих и пустынных степей, которые часто называют аванпостом азиатских пустынь, внедряющихся в пределы Русской равнины (Доскач, 1979). Главными особенностями современной природы региона являются резкая атмосферная сухость, безводность, бессточность, сложная структура почвенно-растительного покрова.

Геологическое строение и палеогеография. Вопросы геологического строения и палеогеографии Прикаспийской низменности достаточно полно освещены в отечественной литературе (Жуков, 1945, Федоров, 1978, Неволин, 1951; Карандеева, 1952, Николаев, 1953; Леонтьев и др., 1976; Васильев, 1961; Рычагов, 1997, Марков и др., 1965). Прикаспийская низменность сформировалась в обширной древней тектонической впадине, наиболее глубокая часть которой занята Каспийским морем. Впадина заполнена мощной (более 4 км) толщей морских и континентальных осадков. Начало их накопления относится к палеозою. В неогеновый и четвертичный периоды морские фазы преобладали над континентальными. В неогене наиболее глубокими и обширными были плиоценовые моря (акчагыльский и апшеронский бассейны древнего Каспия). В течение плейстоцена выделяются три основные трансгрессии- бакинская, хазарская и хвалынская, которые разделены периодами осушения низменности. Последняя плейстоценовая (хвалынская) трансгрессия происходила сравнительно в недавнее геологическое время (конец плейстоцена) и доходила до самых северных границ низменности (абсолютные отметки 48-50 м). В Хвалынском море в северной части происходило отложение засоленных суглинистых осадков, к югу постепенно сменяющимися супесчаными и песчаными. Современная Прикаспийская низменность разделяется на две зоны: северную, сложенную глинистыми и тяжелосуглинистыми

морскими осадками раннехвалынского возраста - ныне зона сухих степей, и южную, более молодую поздне- и послехвалынского времени, характеризующуюся более легкими отложениями и относящуюся к зоне полупустыни.

Верхнехвалынские отложения приурочены к позднехвалынской трансгрессии Каспия и отмечаются к югу от нулевой горизонтали. Они представлены преимущественно песками, трансгрессивно залегающими на нижнехвалынских осадках. Их мощность не превышает обычно нескольких метров.

Новокаспийские отложения связаны с новокаспийской трансгрессивной фазой развития Каспия и залегают на отметках ниже -21 -22 м. Они представлены морскими и дельтовыми осадками легкого гранулометрического состава.

Все морские неогеново-че твертичные отложения Прикаспия характеризуются определенным комплексом древнекаепийской фауны моллюсков.

В оценке возраста трансгрессий к настоящему времени авторы не пришли к единому времени. Так, А.Г.Доскач (1977) считает, что северная часть низменности освободилась из-под вод хвалынского моря 8-12 тыс. лет назад, а южная еще позже. Определение возраста четвертичных отложений Северного Прикаспия, проведенное радиоуглеродным и термолюминесцентным методами, показало (Леонтьев и др., 1976), что бакинская трансгрессия происходила 400-500 тыс. лет назад, хазарская- 91-250, раннехвалынская- 37-79, позднехвалынская- 10-18 и новокаспийская- 3-8 тыс. лет назад.

Рельеф. Характеристика современного рельефа Прикаспийской низменности и ее генезис подробно рассмотрены в работах М.М.Жукова (1937), Ю.А.Мещерякова, Г.В.Обедиентовой (1952), А.Г.Доскач (1956, 1977, 1979), Г.М.Рычагова (1997) и других. Характерной

особенностью низменности являются многочисленные замкнутые бессточные впадины: озера, соры, лиманы, падины, различные по своему происхождению и морфологии. Наиболее крупными солеными озерами Северного Прикаспия являются самосадочные оз.Эльтон и оз.Баскунчак, глубокие, но маловодные впадины. Около оз. Баскунчак поднимаются так называемые горы Большое и Малое Богдо (абс. высота 152 и 34 м). Оз. Эльтон окаймлено невысокими обширными поднятиями тектонического происхождения. Вершина (г. Улаган) восточного поднятия поднимается до высоты 67 м.

В формировании плоскоравнинной поверхности северной половины низменности основную роль играла сглаживающая работа морских вод, морского осадконакопления, а также дельт Волги и других рек (Ковда, 1950). Современные крупные депрессионные формы рельефа в большинстве случаев представляют собой неровности дна последнего морского бассейна. Их генезис связан со структурными особенностями как древними, так и молодыми, связанными с движениями земной коры на неотектоническом этапе развития Прикаспийской впадины. Ряд авторов (Жуков, 1945, Николаев, 1949; Ковда, 1950) считают, что депрессии приурочены к участкам древних разливов рек и дельтовых равнин, то есть являются их реликтами. Большую роль в формировании рельефа низменности играет солянокупольная тектоника (Мещеряков, 1953; Фридланд, 1953; Доскач, 1956; Косыгин 1953; Турикешев, 1978).

