Влияние минералогического состава почвообразующей породы на формирование почв сельгового ландшафта Карельского перешейка

Фомина Елена Викторовна

Влияние минералогического состава почвообразующей породы на формирование почв сельгового ландшафта Карельского перешейка

Аннотация В данной работе рассмартивается уникальный природный комплекс почв, сформировавшийся в северной части Карельского перешейка. Своеобразные условия почвообразования и типы почвообразующих пород определяют специфические качества подбуров данной местности. Целью работы является исследование влияния минералогического состава почвообразующей породы на свойства подбуров Карельского перешейка. Основные задачи: 1. Диагностировать главные, акцессорные и второстепенные минералы в почвообразующих породах и почвах 2. Провести анализ морфологических свойств минералов, выявить трансформационные изменения в минералах пород и почв Карельского перешейка. 3. Выявить различия химического состава главных, акцессорных и вторичных минералов под влиянием процессов почвообразования. 4. Обосновать связь химического состава почв с химическим составом минералов. Работа состоит из четырех основных частей: обзор достижений науки в данной области, характеристика объектов и методов их исследовния, представление результатов исследования и их обсуждение. В первой части даётся краткая характеристика изучаемых почв, рассматриваются основные аспекты их происхождения, кратко освещаются вопросы особенностей минералогического состава и генезиса местных почв. Во второй и третьей частях дaётся краткая характеристика объектов и методов исследования. В четвёртой части рассматриваются результаты проделанной работы. В заключении предоставляются связи между минералогическим составом почвообразующей породы и свойствами почв. Актуальность данной работы обусловлена её новизной, так как на исследуемой территории подробной сравнительной характеристики химического состава минералогической составляющей пород и почв не проводилось. Минералогический и химический состав почвообразующих пород играет важную роль в генезисе почв. В этой связи актуальным является и выявление генетических особенностей почв, сформированных в одинаковых условиях, но развитых на породах разного минералогического состава.

Охрана окружающей среды. Экология человека

Дипломы

Вуз: Санкт-Петербургский государственный университет (СПбГУ)

ID: 587d363e5f1be77c40d58a5e

UUID: cde96965-66d3-48ae-87ee-f015da578583

Язык: Русский

Опубликовано: больше 7 лет назад

Просмотры: 171

Фомина Елена Викторовна

Источник: Санкт-Петербургский государственный университет

Комментировать 0

Рецензировать 0

Скачать - 10004084 bytes

Поделиться работой

ПРАВИТЕЛЬСТВО РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ «САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» (СПбГУ) Институт Наук о Земле Фомина Елена Викторовна Влияние минералогического состава почвообразующей породы на формирование почв сельгового ландшафта Карельского перешейка Выпускная бакалаврская работа по направлению 021900 «Почвоведение» «К ЗАЩИТЕ» Научный руководитель: доц., к.б.н. Г. А. Касаткина ____________________ «___»___________ 2016 Заведующий кафедрой: д.с-х.н., проф. Б.Ф. Апарин ____________________ «___»___________ 2016 Санкт–Петербург 2016

2 Оглавление Введение..............................................................................................................................................4 Глава 1. Обзор литературы................................................................................................................ 5 1.1 Особенности минералогического состава крупно- и тонко - дисперсных фракций почв. 5 1.1.1.Трансформации минералов в почвах................................................................................5 1.1.2. Трансформационные изменения слоистых силикатов..................................................7 1.1.3. Синтез вторичных минералов..........................................................................................8 1.1.4. Образование смешаннослойных минералов.................................................................. 8 Смешаннослойные минералы являются промежуточным продуктом трансформации слюд, амфиболов и полевых шпатов. [8].................................................................................. 8 1.1.5. Разрушение вторичных - глинистых минералов............................................................ 9 1.1.6. Перемещение и изменение физического состояния глинистого материала..............10 1.1.7. Процессы изменения первичных минералов............................................................... 10 1.2. Генезис и общая характеристика подбуров......................................................................... 11 1.3. Особенности минералогического состава подбуров.......................................................... 13 Глава 2.Объекты исследования....................................................................................................... 14 2.1.Природные условия Карельского перешейка.......................................................................15 2.1.1.Рельеф............................................................................................................................... 15 2.1.2. Геология........................................................................................................................... 17 2.1.3.Климат............................................................................................................................... 19 2.1.4.Гидрология........................................................................................................................20 2.1.5.Растительность................................................................................................................. 20 Глава 3. Методы исследования........................................................................................................22 3.1.Рентгенофазовый анализ........................................................................................................ 22 3.2.Микроскопия и электронная микроскопия.......................................................................... 23 Глава 4. Результаты и обсуждение.................................................................................................. 25 4.1. Гранулометрический состав................................................................................................. 25 4.2. Физико – химическая характеристика................................................................................. 29 4.3. Характеристика органического вещества..........................................................................200 4.4. Характеристика валового состава почв.................................................................................207 4.4.1.Рентегнофазовый анализ крупной фракции................................................................ 218 4.5. Минералогический состав почвообразующих пород и почв...........................................219 4.5.1. Сравнение морфологического облика минералов почвообразующих пород..........219 4.5.2. Морфология кварца.......................................................................................................227 4.5.3. Морфология полевого шпата....................................................................................... 231

3 4.5.4. Морфология минералов группы биотита....................................................................236 4.5.5.. Морфология роговой обманки.................................................................................... 239 4.5.6. Морфология смешаннослойных минералов...............................................................241 4.6. Изменения химического состава минералов почвообразующих пород и почв.............247 4.6.1. Изменения химического состава полевых шпатов....................................................247 4.6.2. Изменения химического состава роговой обманки................................................... 253 4.6.3.Изменения химического состава биотитов..................................................................270 4.6.4. Изменения в химическом составе смешаннослойных минералов...........................281 Выводы............................................................................................................................................ 294 Список литературы.........................................................................................................................296 Список цитат...................................................................................................................................298

4 Введение В работе рассматривается уникальный природный комплекс на Севере Карельского перешейка. Своеобразные условия почвообразования и тип почвообразующей породы определяют специфические свойства подбуров. Минералогический и химический состав почвообразующих пород играет важную роль в генезисе почв. Поэтому выявление генетических особенностей почв, сформированных в одинаковых условиях, но развитых на породах разного минералогического состава, является актуальным. Новизна данной работы связана с тем что на исследуемой территории подробной сравнительной характеристики химического состава минералогической составляющей пород и почв не проводилось. Цель: целью работы являлось исследование влияния минералогического состава почвообразующей породы на свойства подбуров Карельского перешейка Задачи: 1. Морфолого-генетическая и аналитическая характеристика почв. 2. Провести анализ морфологических свойств минералов, выявить трансформационные изменения в минералах пород и почв Карельского перешейка. 3. Диагностировать главные, акцессорные и второстепенные минералы в почвообразующих породах и почвах. 4. Выявить различия химического состава главных, акцессорных и вторичных минералов под влиянием процессов почвообразования. 5. Обосновать связь химического состава почв с химическим составом минералов.