Среди отрицательных форм рельефа Прикаспийской низменности наиболее крупными являются соры, глубина которых достигает 10-20 м, а диаметр- несколько километров. Наиболее крупным из них является сор Хаки, площадь которого около 1000 км'6. Соры в большинстве случаев полупогребены осадками и приурочены к областям солянокупольной тектоники. Летом они пересыхают и бывают покрыты

коркой соли мощностью 3-5 см. Соровые понижения служат местными базисами эрозии и хорошо дренируют прилегающие территории. Растительный покров на сорах, как правило, отсутствует. Менее глубокими понижениями мезорельефа (до 4 м) являются лиманы. Они имеют разнообразные размеры и формы и ограничены хорошо выраженными склонами. Третьей формой мезорельефа низменности являются падины. Их глубина не превышает I м, размеры же бывают значительны (до нескольких километров в диаметре). Склоны падин не выражены и незаметно сливаются с окружающей равниной. Почвы и грунтовые воды этих понижений опреснены, они характеризуются богатой злаково-разнотравной растительностью.

Гидрографическая сеть. На территории Северного Прикаспия гидрографическая сеть развита очень слабо. Реки относятся к бассейну Каспийского моря, акватории которого достигают лишь Волга и Урал, а в половодье и Эмба. Остальные реки (Б. и М.Узени, Кушум, Аше-Узек, Горькая, Хара, Ланцуг и другие) характеризуются в большинстве случаев отсутствием постоянного водотока и в своих низовьях теряются на равнине, слепо оканчиваясь в бессточных понижениях (сор Хаки, Аралсор и др.). Наиболее крупными водными артериями являются (Арефьева, 1956) Узени (около 600 км), Кушум (387 км), Аще-Узек (213км), Торгун (151 км). Как правило, вода в реках летом горько-соленая, минерализованная, русло извилистое, отмечается большое количество стариц. Речные бассейны выражены не четко. На территории Прикаспия к гидрографической сети относятся и временные пресные водоемы- лиманы (Пришиб, Могута, Медвежий и др.).

Растительный покров низменности характеризуется комплексностью (Виогеоценотич. основы..., 1974).

Основной фон межпадинной равнины образуют пустынные

биогеоценозы, занимающие 50-60% площади и приуроченные к солончаковым солонцам. Для них характерны чернополынные и прутняково-чернополынные ассоциации. Флористический состав не богат (около 25 видов). Растительный покров разреженный, проективное покрытие 20-45%, высота травостоя 15-20 см. Биологическая продуктивность надземной массы низкая- около 9 ц/га.

На микросклоновых участках (25% площади) к светло-каштановым солонцеватым почвам приурочены пустынно-степные житняково-ромашниковые ассоциации. Видовой состав здесь несколько богаче, чем на солонцах (25-30 видов). Проективное покрытие обычно составляет 50-75%. Биопродуктивность надземной массы около 13 ц/га.

В западинах на лугово-каштановых почвах (25% площади) распространены степные ассоциации, в которых главную роль играют дерновинные злаки (типчак, ковыль, житняк, тырса и другие). Здесь наиболее богат видовой состав растительности - от 27 до 49 видов. Средняя высота травостоя 27-37 см, проективное покрытие 75-95%. Ежегодная биопродуктивность надземной массы составляет более 28 ц/га.

Климатические условия. Изучаемый район характеризуется континентальным климатом. По данным Эльтонской и Джаныбекской метеостанций, абсолютный максимум температуры наблюдается в августе и достигает 41,1°С, а абсолютный минимум- в январе -36,1°. Среднегодовая температура равна 6,9°. Сумма активных температур (более 10°) равна 3230° (Роде, 1963).

Годовая сумма осадков варьирует от 150 до 630 мм. Испаряемость достигает 900-1000 мм/год, то есть в 3-4 раза превышает количество осадков. Число сухих дней (относительная влажность ниже 30%) за весь летний период составляет 64, число

дней е суховеями -80. Коэффициент увлажнения по Н.Н.Иванову (1948) равен 0,27. Следует отметить, что условия атмосферной увлажненности отличаются крайней неустойчивостью (Роде, 1952, а, б). Влажные и сухие годы не чередуются закономерно, а объединяются в периоды длительностью более 10 лет. Распределение атмосферной влаги по поверхности неравномерное, что связано с наличием микрорельефа. По данным А.А.Роде (1974), микроповышения за год получают 188 мм атмосферной влаги, микросклоны - 275, западины -460. Промачивание составляет, соответственно, 35, 80 и 257 см. Снежный покров также распределяется неравномерно, накапливаясь в западинах (Свисюк, 1955). Поверхность снега тем ровнее, чем выше снежный покров. Для изучаемого района характерно наступление морозов до установления устойчивого снежного покрова. Почвы покрываются снегом промерзшими и в течение зимы промерзают от 60 до 150 см. В понижениях почва промерзает меньше. Снег держится I10-115 дней, средняя его высота 20-25 см.

Резко выраженного направления ветров в данном регионе не отмечается (Андрющенко, 1956). Скорость ветра обычно 3,5-5,5 м/с, наиболее часты ветры северного и юго-западного направлений.

Почвы, особенности их генезиса и эволюции. Прикаспийская низменность издавна привлекала внимание исследователей почвоведов и географов. В конце XIX - начале XX вв. были начаты первые глубокие исследования по изучению почв этого региона (Богдан, 1900, Бессонов, Неуструев, 1902, Димо, Келлер, 1907), затрагивающие как вопросы характеристики почв, так и вопросы их происхождения и развития. В дальнейшем, особенно в 30-е и 50-е года, в связи с государственными задачами широкого освоения и обводнения засушливых степей Заволжья организовывается ряд крупных почвенно-мелиоративных экспедиций. В этот период в

Прикаспии работает целая плеяда выдающихся советских ученых-почвоведов -Б.Б.Полынов, Л.И.Прасолов, В.А.Ковда, И.П.Герасимов, М.А.Глазовская, А.Ф.Большаков, A.A.Роде, Е.Н.Иванова, В.М.Фридланд, В.М.Боровский и многие другие. Эти исследования позволили установить основные географические закономерности распространения почв в Прикаспии, полно охарактеризовать основные типы почв (каштановые, бурые полупустынные, солонцы, луговые, солончаки), наметить основные пути истории их формирования и развития. Большое внимание было уделено изучению происхождения комплексности, являющейся одной из характерных черт почвенного покрова Прикаспийской низменности.

В 70-90-е годы решение проблемы истории развития почв Прикаспийской низменности тесно связано с почвенно-археологиче скими исследованиями (Геннадиев,1990, Геннадиев, Пузанова, 1994, Демкин, 1997, Иванов,1992, Иванов, Васильев,1995, Пузанова,1992, Демкин, Иванов, 1985). Установлено, что в пределах

tr гипгп Off rs-rs^-if- ттлпплтпт ТТпт»«»««тгМ'лтлл'Й' у«»л»»лттлляи» .ОЛ^ТЛ.СйТЛС; ТТГЛТИ 7« t\0MU X ШЛЧыЮЧУ*1 ¿¿иДоишх iiyjfi£bGiKslJJfiJflKjJ\\JJri шютихши^/ Л J/l l^uo X \JJMJflKs liu^üo ja

почвенного покрова этой территории в среднем голоцене в значительной мере было определено климатической ситуацией атлантического периода, позднеплейстоценовыми и ранне-среднеголоценовыми трансгрессиями Каспия. Комплекс этих причин и слабая естесственная дренированность местности обусловили поддержания высокого уровня стояния грунтовых вод длительное время- по крайней мере до конца и тыс. до н.э. В связи с этим эволюция почв даже за последние 4500 лет носила многоступенчатый характер, включающий луговой, лугово- степной и сухостепной этапы и несколько стадий. В полном объеме они нашли отражение в пределах наименее дренированных Еруслано- Торгунской равнины и восточной части Приволжской гряды. В ямно- полтавкинское время здесь были

развиты лугово- каштановые солончаковатые карбонатные почвы, которые к середине II тыс. до н.э. эволюционировали в каштановые остаточно- луговые в процессе смены лугового этапа педогенеза лугово- степным. Последний существовал относительно непродолжительное время (в основном до конца II тыс. до н.э.) и сменился сухостепным. Снижение уровня грунтовых вод в течение этого времени привело к активизации выноса легкорастворимых солей из верхней части профиля почв и развитию солонцового процесса. Данные преобразования главным образом приходятся на эпохи поздней бронзы и раннего железа. В пределах более дренированных районов, каковыми являются западная часть Приволжской гряды и Эльтонская равнина, во второй половине III- начале II тыс. до н.э. почвы переживали лугово- степной этап, а сухостепные условия почвообразования наступили к середине II тыс. до н.э. Этим же временем датируется появление солонцовой стадии. В отличие от стадии рассоления, продолжающейся на всей территории в течение последних 4500 лет, на отдельных участках (например, Эльтонская равнина) она в целом завершилась уже в средневековье и признаки солонцеватости в современных почвах носят реликтовый характер, в том числе в так называемых выщелоченных солонцах. Итак, глинисто-суглинистые каштановые почвы данной подзоны являются разновозрастными, причем разница достигает нескольких тысячелетий. По сравнению с зональным подтипом солонцы оказываются более молодыми. Их возраст, как правило не превышает 3500- 4000 лет.

Весьма сложную историю в эпохи бронзы и раннего железа пережили почвы недренированной Бессточной равнины и подобных ей территорий Волго- Уральского междуречья. Для них был характерен гидроморфно- автоморфный тип эволюции (Иванов, 1992), подразделяющийся на три этапа: луговой (III- середина II тыс. до

и'

^^ 1 1

311.401

н.э.), лугово- степной (вторая половина II- I тыс. до н.э.) и пустынно- степной (последние две тысячи лет). В соответствии с ними луговые и лугово- каштановые солончаковатые карбонатные почвы сменились солонцеватыми остаточно- луговыми, а затем комплексом светло- каштановых солонцеватых солончаковатых, солонцов и лугово-каштановых незасоленных. Стадия рассоления наступила в середине, а солонцовая в конце II тыс. до н.э. На подавляющей части междуречья они продолжаются и в настоящий период. Светло- каштановые почвы появились лишь в I тыс. до н.э. Следовательно, в пределах подзоны они являются разновозрастными, так же как и каштановые. В это же время возникли и солонцы. Основными причинами установленной направленной эволюции почв являлись колебания степени атмосферной и грунтовой увлажненности и уровня Каспийского моря. Кроме того, последние 2500- 2000 лет имел место и циклический путь педогенеза, обусловленный развитием микрорельефа и усилением его роли в почвообразовании при смене гидроморфных условий автоморфными.