5 Глава 1. Обзор литературы 1.1 Особенности минералогического состава крупно- и тонко - дисперсных фракций почв. Минералогический состав различных почв был изучен множеством ученых [5, 14, 15, 4 и другие]. Как правило, основным объектом изучения являлась тонкодисперсная фракция почв (<0,001 мм), в которой доминируют глинистые минералы. Основную долю вещественного состава рыхлых почвообразующих пород и почв, за исключением торфяных, образуют минеральные частицы и обломки горных пород. В зависимости от происхождения и размеров они могут быть разделены на две основные группы. Одну из них составляют зерна первичных минералов, перешедших в мелкозем из разрушенных плотных изверженных, метаморфических или осадочных пород, другую — тонкодисперсные частицы вторичных, главным образом глинистых минералов, которые представляют собой продукт трансформации первичных минералов или новообразованных в ходе выветривания и почвообразования [4] 1.1.1.Трансформации минералов в почвах Полевой шпат. П р е в р а щ а е т с я п о схе м е : п ол е в о й ш п ат → с е р и ц и т ( вто р и ч н ы й мелкочешуйчатый мусковит)→ гидрослюда диоктаэдрическая→ минерал монтмориллонитовой группы→каолинит→гиббсит. При этом структура полевого шпата разрушается до аморфного состояния [5] Щелочные полевые шпаты выветриваются медленнее чем плагиоклазы [17]. Биотит и мусковит Биотит превращается по схеме: триоктаэдрические слюды→триоктаэдрические гидрослюды→ смешаннослойные минералы→ триоктаэдрический вермикулит [5]. Биотит после выделения железа переходит в хлорит, затем в вермикулит или смешаннослоистые минералы [17]. Также описаны следующие превращения: Биотит→ триоктаэдрический вермикулит→ триоктаэдрический монтмориллонит; триоктаэдрический вермикулит→ вторичный хлорит. Иллит, биотит→ диоктаэдрический вермикулит→ бейделлит, диоктаэдрический. [5] Мусковит превращается по схеме: мусковит→ гидромусковит→ каолинит [5]. Мусковит подвергается выветриванию, преобразуясь в более тонкодисперсную массу [17].

6 Рисунок 1 Обобщенная схема образования глинистых минералов На рисунке 1 представлена обобщенная схема образования глинистых минералов из силикатов.[19] Минералы группы монтмориллонита. Рассмотрим превращения монтмориллонита: слюда, гидрослюда(замена калия на другие катионы монтмориллонитизация)↔ монтмориллонит(замена катионов на калий - иллитизация); вермикулиты, хлориты, аморфные вещества→монтмориллонит [5]. Минералы группы вермикулита. монтмориллонитом. Данные минералы Вермикулиты имеют чаще сходные всего черты происхождения образуются с в результате трансформационных изменений слюд, иллитов или хлоритов [5, 4] Минералы группы каолинита Образованию каолинита способствует теплый климат, промывной водный режим, кислая среда [5,6]. Формирование двухслойных минералов из полевых шпатов или из вулканического материала может происходить через стадию аморфных продуктов по схеме: полевой шпат—> аморфные продукты—> галлуазит—> неупорядоченный каолинит—> упорядоченный каолинит [4]. Ниже приведены обобщенные примеры превращений минералов, которые связаны между собой (5): Полевые шпаты→ аморфныеSiO2, R2O3→ аллофаны→ серицит→ гидрослюда→ каолинит. Б и от и т → т р и о к т а эд р и ч е с к и й в е рм и к ул и т ↔ м о н т м о р и л л о н и т ↔ гидрослюда→каолинит. Мусковит, иллит→ диоктаэдрический вермикулит↔ гидрослюда→ каолинит. Аморфные SiO2, R2O3→ аллофаны→ минералы 2:1*→ каолинит. АморфныеSiO2, R2O3→ гетит, гиббсит. монтмориллонит↔

7 На начальных этапах почвообразования, почва полностью наследует минералогический состав почвообразующей породы. Затем в результате развития почвенного профиля и наложения почвообразовательных процессов происходит дифференциация минералогического состава почв. И наиболее сильно дифференциация проявляется в тонкодисперсной фракции почв. По изменениям в распределении и составе минералов можно судить о генезисе минералов и почвы в целом [5]. Процессы профильного изменения минералогического состава тонко- и крупно дисперсных фракций почв [4, 18] классифицируются следующим образом: 1) Синтез глинистых минералов. 2) Трансформационные изменения слоистых силикатов тонко- и крупно- дисперсной фракции почв 3) Разрушение глинистых минералов. 4) Перемещение и изменение физического состояния глинистого материала. *упаковка кристаллической решетки типа 2:1. 2 тетраэдрических слоя [AlSi 3O10]4 , между которыми находится октаэдрический слой из катионов. 1.1.2. Трансформационные изменения слоистых силикатов Трансформационные изменения слоистых силикатов — это совокупность таких изменений их кристаллических решеток, при которых изменяется химический состав и величина заряда, но сохраняется окристаллизованностъ минерала и его принадлежность к подклассу слоистых силикатов [4]. 1). Трансформационные изменения слюд в лабильные минералы: слюда—> иллит—> вермикулит—» монтмориллонит. Трансформация слюд через стадии смешаннослойных минералов состоит из двух процессов: замещения катионами и механизма, обеспечивающего межпакетного снижение заряда К гидратированными трехслойных пакетов. Процесс трансформации слюд и хлоритов в лабильные минералы диагностируют в почве по накоплению вермикулита, в составе бейделлита тонких и фракций почв смешаннослойных новых минералов кристаллических с фаз — вермикулитовыми и бейделлитовыми пакетами. Диагностика процесса трансформации является однозначной только в том случае, если указанные минералы отсутствуют в составе илистых фракций почвообразующей породы [4]. В работе Горбунова Н.И. (1974) указывается, что в результате гидролиза слюд образуются гидрослюды, которые переходят в вермикулит или каолинит. Также описывается следующая схема выветривания слюд (в скобках содержание К2О, %) [19] Слюда (10) → гидрослюда(6-8) → иллит(4-6) → переходные минералы(3) → монтмориллонит, вермикулит(<1)

8 2). Процесс иллитизации − это образование слюдоподобных минералов иллитов, в результате необменного поглощения (фиксации) калия лабильными минералами (вермикулитом, наиболее высокозарядными монтмориллонитами, лабильными пакетами смешан нослойных структур). 1.1.3. Синтез вторичных минералов 1). В некоторых почвах наблюдается синтез, т. е. осаждение из почвенного раствора, рентгеноаморфных и плохо окристаллизованных продуктов типа аллофанов, протоимоголитового комплекса и имоголита. Синтез этих минералов представляет собой два процесса: полимеризация гидроксокомплексов А1 и присоединение кремнекислородных тетраэдров к фрагментам октаэдрической сетки [4]. 2). Кристаллизация твердых минералов из растворов. Соли почвенного раствора при испарении воды выпадают в форме кристаллических минералов. В почвах, особенно засоленных, могут образовываться галит, мирабилит, гипс. В растениях таким образом может накапливаться вевеллит. 3). Кристаллизация твердых аморфных веществ. Аморфные соединения гидрооксидов железа переходят в гетит, гематит, лимонит. Аморфные соединения гидрооксида алюминия переходят в гиббсит. Возможна кристаллизация аморфного кремнезема в кварц [5]. 4). Полное или частичное разрушение структуры первичных минералов и образование глинистых слоистых минералов, в том числе смешаннослойных минералов. 1.1.4. Образование смешаннослойных минералов Смешаннослойные минералы являются промежуточным продуктом трансформации слюд, амфиболов и полевых шпатов. [8] Механизм образования смешаннослойного минерала из биотита сводится к следующему: 1). Выщелачивание K и замена его на Mg-Feгидратированные комплексы. Образование вермикулита (Mg+2, Fe+2, Fe+3)3 [(Al,Si)4O10]·(OH)2·4H2O. 2). Замещение двух биотитовых слоев на один вермикулитовый без привноса Fe и Mg