Заключение диссертации по теме «Почвоведение», Олейник, Сергей Анатольевич

109 Вывода.

1. Почва является системой, активно фракционирующей стабильные изотопы серы. Основными фракционирующими процессами в почвах являются изотопный обмен и микробиологическая сульфатредукция.

2. В автоморфных почвах происходит разделение сульфатных ионов гипса, при котором элювиальная часть профиля имеет более тяжелый изотопный состав серы чем зона аккумуляции на 3-4 °/оо.

3. В почвах гидроморфного ряда при отсутствии сульфатредукции не происходит фракционирования изотопов серы гипса.

4. Горизонт сульфатредукции гидроморфных почв характеризуется относительным обогащением гипсом с тяжелым изотопом серы, а геохимические барьеры для выделяющегося сероводорода- обогащением сульфатами с легким изотопом серы. Разница между изотопным составом серы остаточного сульфата зоны сульфатредукции и вторичными сульфатами, образованными из биогенного сероводорода, в почвах не достигнет максимально возможного изотопного эффекта этой реакции, так как гидроморфные почвы являются системами, открытыми по сульфату.

5. Исследование изотопного состава серы гипса хроноряда погребенных почв Эльтонской равнины показало, что в ряду почв от погребенных около 1500 лет тому назад до современных происходит утяжеление изотопного состава серы в элювиальной части профиля с интенсивностью о.06- о.08 °/оо/юо лет. Это утяжеление изотопного состава серы сульфатов коррелирует с процессом рассоления и остепнения почв региона, установленным по почвенно-археологическим данным.

6. Изотопный состав серы сульфатов поверхностных вод Ставропольской возвышенности находится в интервале значений б34з, характерных для лессовых отложений. Изотопный состав серы сульфатов речного стока с Кавказа в Азовское и Каспийское моря отражает полигенетичность источников и формируется с участием сульфатов вторичных, лессовых и эвапоритов.

Список литературы диссертационного исследования кандидат биологических наук Олейник, Сергей Анатольевич, 1999 год

Список литературы

Агроклиматические ресурсы Ставропольского края. Л., Гидрометеоиздат, 1971, с.237.

Агрохимические методы исследования почв. М., Наука, 1975, с.656.

Ажгерей Г.Д. Геология Большого Кавказа. М., Недра, 1976, с.263.

Александровский А.Л., Бирина А.Г. Эволюция серых лесных почв предгорий Северного Кавказа. Почвоведение, *в, 1987, с.28-39.

Александровский А.Л., Гольева A.A., Гунова B.C. Реконструкция палеоландшафтных условий формирования раннескифских почв Ставрополья. Почвоведение, Яб, 1997.

Ананьев В.П., Коробкин В.И. Минералы лессовых пород. Изд- во Ростовского университета, 1980, с.197.

Андрющенко О.Н. Естественно- исторические условия комплексной степи Джаныбекского района Западно- Казахстанской области. Минск, Изд-во Белорус, ун-та, 1956, сЛ88.

Антыков А.Я., Стоморев А.Я. Почвы Ставрополья и их плодородие. Ставрополь, 1970, с. 416.

Арефьева В.А. Гидрографическая характеристика степной зоны Волго-Уральского междуречья. Тр. Ин~та географии АН СССР, вып.69, М., 1956, с.93-126.

Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. Издательство Московского университета, 1970, с.487.

Балаев Л.Г.,Царев П.В.Лессовые породы Центрального и Восточного Предкавказья. М.,Наука, 1964, 248 с.

Белый В.М. Динамическая модель фракционирования изотопов серы в восстановленных морских осадках. Геохимия, Ж, 1988, сЛ5-32.

Белый В.M. Изотопный состав серы диагенетических сульфидов -индикатор окислительного состояния среды осадконакопления. Геохимия, МО, 1989, с.1505-1508.

Белый В.М. Динамика перераспределения серы и ее изотопов на движущейся окислительно- восстановительной границе. Геохимия, J6II, 1989.

Виогеоценотические основы освоения полупустыни Северного Прикаспия. Отв. ред. A.A. Роде, М.,Наука, 1974, с. 360.

Буйлов В.В. К вопросу о круговороте изотопов серы в почвах. Докл. Акад. наук, том 229, Ж, 1976, с. 185-188.

Буйлов В.В., Буйлова И.В. О биогеохимических циклах изотопов серы в почвах. В кн.: Биогеохимические циклы в биосфере. М., Наука, 1976, с.258-268.

Вадюнина А.Ф., Корчагина S.A. Методы исследования физических свойств почв. М., Агропромиздат, 1986, с. 416.

Васильев Ю.М. Хвалынские отложения Северного Прикаспия. Бюл. МОИП. Отд. геолог.I961, вып.З, с.70-84.

Вернадский В.И. Очерки геохимии. М.,Наука, 1983, с. 421.

Веселовский Н.В., Алексеев А.П., Гончарова В.Д., Путинцева B.C., Положенцев И.Ф. Изотопный состав серы сульфатных ионов некоторых поверхностных вод суши. Гидрохимические материалы, т. XXXVIII, Л., Гидрометеоиздат, 1964, с. 62-76.

Веселовский Н.В., Рабинович А.Л., Путинцева B.C. Об изотопном составе серы сульфатных ионов воды р.Кумы и некоторых ее притоков. Гидрохимические материалы, т. LI, Л., Гидрометеоиздат, 1969, с. II2-I19.

Волков И.И. Геохимия серы в осадках океана. М., Наука, 1984, с. 272.

из

Геннадиев А.Н. Изменчивость во времени свойств черноземов и эволюция природной среды (Ставропольская возвышенность). Вестник МГУ, сер.5, География, Jfö, 1984.

Геннадиев А.Н. Почвы и время: модели развития. М., МГУ, 1990, с. 232.

Геннадиев А.Н., Пузанова Т. А. Эволюция почвенного покрова Западного Прикаспия в голоцене. Почвоведение, $2, 1994, с.5-15.

Глазовский Н.Ф., Демкин В.А., Иванов И.В. Некоторые особенности геохимии почв и грунтовых вод Нарынских песков и сора Хаки в северном Прикаспии. В сб.: География, эволюция и использование легких почв. Пущино, ОНТИ НЦБИ, 1978, с. 38-56.

Глобальный биогеохимический цикл серы и влияние на него деятельности человека. Под ред. Г.К.Скрябина. Наука, М.,1983. с. 421.

Голышев С.И., Гриненко В.А., Падалко Н.Л. Термодинамические изотопные эффекты по сере и кислороду в системах раствор -сульфатный минерал. Геохимия, 10, 1983, с.1379 -1390.

Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. Наука, М., 1974, с. 274.

Гриненко В.А., Устинов В.И. Динамика фракционирования изотопов серы и кислорода при разной интенсивности бактериальной редукции. Геохимия, .$9,1990, C.I24I-I25I.

Демкин В.А. Палеопочвоведение и археология: интеграция в изучении истории природы и общества. Пущино, ОНТИ ПНЦ РАН, 1997, с. 213.

Демкин В.А., Дергачева М.И., Борисов A.B., Рысков Я.Г., Олейник С.А. Позднеголоценовая динамика палеоэкологических условий на юге Волго- Донского междуречья. Мат-лы конф. "Древности Волго-Донских степей в системе восточноевропейского бронзового века", Волгоград, Перемена, 1996, с.I09-113.

Дежин В.А., Иванов И.В. Развитие почв Прикаспийской низменности в голоцене. Пущино, ОНТИ НЦБИ АН СССР, 1985, с. 165.

Демкин В.А.,Рысков Я.Г.»Алексеев А.О.,Олейник С.А.,Губин C.B., Лукашов A.B., Кригер В. А. Палеопедологиче ское изучение археологических памятников степной зоны. Изв.АН СССР сер.географическая, 1989, с.40-51.

Доскач А.Г. О генезисе рельефа Волго- Уральского междуречья. Тр. Ин-та географии АН СССР, вып.69, M., 1956, с. 5-36.

Доскач А.Г. Основные черты природных условий Северного Прикаспия. В кн.: Почвенное районирование Прикаспийской низменности. М., 1977, с. 4-15.

Доскач А.Г. Природное районирование Прикаспийской полупустыни. М., Наука, 1979, с. Î44.

Жуков М.М. Геоморфология северо- западного Прикаспия. Вюлл. МОИП, отд. геолог. 1937, т.ХУ(З), с.169-186.

Жуков М.М. Плиоценовая и четвертичная история севера Прикаспийской впадины. T. II, М.-Л., Изд.-во АН СССР, 1945.

Иванов И.В. Эволюция почв степной зоны в голоцене. М., Наука, 1992, с. 144.

Иванов И.В., Васильев И.В. Человек, природа и почвы Рын- песков Волго- Уральского междуречья в голоцене. М., Интеллект, 1995, с. 264.

Иванов М.В., Гоготова Г.И., Матросов А.Г., Зякун A.M. Фракционирование изотопов серы фототрофными серобактериями Eotothiorhodospira Shaposhnikovii. Микробиология Л5, 1976, с. 757-762.

Иванов H.H. Ландшафтно климатические зоны земного шара. Зап. ВГО, Новая сер. Вып.1. Î948.

Карандеева M.B. Вопрсы палеогеографии западной части Прикаспийской низменности. Уч. зап. МГУ. Сер. географич., т.5, вып. 160, М., 1952, с.5-30.

Кауричев И.С., Орлов Д.С. Окислительно-восстановительные процессы и их роль в генезисе и плодородии почв. М.,Колос,1982, с. 245.

Ковда В.А. Почвы Прикаспийской низменности (северо- западная часть). М.-Л., Изд.-во АН СССР, 1950, с. 256.

Ковда В.А. Биогеохимия почвенного покрова. М., Наука, 1985, с. 203.

Ковда В.А., Рысков Я.Г., Олейник O.A., Моргун Е.Г. Изотопный состав серы сульфатов лессовых пород и вопросы генезиса солевых аккумуляций лессов. В сб.: Корреляция отложений, событий и процессов антропогена. Тез.докл. VI Всесоюзн.совещ. по изучению четвертичного периода. Кишинев, 1986, с. 86.