9 3). Сначала возникает упорядоченное чередование одного вермикулитового слоя с 4-5 биотитовыми, далее возникает упорядоченная 1:1 структура. Одновременно выделяется гетит FeO(OH) и каолинит Al4[Si4O10](OH)8 Механизм образования смешаннослойных минералов из амфиболов носит сходный характер. В связи с тем, что чаще встречается первый процесс, останавливаться подробно на образовании смешаннослойных минералов из амфиболов не представляется целесообразным. Образование смешаннослойных минералов возможно и при трансформации полевых шпатов. Явление серицитизации – процесса гидролитического разложения полевых шпатов с замещением их высокодисперсными чешуйками слюды подразумевает под собой возможность дальнейшей трансформации слюды, синтезируемой на поверхности преобразованного полевого шпата. Механизм образования должен соответствовать вышеприведенной схеме. [8] Смешаннослойные глинистые минералы сложены элементарными пакетами различных глинистых минералов. Они состоят из двух и более отдельных индивидуальных пакетов, которые связаны между собой в общей структуре сложно устроенных минералов. Все они делятся на упорядоченные и неупорядоченные. Например, в упорядоченном иллит-вермикулитовом минерале оба компонента присутствуют в равных пропорциях и в постоянной (не меняющейся) очередности. Если за пакетом иллита следует пакет вермикулита. В неупорядоченном же иллит-вермикулите полностью отсутствует какое-либо правило очередности пакетов индивидуальных минералов. Общее число вариантов смешаннослойных минералов бесконечно велико, поскольку каждый из таких минералов может состоять из двух, трех и больше компонентов, которые могут чередоваться в разных пропорциях и по разным законам или без всяких правил. С одной стороны, их генезис связан с выветриванием и почвообразованием, с другой – с гидротермальными изменениями [7]. 1.1.5. Разрушение вторичных - глинистых минералов Разрушение глинистых минералов — это полное (конгруэнтное) их растворение или инконгруэнтное растворение с потерей окристаллизованности и образованием остаточных аморфных продуктов или окристаллизованных соединений [4]. Разрушение глинистых минералов соответствии с кинетическими характеристиками термодинамической устойчивостью триоктаэдрические слюды и обычно минералов, идет процесса которая хлориты < диоктаэдрические смектиты < почвенные хлориты< каолиниты. дифференцированно, растворения возрастает в в и ряду: слюды < вермикулиты <

10 Растворение минералов начинается обычно с выхода из решетки щелочных и щелочноземельных катионов. Связи AL-O в тетраэдрах менее прочны, чем Si-O; поэтому при растворении в среде, обеспечивающей возможность миграции А L, наблюдается его преимущественный по сравнению с Si переход в раствор и остаточное накопление Si в виде рентгеноаморфного минерала — опала. Переходу АL в раствор способствует реакция среды и наличие в растворе органических кислот кислая с высокой комплексообразующей способностью, включая фульвокислоты [4]. 1.1.6. Перемещение и изменение физического состояния глинистого материала Партлювация - процесс перемещения по почвенному профилю твердых частиц любого гранулометрического состава. Морфологическими признаками партлювации служат аллохтонные мелкоземистые образования на поверхностях почвенного материала: щебня, структурных агрегатов, стенках трещин, пустот. [7, 9, 10, 13] Лессиваж — нисходящая миграция неразрушенных глинистых частиц по трещинам и порам под влиянием гравитационных сил и их переотложение в нижележащих горизонтах происходит в большинстве почв бореального пояса, особенно Процесс лессиважа состоит из трех микропроцессов: в гумидных диспергирования регионах. глинистого материала, его миграции и переотложения по стенкам трещин и пор и на поверхностях структурных агрегатов. Оглинивание заключается в физическом дроблении частиц слоистых силикатов, которое осуществляется по плоскостям спайности и связано с гидратацией и дегидратацией межпакетных промежутков глинистых кристаллитов в циклах увлажнения — высыхания и промерзания — оттаивания 1.1.7. Процессы изменения первичных минералов Основными процессами, затрагивающими крупнодисперсную фракцию почв, являются: Пелитизация – начальная стадия изменения полевых шпатов. По Левинсон-Лессингу, помутнение полевых шпатов вследствие развития в них пелитового вещества, в частности каолинита, под влиянием эпимагматических процессов и выветривания. Помутневшие полевые шпаты называют пелитизированными. Мнимая пелитизация, по Коржинскому, обусловлена присутствием в них жидких или газообразных включений. [11] Серицитизация — процесс метасоматического изменения горных пород под воздействием среднетемпературных гидротермальных растворов, заключающийся в гидролитическом разложении минералов — алюмосиликатов и силикатов, прежде всего полевых шпатов (особенно плагиоклазов) с замещением их агрегатом серицита с кварцем, иногда с хлоритами, карбонатами, пиритом. [11]

11 Соссюритизация - процесс замещения среднего и основного плагиоклаза соссюритом - тонкозернистой смеси серицита, альбита, кальцита и эпидота, при гидротермальных процессах. [12] Коррозия - это самопроизвольное разрушение металлов в результате химического или физико-химического взаимодействия с окружающей средой. [10] 1.2. Генезис и общая характеристика подбуров Основным процессом, приводящим к образованию подбура, является альфегумусовый процесс. Генетическая сущность альфегумусового почвообразования раскрыта в монографии В.О.Таргульяна (1971) и сводится к следующему: 1. Кислое окисленное элювиирование всего почвенного профиля. 2. Ферсиаллитизация и слабое глинообразование во всем почвенном профиле, по сравнение с породой. 3. Иллювиально-гумусовое оподзаливание, которое заключается в о внутрипочвенном элювиально-иллювиальном перераспределении кислого подвижного гумуса и связанных с ним железа и алюминия. 4. Передвижение суспензий тонкой пыли и ила в рыхлой. сильно порозной почвенной толще из верхней, более оглиненной части профиля в нижнюю, менее оглиненную, где материал суспензий или аккумулируется в виде слоев мелкозема на верхней сторон е валунов, щебня, или диффузно распределяется среди исходн о г о мелкозема, или частично выносится за пределы профиля. Этим процессам способствуют, по В.О. Таргульяну (1971), следующие условия: 1. Замедленный и малоемкий биокруговорот веществ, малая величина ежегодного опада биомассы и, как результат, малое количество ежегодно образующегося органического вещества, способного к взаимодействию с минеральной частью почвы. 2. Поверхностное, преимущественно напочвенное поступление и накопление отмершей растительной массы, связанное с преобладанием зеленой биомассы и поверхностным расположением корневых систем. 3. Замедленная трансформация (гумификация и минерализация) и быстрое выщелачивание растительного опада, приводящие к образованию, во-первых, кислого, грубого остаточного органического вещества, накапливающегося в органо-аккумулятивных горизонтах, и во-вторых, кислого агрессивного и высокоподвижного органического вещества, способного к миграции в профиле и за его пределы, в соединениях с металлами. 4. Интенсивное физическое разрушение плотных почвообразующих пород, приводящее к накоплению в развитых на них почвах больших количеств обломочных фракций