Косыгин Ю.А. Тектоника Западной части Прикаспийской впадины. В кн.: Стратиграфия четвертичных отложений и новейшая тектоника Прикаспийской низменности. М., Изд.-во АН СССР, 1953, с.57-64.

Краткий справочник по геохимии. М., Недра, 1970, с. 280.

Леин А.Ю., Вожов И.И., Самаркин В.А., Иванов М.В. Роль микроорганизмов в образовании сульфидных и карбонатных минералов в почвах Таджикистана. Почвоведение J6I2, 1976.

Леин А.Ю., Иванов М.В. Глобальные биогеохимические циклы элементов и влияние на них деятельности человека. Геохимия, Ш, 1988, с.280-291.

Леин А.Ю., Иванов М.В., Зякун A.M., Кудрявцева А.И.»Матросов А.Г., Мамчур Г.П. Генезис самородной серы в кэпроках соляных куполов Днепровско -Донецкой впадины. Геохимия, $9, 1974, с. I3I0-I3I9.

Леин А.Ю., Мамчур Г.П., Зякун A.M., Матросов А.Г., Кудрявцева

A.M., Мванов M.B. Генезис самородной серы в месторождении Мишрак (Ирак). Известия АН СССР, серия геологическая, Jfö, 1974, с. 126—131.

Леин А.Ю., Самаркин В.А., Зякун A.M., Матросов А.Г., Кудрявцева А. И., Иванов М.В. Генезис самородной серы Керченского полуострова. Геохимия, Ш, 1975, с. 979-989.

Леонтьев O.K. и др. Новые данные о четвертичной истории Каспийского моря. - В кн.: Комплексные исследования Каспийского моря. Вып. 5, М., Изд.-во МГУ, 1976, с. 49-63.

Марков К.К., Лазуков Г.И., Николаев В.А. Четвертичный период. Т.II, М., Изд-во МГУ, 1965, с.435.

Матвеев A.A., Башмакова О.М., Ткачева В.И. Оценка поступления веществ из атмосферы с пылью и атмосферными осадками. В кн.: Качество вод и научные основы их охраны. Л., Гидрометеоиздат, 1976, с. 261-270.

Матросов А.Г. Фракционирование изотопов серы микроорганизмами в анаэробных экосистемах. Автореф. канд. дисс., М., 1981.

Мещеряков Ю.А., Обедиентова Г.В. Геоморфологические исследования в Прикаспийской низменности и Поволжье в связи с гидротехническим строительством. -Сообщ. комплекс, научн. экспед. по вопрсам полезащитного лесоразведения АН СССР. Вып. 2, М., 1952, с.5-10.

Мещеряков КЗ.А. Новейшая тектоника Северного Прикаспия. -В кн.: Стратиграфия четвертичных отложений и новейшая тектоника Прикаспийской низменности. М., Изд-во АН СССР, 1953, с.65-78.

Монюшко A.M. Роль тектогенеза в формировании инженерно-геологических свойств глин. Недра, М., 1985, с. 140.

Мясникова H.A. Зона аэрации полуаридных областей. М., Наука, 1970., с. 197.

Неволин Н.В. Геологическое строение Прикаспийской впадины в свете

геофизических данных. М.-Л., Мзд.-во АН СССР, 1951.

Никитишен В.М., Дмитракова Л.К. Круговорот и баланс серы в земледелии. Агрохимия, 1983, сЛ13-123.

Николаев Н.И. Новейшая тектоника СССР.- Тр. комисс. по изуч. четв. периода, т.8, М.-Л., 1949.

Николаев Н.М. Стратиграфия четвертичных отложений Прикаспийской низменности и Нижнего Поволжья. -В кн.: Стратиграфия четвертичных отложений и новейшая тектоника Прикаспийской низменности. М., Мзд.-во АН СССР, 1953, с. 5-40.

Носик Л.П. Водород в минералах и его влияние на результат измерения изотопного состава. Геохимия, ЛИ, 1989.

Олейник С.А., Демкин В.А. Динамика изотопного состава сульфатов в сухостепных почвах Заволжья в эпохи бронзы и средневековья. Тез. докл. конф. "Взаимодействие человека и природы на границе Европы и Азии". 18-20 декабря 1996г. Самара, 1996, с Л 09-111.

Орлов Д.С. Химия почв. М., Мзд.-во МГУ, 1985, с.376.

Панкина Р.Г. Геохимия изотопов серы нефтей и органического вещества. М., Недра, 1978, с. 247.

Панкина Р.Г., Мехтиева В.Л., Гриненко В.А., Чурмантеева М.П. Изотопный состав серы сульфатов и сульфидов вод некоторых районов Предкавказья в связи с их генезисом. Геохимия, Ш, 1966 с Л 0871094.

Панкина Р.Г., Мехтиева В.Л., Гуриева С.М. Об особенностях изотопного состава серы эвапоритов Прикаспийской впадины. Геохимия, М, 1986, с.559-562.

Перевозник И. А. Элементы водно-солевого режима черноземов Ставропольской возвышенности. Диссертация на соискание ученой степени канд. биол. наук. М.: МГУ,1986, с. 209.

Перельман A.M. Геохимия ландшафта. М., Высшая школа, 1975, с. 341.

Почвенно -мелиоративные условия междуречья Волга- Урал. Наука Каз.ССР, Алма-Ата, 1979, с. 256.

Почвоведение. Почва и почвообразование. Под ред. В.А.Ковды и Б.Г.Розанова. 4.1. Высшая школа, М.,1988. с. 400.

Пузанова Т.А. Естественная и антропогенная эволюция почвенного покрова Западного Прикаспия. Автореф. дисс. ...канд. географ, наук. М., МГУ, 1992, с. 24.

Путинцева B.C., Веселовский Н.В.. Режим главных ионов рек Кумы и Подкумка. Гидрохим. мат-лы, т.LI, 1969.

Рабинович А.Л., Веселовский Н.В.. Об изотопном составе соединений серы в Азовском море. Гидрохим. мат-лы, т. lx, Л., Гидрометеоиздат, 1974, с. 41-48.

Рабинович А.Л., Гриненко В. А. Об изотопном составе серы сульфатов речного стока с территории СССР. Геохимия, Jfö, 1979, с. 441-454.

Ресурсы поверхностных вод СССР. Т.8. Северный Кавказ. Л., Гидрометеоиздат, 1973, с. 447.

Роде A.A. Почвообразовательный процесс и эволюция почв. М., Мзд-во АН СССР, 1947, с. 142.

Роде A.A. К вопросу об условиях влагообеспеченности древесных насаждений в северо- западной части Прикаспийской низменности. Сообщ. компл. научн. экспед. по вопрсам полезащитного лесоразведения АН СССР. Вып. 2. М., 1952а, с. 52-95.

Роде A.A. Исследования Джаныбекского стационара комплексной экспедиции по вопросам полезащитного лесоразведения. Почвоведение, Ш, 19526, с. 124-131.

Роде A.A., Водные свойства почв и грунтов. Издательство Акад.

Наук СССР, М., 1955.

Ронов A.B., Гриненко В.А., Гирин Ю.П., Савина Л.М., Казаков Г.А., Гриненко Л.Н. Влияние тектонического режима на концентрацию и изотопный состав серы в осадочных породах. Геохимия, $12, 1974, с. 1772-1798.

Рубилин Е.В., Козырева М.Г. О возрасте каштановых почв Европейской части СССР. Почвоведение, JW, 1986, с.5-13.

Рысков Я.Г., Демкин В.А., Олейник С.А., Моргун Е.Г. Происхождение солей и вековая их динамика в ландшафтах Прикаспийской полупустыни. В сб.: Почвенные ресурсы Прикаспийского региона и их рациональное использование в современных социально- экономических условиях. Тез. и докл. Международен. конф. почвоведов. Астрахань, 7-12 сент. 1994, с. 42-43.

Рысков Я.Г., Олейник С.А. Изотопный состав серы сульфатов степных автоморфных почв элювиальных ландшафтов. Тез. х Всесоюз.симп. "Стабильные изотопы в геохимии" M.I984, с. 34.

Рысков Я.Г., Олейник С.А. Изотопный состав серы сульфатов гидроморфного аккумулятивного ландшафта. Тезисы X Всесоюз. симп. "Стабильные изотопы в геохимии. М. 1984, с.222.

Рысков Я.Г., Олейник С.А., Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Ковалевская И.С., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. Геохимические обстановки в почвах сопряженных ландшафтов Центрального Предкавказья. Литология и полезные ископаемые, ЯЗ, 1993, с.41-55.

Рысков Я.Г., Олейник С.А., Лукашов A.B. Использование изотопно-геохимических методов для реконструкции палеосолености рек Северного Прикаспия. Тез. Всесоюзного совещания "Взаимодействие общества и природы". Куйбышев, 1990

Рысков Я.Г., Олейник С.А., Моргун Е.Г. Изотопный состав серы сульфатов лессовых отложений. Тез. докл. хи Всесоюзн. симп. по

стабильным изотопам в геохимии Москва, 1989, с.201.

Рысков Я.Г., Олейник O.A., Моргун Е.Г. Основные закономерности фракционирования стабильных изотопов серы в степных почвах и ландшафтах. Экологическая кооперация, $8-4, Братислава, 1989 с.36-39

Рысков Я.Г., Олейник O.A., Моргун Е.Г. Изотопный состав серы как показатель происхождения и миграции солей в ландшафтах Северного Кавказа. Экологическая кооперация, №3-4, Братислава, 1989 с.42-47.

Рысков Я.Г., Олейник С.А., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. Изотопный состав серы как показатель происхождения солей в ландшафтах Ставропольской возвышенности. Почвоведение, М,1989, с. 36-45.

Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М., МГУ, 1997, с. 268.

Сафронов И.Н. Геоморфология Северного Кавказа. Ростов-на- Дону, изд-во РГУ, 1969, с. 217.

Сафронов И.Н. Палеогеоморфология Северного Кавказа. М.,Недра, 1972, с. 160.