12 5. З а м е д л е н н о е х и м и ч е с ко е и зм е н е н и е и р а з ру ш е н и е с и л и кат н о го материала почвообразующих пород при быстром выщелачивании образующихся растворимых продуктов, в первую очередь соединений щелочей и щелочных земель, что приводит к формированию обломочн о й , кислой, выщелоченной и ненасыщенной минеральной почвенной толщи. 6. Коагуляция и осаждение в профилерастворимых и способных к миграции соединений в результате регулярного промерзания почв. Профиль подбуров имеет следующее строение: О – BHF –ВC. Типичными признаками, (16) у подбуров являетсяобогащение всего почвенного профиля по сравнению с почвообразующей породой оксидами железа и алюминия и обеднение кремнеземом, далее обнаруживается некоторый вынос из верхних горизонтов оксидов железа и алюминия, так как максимум содержания Al2O3 и Fe2O3 приурочен к горизонту BH. Вынос полуторных оксидов подтверждается анализами илистой фракции: в гор. BH отношения SiO2/Al2O3 , SiO2 /Fe2O3 уменьшаются. Весь профиль, за исключением верхнего горизонта О обеднен основаниями по сравнению с породой. В альфегумусовом горизонте аналитически фиксируется накопление легко мобилизуемых форм полуторных оксидов и подвижного органического вещества, которое морфологически проявляется в виде аллохтонных пленок на поверхности минеральных зерен и щебня. Под пленками минералы обычно не обнаруживают выраженных признаков выветривания. Преобразование минеральной массы проявляется главным образом в деградационной трансформации слоистых силикатов с образованием смешаннослойных структур. Распределение валовых и оксалаторастворимых форм оксидов железа и алюминия преимущественно аккумулятивное. В составе илистой фракции преобладают несиликатные образования. [1] Реакция по всему профилю почв кислая, с наиболее низкими значениями pH в горизонте O, BH. Степень насыщенности основаниями составляет 40-50f%. В гумусовом профиле подбуров очень высокое содержание органических веществ. На всем протяжении профиля преобладают фракции фульвокислот, связанные с полуторными оксидами. Фракция гуминовых кислот представлена бурыми гуминовыми кислотами. Гуминовых кислот, связанных с кальцием, в этих почвах кет. Относительное содержание фульвокислот, также как и содержание подвижных полуторных оксидов, вниз по профилю увеличивается, что подтверждает их совместное перемещение.

13 1.3. Особенности минералогического состава подбуров. Состав и выветривание первичных минералов в профиле хорошо дренированных почв тундры изучались М.М. Шукевич (1948) для подзолов Кольского полуострова, развитых на элювии кристаллических пород. О н а установила, что при почвообразовании в этих условиях имеет место разрушение полевых шпатов, биотита, пироксенов, амфибола и образование карбонатов, гидратированных слюд, глинистых минералов и аморфной кремнекислоты. • Внутрипочвенное выветривание первичных минералов в подбурах и подзолистых AlFe-гумусовых почвах различных подзон и провинций тундры, лесотундры и северной тайги в шлифах под микроскопом описано В.О. Таргулъяном (1971). Он обнаружил интенсивное изменение первичных минералов, выражающееся в обесцвечивании, измельчении и превращении полевых шпатов в белесоватые агрегаты, состоящие из смеси слюдоподобного материала и изотропных грязно-белых частиц неизвестного состава, полное растворение некоторых зерен. Биотит и хлорит измельчались и обесцвечивались, пироксены, повидимому, полностью растворялись, зерна кварца подвергались коррозии. При этом автор указывает, что максимальное изменение материала приурочено в подбурах к верхним наиболее кислым горизонтам, а в подзолистых почвах — к подзолистым. Состав илистых фракций, приводимый для подбуров и подзолистых почв этим же автором, свидетельствует о преобладании в них аморфной фазы, состоящей главным образом из гидроокислов и органоминеральных соединений железа и алюминия. Глинистые минералы представлены триоктаэдриче скими слюдами и неупорядоченными смешаннослойными образованиями типа гидрослюда—вермикулит. [2]

14 Глава 2.Объекты исследования Карельский перешеек является в почвенном отношении своеобразным районом Северо-Запада Европейской части СССР. Его приморское положение, свежий, сильнопересеченный ледниковый рельеф, преобладание в составе почвообразующих наносов легких, хорошо водопроницаемых и в то же время слабо выветренных пород, господство среди растительности светлых сосновых лесов создают здесь несколько особые условия почвообразования по сравнению с типично таежными и континентальными. В общих чертах это выражается в слабом и своеобразном проявлении на большей части Карельского перешейка процесса подзолообразования, причем образуются несколько ожелезненные почвы с повышенным, содержанием гумуса [20]. Рис. 2. Профиль почвообразующих пород в условиях сельгового ландшафта. Основные объекты исследования – два разреза, заложенные в пределах Приладожского и Выборгского района Карельского перешейка на вершинах сельг: разрез 1 – подбуриллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемом плитой гранита рапакиви*, разрез 2 - подбур глееватый иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемом плитой микроклинового гранита с признаками гнейсовидности** *в дальнейшем будет использоваться сокращенное обозначение: разрез 1 (гранит рапакиви); **в дальнейшем будет использоваться сокращенное обозначение: разрез 2 (микроклиновый гранит). Вершины сельг сложены легким по гранулометрическому составу материалом и почвы здесь получают влагу только с атмосферными осадками. Это наиболее сухие участки ландшафта, так как вода быстро уходит вниз по склону, увлекая за собой продукты

15 выветривания, и просачивается вглубь трещиноватой гранитной толщи. Некоторое количество воды может сохраняться лишь в органогенных горизонтах.. В условиях автоморфного рельефа на песчаной щебнистой или завалуненной толще, образуются почвы альфегумусового отдела с элювиально-иллювиальной дифференциацией профиля, то есть происходит миграция глинистых частиц, полуторных оксидов и гумусовых веществ с накоплением и осаждением их в средней части профиля, и образованием характерного, окрашенного кофейными и охристыми тонами профиля. Именно в таких условиях образуются подбурыс мощными подстилками и торфяными горизонтами. Морфологические описания, расположение и геоботаническая характеристика разрезов 1 и 2 представлены в приложениях 1,2. Морфологический анализ профиля показал, что разрез 1 по всем признакам соотвествует подбуру иллювиально-гумусовому песчаному, а разрез 2 - подбуру глееватомуиллювиально-гумусовому песчаному. 2.1.Природные условия Карельского перешейка 2.1.1.Рельеф Приозерский район Значительную роль в формировании современного рельефа сыграли неоднократные наступления ледника. Процессы ледниковой эрозии обусловили резкую расчлененность рельефа, а главными его формами стали ориентированные в направлении движения ледников системы гряд и ложбин. Скалистые гряды (сельги) и ложбины с заключенными в них озерами вытянуты в северо-западном направлении и чередуются с участками холмов и более или менее обширных террас. Процессы ледниковой эрозии наиболее интенсивно проявились в северной части перешейка. Именно здесь наблюдается наиболее резко ориентированные и расчлененные системы гряд, той же ориентации подчиняется большинство озер и рек Карельского перешейка. Развитие современного рельефа на Карельском перешейке связывается главным образом с последним оледенением, во время которого воздействие ледников сочеталось с очень сильным влиянием водно-ледниковых бассейнов. Непосредственным наследием бывших водных бассейнов на Карельском перешейке в настоящее время является многочисленнаясеть ложбинных озер [20] Деятельность ледника сказалась так же в перераспределении и аккумуляции материала.В рельефе господствуют сравнительно узкие кристаллические гряды, возвышающиеся над дном ложбин на 20-30 метров: на вершинах гряд и на обрывистых

16 склонах выступают гранитные породы. Более пологие склоны возвышенностей одеты плащом супесчаной морены, мощность которой постепенно увеличивается к подножью склонов, и на контакте с озерно-ледниковыми отложениями может достигать нескольких метров. Межгрядовые ложбины выстланы тяжелыми ленточного строения суглинками и глинами. Карельский перешеек расположен в месте слияния юго-восточной окраины Балтийского кристаллического щита с Русской равниной, что определяет резкую неоднородность его геологического строения. Северная часть Карельского перешейка лежит на древнем кристаллическом массиве, сложенном двумя комплексами магматических пород. Древнейшие из этих пород – архейские граниты – занимают северо-восточный массив, ограниченный с востока впадиной Ладожского озера – здесь микроклиновые граниты. Северо-западный край перешейка слагают протерозойские, сильно трещиноватые граниты – рапакиви, описанные под названием выборгитов [20]. В строении изучаемой местности коренным породам отдается ведущая роль, так как они слагают все господствующие формы возвышенностей, а обнажения их повсеместно выступают на дневную поверхность из-под прерывистого плаща четвертичных отложений. Выборгский район Выборгский район представлен, как и Приозерский скалистыми сельгами, ложбинами, приморскими равнинами с господством относительно пологих и обширных форм. Однако здесь преобладают плосковершинные гряды до 1 – 1.5 км в основании и с относительной высотой 15-30 м имеют террасированные уступы и разделены озеровидными понижениями. Весь рельеф повышается в направлении на северо-запад. В юго-восточной части выделяются системы более мелких грядообразных увалов и ложбин. Моренный нанос на грядах отличается небольшой мощностью и грубым песчаным составом, местами он сильно абрадирован и представляет скопление валунов. На выходах гранитов рапакиви широко развит элювий в виде рыхлой рассыпающейся дресвы. Среди понижений элементов рельефа основную площадь занимают террасированные низины, сложенные тяжелыми суглинками и глинами. На побережьях залива террасированные низины протягиваются сравнительно узкими полосами пологими сельгами. Их перекрывают озовые гряды и выходы гранитов. Здесь же выделяются приморские участки и скалистые шхеры. С характер рельефа и пород данной местности тесно связан гидрологический режим – главным образом в перераспределении поверхностных атмосферных вод. Характерен быстрый сток со склонов, а также поверхностный и внутрипочвенный. Вода поступает в низины, сложенные тяжелыми

17 маловодопроницаемыми породами, в случае, если ложбина не имеет уклона идет поверхностное заболачивание.[23] 2.1.2. Геология Породы протерозойского комплекса - граниты рапакиви, слагающие выборгский массив (рис. 3.), детально описаны Л.А Великословенским (1953). Преимущественно это биотитово-роговообманковые или биотитовые граниты, обладающие крупной порфировой структурой. В массе породы резко выделяются яйцеобразные включения микрокднна, окруженные олигоклаэовей оболочкой. Промежуточные участки заполнены мелкими кристаллами кварца, плагиоклаза, биотита, роговой обманки. Из второстепенных минералов присутствуют мусковит, флюорит, акцессорные минералы, рудные, циркон. Территорию и окрестности Ладожской станции слагают два совершенно различных по возрасту и генезису комплекса пород: древние архейские и залегающие на них с глубоким размывом четвертичные. Комплекс древних пород очень сложен. Он слагается мигматнзированными биотитгранатовыми и биотитовыми гнейсами. Образованная в результате глубокого метаморфизма древних осадочных породэта толща претерпела неоднократные тектонические деформации; для нее характерны складки различных амплитуд и интенсивная мигматизация. Обнажаются породы ладожской толщи на северо-западе района и в шхерах Ладожского озера. Непосредственно район станции слагают обширные массивы микроклнновых гранитов и в меньшей степени — плагиоклазовые граниты (рис.4). Наряду с кварцем и биотитом в серых среднезернистых плагиогранитах полевой шпат представлен плагиоклазом, в то время как в микроклиновых гранитах полевой шпат в виде розовых и красных кристаллов микроклина. К более молодым магматическим проявлениям отно сятся диабазовые дайки, секущие породы ладожской толщи, а также приуроченные к зонам разломов в микроклиновых гранитах. На северо- западе района встречаются аплиты — лейкократовые гранитоиды, генетически связанные с микроклиновыми гранитами и образующие многочисленные дайки и жилы[24]. В химическом составе гранитных пород характерно преобладание Са над Mgи K над Na Следует отметить богатство гранитных пород железосодержащими минералами, что является одной из причин высокого содержания соединений железа (табл. 3, 4). Граниты протерозойского комплекса отличаются от архейских увеличением доли всех оснований,

18 особенно K. Рис. 3. Схема геологического Рис.4. Схема геологического строения строения Выборгского района Приозерского района.[25] [24]. 1 – микроклиновые граниты 1 –архей: мигматиты гранита лейкократовые. 2 - протерозой: граниты рапакиви 2 – мигматизированные гнейсы 3 – архей: граниты, гранитоиды, 3 – микроклиновые граниты с мигматиты признаками гнейсовидности. 4 – кембрийская система 4 – плагиоклазовые граниты Таблица1 Кварц Калиевые полевые шпаты Микроклин Кузнеч ное 10-15 0 35 5-50 обманкиРоговые Месторож дение Минералогический состав гранитов месторождений [1]. 0 Плаги оклаз ы Биотит 5-40 1-19 Таблица 2 № анализа Кварц Микроклин Плагиоклаз Биотит Прочие Количественно – минералогический состав микроклиновых гранитов Приладожья [1]. 1 2 28,4 30,5 37,4 34,0 24,9 29,0 5,6 1,0 3,7 5,5

19 Таблица 3 Химический состав микроклиновых гранитов, массив Кузнечное [1] SiO2 71.3 5 TiO2 0.39 Ca Na20 O 1.59 3.03 Al2O3 13.96 Fe2O3 0.61 FeO 2.61 MnO 0.14 MgO 0.75 K2O P2O5 H20105 ППП сумма 4.20 - 0.22 0.72 99.57 Таблица 4 Валовой химический состав гранитов рапакиви в Выборгском [23] SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 P2O5 MnO 68,02 13,62 след ы 0,06 5,02 - Ca Mg O O 2,64 0,72 K2O Na2O 5,62 3,47 2.1.3.Климат Карельский перешеек входит в зону лесного таежного климата северных широт. Находясь в сфере влияния Атлантики и омываемой водами финского залива и Ладожского озера, он одновременно имеет черты морского климата. Зима здесь сравнительно мягкая, лето довольно прохладное. Атмосферные осадки в течении всего года обусловлен интенсивной циклонической деятельностью. Среднее годовое количество осадков около 600 мм. Степень увлажнения составляет 1.5. Больше половины осадков выпадает в теплый период, минимум – весной. Для всего района характерна высокая относительная влажность воздуха, достигающая 90 % в ноябре-январе. Средняя температура самых холодных месяцев (декабрь, январь и февраль) колеблется от -5.5 до -9.2, самых теплых (июль, август) от +13.8 до +17.5. в связи с медленной отдачей тепла водой минимальные температуры наступают обычно в феврале. Зато вегетационный период удлиняется до 5 месяцев, что способствует улучшению условий развития растительности и энергии фотосинтеза. Влияние водоемов и в особенности строения поверхности вызывает неоднородность гидротермальных условий. В целом на весь Карельский перешеек Ладожское озеро оказывает большее влияние, чем Финский залив. Суммы температур поэтому уменьшаются не только к