Сафронов И.Н. Проблемы геоморфологии Северного Кавказа и поиски полезных ископаемых. Ростов-на-Дону, изд-во РГУ, 1983, с.160.

Свисюк И.В. Снежный покров в условиях комплексной полупустыни северо- западной части Прикаспийской низменности в зимние сезоны 1950-51 и 1951-52 гг. Тр. Ин-та леса АН СССР, Т.XXV, М., 1955, с. 5-29.

Слуцкая Л.Д. Сера как удобрение. Агрохимия, Л1, 1972, с. 130-148.

Спиридонов В.В. Геоморфология Европейской части СССР. М., 1978, с. 332.

Стабильные изотопы в геохимии нефти. М., Недра, 1974, с. 200.

Турикешев Г.Т.-Г. Структурные особенности современного рельефа и вопросы палеогеоморфологиихвалынского времени северо-западной части Прикаспийской низменности. Автореф. дис. ... канд. геогр. наук, М., 1978, с. 24.

Тюрюканов А.Н., Понизовский А.А. Обмен серы в системе питательная среда-растение. Препринт, Пущино, 1976, с.12.

Унифицированные методы анализа вод. Под ред. Ю.Ю. Лурье. М., Химия, 1971, с. 375.

Устинов В.И.,Гриненко В.А. Прецизионный масс- спектрометрический метод определения изотопного состава серы. Наука, М., 1965, с.95.

Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М., Наука, 1978, с. 168.

Фридланд В.М. Соляные купола и засоление почв Прикаспийской низменности. Вопросы географии, 1953, вып. 33, с. 261-275.

Хефс И. Геохимия стабильных изотопов. М., Мир, 1983, с. 200.

Demkin У.A. Ya.G.Ryskov, Oleynik S.A. The origin of salts and their long-tern dynamics during last 4 ka in the landscapes of Precaspian Semidesert. Abstracts of Int. Symposium on Evolution of Deserts. Achmedabad, India, 1992, p.169-

Evolution of the Global Biogeochemical Sulphur Cycle. Edited by P. Brimblecombe and A.Yu. Lein. SCOPE report, 39, 1989, p.242.

Freney J.R., Melville G.E., Williams C.H. The determination of carbon bonded sulfur in soil. Soil science, v. 109, No.5, 1970, p. 310-318.

Freney J.R., Stevenson P.J. Organic sulfur transformation in soils. Soil science, v.101, Wo.4, 1966, p.307-316.

Handbook of Environmental Isotope Geochemistry. Edited by P.Fritz and J.Pontes. V1. The Terrestrial Environment, A. Elsevier, 1980.

Jacks G., V.P.Sharma, P. Tor sander, G.Aberg. Origin of sulphur in soil and water in a Precambrian terrain, S.India. Geoohemical J., v.28, p.351-358, 1994.

Melville G.E., Freney J.R., Williams C.H. Reaction of organic sulfur compounds in soil with tin and hydrochloric acid. Soil science, v.112, No.4, 1971, p.245-248.

Morgun E.G., Ryskov Ya.G., Oleynik S.A. Isotopic composition of sulphur as an indicator of salt origin and migration in the landscapes of the North Caucasus. Proceeding of the Int. Symp. on dynamik of salt affected soils. Nanjing. China, 1989, p.129-133.

Morgan E.G., Ryskov Ya.G., Oleynik S.A. Origin of loessal sulfate salts: data by isotopic composition of sulfur. Abstracts. XIII Int.Congress INQUA, Beijing, China,1991,p.312

Nriagu O.J., Soon Y.K. Distribution and isotopic composition of sulfur in lake sediments of no them Ontario. Geoch. et Cosmoch. Acta, v.49, 1985, p. 823-834.

Oleynik S. Sulfur isotope distribution in the profiles of salted soils. Proceedings of the 16th World Congress of Soil Science, Montpellier, Prance, 1998. Symposium 29, CD-ROM, N2398

Oleynik S. Sulfur isotope distribution in the profiles of salted soils. Proceedings of the 16th. World Congress of Soil Science, Montpellier, Prance, 1998. Symposium 29, Summaries, v.2, p.547-

Oleynik S., Dorofeev 0. The regularities of sulfur isotope behavior in drained soils. Proceedings of the 16th. World Congress of Soil Science, Montpellier, Prance, 1998. Summaries, Symposium 8, v. 1, p.165.

Ryskov Ya.G., Oleynik S.A.,Morgun E.G. Nature variation of isotopic sulphur composition as indicator of soil geoohemical processes. Proceeding of 9-th Int. Symposium on Euvironment

biogeochemistry, Moscow, 1989, p.34.

Ryskov Ya.G., Oleynik S.A.,Morgan E.G. Main regularities on fraetioning of stable sulpbur isotopes in steppe soils and landscapes. (Transactions of 14-th ICSS, vol.2, Kyoto, Japan, 1990, p. 390-391.

Stable Isotopes: Natural and Anthropogenic Sulphur in the Environment. Edited by H.R. Krouse, V.A. Grinenko. SCOPE report, 43, 1991, p. 464.

Urban N.R., Eisenreich S.J., Grigal D.F. Sulfur cycling in a forest Sphagnum bog in nothern Minnesota. Biogeochemistry, 7, 1989, p.81-109.