20 северу, но и к востоку. На западе суммы температур выше +10 достигают 1700, на востоке они падают до 1390. Таким образом, значительные водные массы Ладожского озера и Финского залива сглаживают колебание температур, в связи с чем несколько удлиняется продолжительность вегетационного периода. Глубина промерзания почв обуславливается тем, что на большей части Карельского перешейка они развиты на хорошо дренируемых породах и испытывают более или менее нормальное увлажнение. В среднем она составляет 30-40 см. Глубина промерзания почв на ленточных глинах обуславливается их тяжелым механическим составом и высокой влажностью. В среднем она составляет 60-70 см. Таким образом район исследования относится к фации субконтинентального умеренного климата со значительным влиянием морского (Агроклиматический справочник. Ленинградская область. Л-д, 1959 г). 2.1.4.Гидрология Распределение рек, озер и болот по территории в значительной мере определяется рельефом и геологическим строением. Карельский перешеек с северо-запада на юго-восток пересекает крупная река Вуокса, представляющая собой озеровидные расширения. Соединенные между собой узкими протоками. Одним из отличительных естественно-исторических признаков территории является обилие озер. Они занимают 2.4 % площади Карельского перешейка. На севере Карельского перешейка особенно много малых озер. Большинство озер ледникового происхождения[26]. 2.1.5.Растительность Территория Карельского перешейка расположена в области хвойных лесов южнотаежной подзоны на контакте с границей средней тайги. В настоящее время 65 % площади перешейка занимают леса. На легких почвообразующих породах господствуют осветленные сосновые леса, ельники преобладают на суглинистых отложениях и на моренных супесчаных наносах. Для большей части хвойных лесов типична примесь мелколиственных пород (березы, ольхи, реже осины) и наличие под пологом травянистой растительности при относительно слабом развитии мохового покрова. Такое изменение флористического состава коренных таежных лесов обязано главным образом вырубкам и пожарам. Пожары же имели решающее значение для возникновения северных сосновых лесов. Пожары вытеснили из смешанных сосново-еловых лесов ель, как препятствующую возобновлению сосны и создали благоприятную среду, с достаточным количеством света на удобренной золой почве. Для появления соснового молодняка.

21 На характер растительности оказывает влияние и природная специфика Карельского перешейка. Сочетания осветленных флористически обогащенных лесов с комплексами ассоциаций сосняков на выходах кристаллических пород и типичными скальными группировками (мхов, лишайников, папоротников) придают всей местности особый, более южный колорит и сближают ее с приладожскими ландшафтами южной Карелии [27]. В данных условиях корневые системы деревьев и многих травянистых растений имеют поверхностное строение, подавляющая масса корней сосредоточена в верхних органогенных и органоминеральных горизонтах. По данным [28] .85 % сосущих корней сосны в лесной зоне располагается до глубины 30 см. Таким образом, количество корневого опада, образующегося собственно в минеральных горизонтах почв, невелико и уступает количеству опада, поступающему на поверхность почвы. В результате концентрация отмершего растительного вещества в почвах имеет напочвенный характер. Значительное количество органического вещества консервируется в виде подстилки. [29]

22 Глава 3. Методы исследования Для каждого из химических и физико-химических исследований опыт проводился в трехкратной повторности, относительная ошибка определения не превышает 5% Анализ почвы был выполнен общепринятыми методами в лаборатории кафедры почвоведения : 1) В пробах было определено содержание общего органического углерода (метод Тюрина в модификации кафедры почвоведения СПбГУ), 2) pH водной и солевой суспензии (потенциометрический метод) 3) Валовой химический состав мелкозема почв [30] 4) Гигроскопическая влажность (ГВ)и потеря при прокаливании (термовесовой метод), 5) Обменные основания: Саи Mg (комплексонометрический метод) 6) Для характеристики содержания и состава гумуса почв применялся метод Тюрина в модификации Пономаревой-Плотниковой [31] 7) Валовой химический состав калия (рентгенофлюорисцентный анализ)был выполнен в ресурсном центре (РЦ) СПБГУ: «Геомодель» 8) Сгк/Сфк (метод Кононовой-Бельчиковой)[30] 9) Гранулометрический состав (метод лазерной дифрактометрии) Методы исследования минералов почв: 1) Оптическая диагностика с помощью поляризационного микроскопа. Исследование микроморфологии почвообразующей породы и почв методом электронной микроскопии (Микроскоп “Leica”, каф. минералогии СПбГУ). 2) Минералогический состав определялся методом рентгенофазового анализа (дифрактометр Rigaku «MiniFlex II , РЦ СПбГУ«Рентгенодифракционные методы исследования».) 3) Изучение химического состава минералов проводилось методом химического энерго – дисперсионного анализа(растровый электронный микроскоп с микроанализатором ТМ3000 (НITACHI, Япония), РЦ СПбГУ: «Центр микроскопии и микроанализа») 4) Анализ химического состава минералов сделан на основе расчетов формульных коэффициентов по катионам и зарядам (Булах А. Г., Золотарев Ф. Ф., Кривовичев В. Г.,2014.) 3.1.Рентгенофазовый анализ Рентгенофазовый анализ позволяет диагностировать минералы, входящие в состав тонкодисперсных почвенных фракций. Определять их количественное содержание и

23 получать сведения об изменениях в структуре кристаллической решетки минералов, возникающих в процессе выветривания и почвообразования. Этот принцип заключается в получении лучей дифракционной через изучаемый картины, объект возникающей и при сопоставлении прохождении рентгеновских положения и интенсивности дифракционных эффектов с таковыми для стандартных минералов. Основной задачей фазового рентгеновского анализа является идентификация входящих в исследуемый образец кристаллических веществ на основании набора межплоскостных расстояний(Соколова и др., 2005). Дифракция рентгеновских лучей(англ. X-ray diffraction сокр., XRD) – рассеяние рентгеновских лучей кристаллами(или молекулами жидкостей и газов), при котором из первичного отклонённые пучки той же пучка лучей возникают вторичные длины волны, появившиеся в результате взаимодействия первичных рентгеновских лучей с электронами вещества. Направление и интенсивность вторичных пучков зависят от строения рассеивающего объекта. Дифракция рентгеновского излучения предоставляет исследователю важную информацию как о твердых телах- их атомной структуре и дефектности, а также о жидкостях и аморфных телах. Значение рентгеновского дифракционного метода для прогресса современной науки трудно переоценить, поскольку современное понимание свойств материи основано, в конечном счете, на данных о расположении атомов в различных химических соединениях, о характере связей между ними и о реальной(дефектной) структуре. Для расшифровки рентгенограмм было использовано программное обеспечение PDXL. Пакет программPDXL – предоставляет возможность проведения различного анализа: например, автоматический качественный фазовый анализ, количественный фазовый анализ, уточнение параметра решетки (http://xrd.spbu.ru/equipment/miniflexii.html). Съемка проводилась в диапазоне углов2Ө от300 до450 на Сu-аноде, напряжение30 кВ. 3.2.Микроскопия и электронная микроскопия Минералогический состав почвообразующей породы определялся в шлифах с помощью Микроскопа“Leica” на кафедре минералогии. Шлифы были изготовлены из образцов породы в шлифовальной мастерской ИГГД РАН. При описании шлифов использовали Руководство к микроморфологическим исследованиям в почвоведении [32]. Главные минералы коренной породы были исследованы с помощью настольного растрового электронного микроскопа-микроанализатора ТМ3000 (НITACHI, Япония) в ресурсном центре СПбГУ: «Центр микроскопии и микроанализа», а так же в ресурсном центре СПБГУ: «Геомодель» (http://rocmm.spbu.ru/index.php?mod=mod1). Съемка

24 проводилась на Со-аноде, при напряжении источника30 кВ. В диапазоне углов2Ө от30 0 до450, со скоростью2Ов минуту.

25 Глава 4. Результаты и обсуждение 4.1. Гранулометрический состав Обе исследованные почвы имеют каменисто-песчаный гранулометрический состав с увеличивающимся сверху вниз количеством щебня (табл.), то есть интенсивность образования мелкозема в почвах резко снижается вниз по профилю. В почвах, подстилаемых элювием микроклинового гранита содержание скелета выше, что связано с минеральным составом э т и х гранитов, с высоким содержанием менее устойчивых к выветриванию минералов и, по-видимому, с выносом мелкозема за пределы профиля*. В мелкоземе исследованных почв (табл. 5) преобладают песчаные фракции, суммарное количество которых обычно составляет 92-95% в разрезе 1 в подбуре, подстилаемого гранитами рапакиви, и 69-82% - в подбуре, подстилаемом микроклиновыми гранитами. Среди пылеватых частиц преобладает крупная пыль, при этом ее среднее содержание в разрезе 1 составляет 6,08 % , в то время как в разрезе 2 ее содержание в 3 раза больше: 18,78 % ко всей пробе. Распределение илистой фракции в обоих разрезах имеет аккумулятивный характер ( рис.). При этом количество илистой фракции в разрезе 2 больше чем в разрезе 1. Это объясняется более высокой интенсивностью процессов выветривания в почвах на микроклиновых гранитах, в связи с более мелкозернистым строением почвообразующей породы, а также близостью Ладожского озера, которое оказывало влияние на прилежащий ландшафт во времена Ладожской трансгрессии около 5 тыс. лет назад. при этом предположительно происходил привнос илистых частиц в результате чего почвенный профиль насыщался глинистым материалом. Увеличение количества илистой фракции и фракции в нижних горизонтах обоих разрезов свидетельствует о наличии суспензионного переноса этих частиц. Суспензионному переносу подвергается и более крупные частицы, об этом свидетельствует увеличение толщины железисто-мелкоземистых пленочек вокруг зерен минералов в горизонтах BH2 обоих разрезов. Такое перераспределение может быть связано с перемещением частиц внутри горизонта в процессе партлювации и, возможно, лессиважа [33, 13]. Выводы : Сходства: 1) Приведенные в таблице результаты показывают, что в данныхпочвах преобладают

26 продуктыизмельчения пород (Фракции песка, крупной пыли и фракции >1 мм). Фракции,полностью или частично продуцируемые процессами химического изменения породы (физическая глинаи ил)содержатся в небольшом количестве. 2) Их содержаниеуменьшается сглубиной илишь в нижних горизонтах, на контакте с более плотной породой, происходитувеличение количества частиц <0.001 мм за счетпроцессов партлювации и лессиважа. Это свидетельствует о большей интенсивности физического выветривания п о сравнению с химическим• Количество ила и физическойглины свидетельствует о невысоких темпахглинообразованиявпрофиле ибыстром снижении его сглубиной. 3) Легкий гранулометрический состав, сильная каменистость обеспечиваетв данных почвах малуювлажность, высокую водопроницаемость и свободный дренаж, быстрое н достаточно глубокое оттаивание, отсутствиеили малую длительностьпроцессов сезонного переувлажнения иоглеения. 4) Таким образом результаты гранулометрического состава свидетельствуют о том что в формировании обоих почв разреза 1 и 2 принимают участие процессы разрушения минеральной части, оглинивания, суспензионного переноса песчано-пылеватых фракций. Различия: 1) В разрезе 2 процесс глинообразования выражен сильней в связи с более мелкозернистым строением почвообразующей породы, а следовалительно и более интенсивным процессом химического выветривания. 2) Процессы разрушения минеральной части, суспензионного переноса песчано-пылеватых фракций интенсивней проявляются в разрезе 2, что приводит к более интенсивному накоплению пылевато-илистой фракции.

27 Таблица 5 Гранулометрический с о с т а в подбура иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемый плитой гранита рапакиви и подбура глееватого иллювиально-гумусового песчаного на элювии, подстилаемого плитой микроклинового гранита с признаками гнейсовидности (Содержание фракций в % ко всей пробе) Крупный Мелкий Крупная Средняя Мелкая Физ. Физ. Скеи средний Ил песок пыль пыль пыль Песок Глина лет Мощпесок мм Горимм мм мм мм мм мм мм ность мм зонт см 0.250.050.010.005>0.25 <0.001 >0.01 <0.01 >1.00 0.05 0.01 0.005 0.001 Подбур иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемый плитой гранита рапакиви T 7-14 66.20 29.11 4.58 0.10 0.01 0.00 99.89 0.11 0 BH1 14-35 56,87 35,64 7,14 0,24 0,02 0,08 99,66 0,34 40 BH2 35-51 67,26 25,87 6,37 0,33 0,07 0,10 99,51 0,50 90 BC 51-57 73,84 18,84 6,25 0,61 0,34 0,11 98,94 1,07 75 Продолжение таблицы Подбур глееватый иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемого плитой микроклинового гранита с признаками гнейсовидности BH1 4-25 44,76 38,01 14,61 1,58 0,95 0,10 97,38 2,62 39 BH2 25-38 31,02 47,31 19,03 1,26 0,80 0,58 97,36 2,64 43 BHF 38-58 33,93 44,76 18,89 1,14 0,64 0,64 97,58 2,42 69 Cg 58-76 32,31 37,34 22,59 3,45 3,67 0,65 92,24 7,76 88

28 Рис 5. Содержание пылевато-илистой фракции и скелета в % ко всей пробе

29 4.2. Физико – химическая характеристика Весьма существенной характеристикой для подбуров является реакция суспензии (pH) • Реакция водной и солевой суспензий мелкозема изученных почв кол е бл е т с я отсильнокислой до слабокислой(табл.) Э т о о бъ я с н я е т с я малой зольностьюрастительного опала ихарактером разложения органических остатков. врезультатекоторого образуютсякислые органические соединения. Известно, что в свободном состоянии фулъвокислоты при высоких концентрациях имеют pH 2,5-2,6 [34]. Наиболее кислыми являются верхние горизонты разрезов 1 и 2. От кислотно-щелочных условий зависит подвижность кремнезема и полуторных оксидов [35]. Алюминий и кремнезем могут существовать в растворенном состоянии только в кислых (pH 2,5-5,1) или слабощелочных условиях (10,0-11,9). Железо в кислых условиях тоже подвижно, но подвижность его зависит ещеот валентности, и от окислительно-восстановительных условий. При pH> 5 в окислительных условиях подвижность железа резкоснижается. Характер распределения показателей кислотности по профилю обоих разрезов однотипный (рис, 4.9). Вниз по профилю происходит снижение кислотности в горизонтах BH1, BH2, BC в разрезе 1, и в горизонтах BH2, BHF и Cg в разрезе 2(табл). В этихгоризонтах наблюдаются буро-охристые тома окраски профиля и наличие железистых пленок вокруг щебня и минеральных зерен. В одинаковых генетических горизонтах р а з н ы х п о ч в не наблюдается значительной вариабельности значений p H , по-видимому, максимальное количество кислых продуктов образуется в верхних горизонтах, а в нижних частях профиля происходит их нейтрализация. Известно, что кислая реакция возможна только при наличии обменного водорода или алюминия в почве. Отсюда можно объяснить и высокие значения гидролитической (Hг) и обменной (ОК) кислотностей в исследованных почвах, Максимальные величины потенциальной кислотности также отмечаются вверхних горизонтах. В разрезе 1 в верхний горизонт T представлен заторфованной подстилкой, и высокие значения Hг и ОК в нем связаны с преимущественной аккумуляцией торфом ионов водорода величины гидролитической кислотности достигают 70 мг-экв. на 100 г почвы. Среди обменных оснований кальций преобладает над магнием. Распределение по профилю содержания как кальция, так и магния аккумулятивное (рис. 6), что связано

30 си х накоплением в золе растений, доминирующих в условиях сельгового рельефа. Отмирание растений приводит к биологическому накоплению оснований в горизонте T. Разложение заторфованной подстилки способствует в условиях сельгового рельефа и сквозного промывания непрерывному выщелачиванию из нее оснований и накоплении обменного водорода. Поэтому увеличения степени насыщенности основаниями верхних горизонтов не происходит. Характерной особенностью п о ч в севера Карельского перешейка является высокое содержание гумуса в мелкоземе по всему профилю. Даже в нижних горизонтах содержание его>2%. Верхний органогенный горизонт являет ся торфянистым, грубогумусным. Накопление органических остатков в них обусловлено биоклиматическими особенностями, низкой активностью разложения опада, кислой реакцией среды. Происходит консервация растительного опада при быстром выщелачивании из него оснований в условиях избыточного увлажнения и легкого гранулометрического состава. Профильное распределение гумуса (рис.)в подбурах разрезов 1 и 2 однотипный аккумулятивный характер с резким максимумом в верхних горизонтах и постепенным уменьшением содержания гумуса вниз по профилю. Существуют некоторые отличия в содержании гумуса в почвах, сформированных на микроклиновых гранитах и гранитах рапакиви. Подбур разреза 1 несколько богаче органическим веществом(табл.), чем почвы на микроклиновых гранитах, что связано с менее интенсивными процессами выветривания и гумификации. Таким образом, подбуры разрезов 1 и 2 имеют кислую реакцию всей толщи, высокую гидролитическую и обменную кислотности что свидетельствует об интенсивном промывании почвенного профиля, выносе оснований и существовании дефицита их подвижных и растворимых форм в верхней и средней частях профиля. Почвы характеризуется высоким содержанием гумуса по всему профилю с максимумом в верхних горизонтах. Каких-либо существенных различий по физико-химическим показателям в подбурах типичных и оподзоленных не наблюдается.

Таблица 6 3 . 1 О б щ а я ф и з и ко Горизонт Мощность, см С,% химическая характеристика исследуемых почв pH H20 Ca KCl Mg ОК Hг ЕКО V ГВ М-экв/100г почвы ППП % Монрепо №3 Подбур иллювиально-гумусово-железистый песчаный на морене, подстилаемой гранитной плитой T 7-14 23,05 3,76 3,35 3,0 1,3 12.9 69.84 74,64 3,74 2.42 23,12 BH1 14-35 11,91 4,1 3,56 1,7 0,7 1.18 10.36 14,46 6,54 0.19 21,07 BH2 35-51 4,07 4,09 3,3 0,9 0,2 1.77 6.78 9,28 3,06 0.45 9,23 BC 51-57 3,25 4,38 4,08 0,4 0,1 0.76 6.64 8,64 1,56 0.14 6,59 Kузнечное №1 Подбур глееватый иллювиально-гумусовый связно-песчаный на щебнистой морене BH1 BH2 4-25 25-38 7,34 3,91 4,04 4,10 3,28 3,57 3,1 1,8 1,8 0,6 1,30 0,80 11,37 7,10 16,73 11,67 13,86 6,94 0.70 0.6 13.09 9.71 BHF 38-58 2,34 4,14 3,73 1,2 0,5 0,44 3,81 6,80 8,55 0.52 8.45 Cg 58-76 0,89 4,21 4,02 0,4 0,2 0,14 1,49 2,78 7,59 0.47 6.26 4.3. Характеристика органического вещества Значительная роль в формировании почвенного профиля принадлежит гумусу по мнению многих авторов, исследовавших органическое вещество почв [36, 37, 34, 31]. Причем характер его участия в значительной мере обусловлен составом гумусовых веществ* Изученные почвы, как отмечалось ранее характеризуется высоким содержанием органического вещества и аккумулятивным характерного распределения (табл. ). Состав гумуса в разрезе 1 (гранит рапакиви) Содержание общего углерода резко снижается вниз по профилю подбура (от 23,05% до 3,25%)(табл.), особенно при переходе от горизонта Т к горизонту BH2.(Рис. 1) Органогенный горизонт Т сложен растительными остатками, находящимися на разных этапах разложения, но в о сновном – слабо преобразованными, богат органиче скими соединениями неспецифического характера. Горизонты BH1 и BH2 - гумусово-иллювиальные, в них накапливается органическое вещество, мигрирующее из органогенных горизонтов. В горизонте BC обнаруживается высокое содержание органического углерода (3,25%), что можно объяснить накоплением гумусовых кислот над гранитной плитой, в том числе фракций, связанных с силикатными полуторными оксидами и глинистыми минералами, так как здесь увеличивается содержание тонкодисперсных гранулометрических фракций. Доля гуминовых кислот, связанных с кальцием, минимальна во всем профиле разреза 1 (рис.2), что связано с дефицитом обменного кальция в ППК. Происходит увеличение содержания этой фракции в органогенном горизонте (вследствие биогенного накопления

кальция) и в горизонте ВС,так как снижается количество обменного водорода и алюминия в ППК и возрастает относительное содержание обменных кальция и магния, а так же увеличивается относительное содержание плагиоклазов и кальциевых роговых обманок. Фульвокислоты 1а-фракции в силу своей высокой подвижности мигрируют вниз по профилю, их содержание увеличивается от 3,3% до 10,8%. Таким же распределением обладают фульвокислоты, связанные с несиликатными полуторными оксидами, исключение составляет горизонт Т, где содержание фульвокислот 1 фракции достигает максимума (27,2%). Доля фульвокислот, связанных с силикатными полуторными оксидами и глинистыми минералами, растет сверху вниз, что объясняется накоплением пылеватых частиц над гранитной плитой. Для фульвокислот, связанных с кальцием, характерно пониженное содержание во всем профиле, их количество относительно увеличивается с глубиной (от 2,3% до 14,5%). Содержание негидролизуемого остатка в минеральной части профиля с глубиной падает (от 57,8% до 25,5%). Его доля в горизонте Т снижена (31,9%)относительно иллювиального горизонта, это объясняется перемещением и задержкой нерастворимых в кислотах и щелочах органических веществ. Тип гумуса изменяется вниз по профилю: от гуматно-фульватного к фульватному (от 0,72 до 0,20). Горизонт Т отличается по составу гумуса от нижележащих минеральных горизонтов, он содержит примерно равные доли групп гуминовых веществ (32,5% ГК, 35,2% ФК, 31,9% гумина) и имеет гуматно-фульватный тип гумуса. Далее в профиле проявляется элювиально-иллювиальная дифференциация: вниз мигрируют подвижные фульвокислоты, они начинают преобладать в составе гумуса минеральной части профиля над гуминовыми кислотами, создавая значительный перевес и изменяя с глубиной тип гумуса на более фульватный. Состав гумуса в разрезе 2 (микроклиновый гранит) Содержание общего углерода в разрезе №5 колеблется от 7,34%-0,89%(табл.), а его распределение такое же, как и в предыдущем разрезе – концентрация резко убывает по профилю. Разрез 2 менее гумусированный, чем разрез 1: в аналогичных горизонтах содержание общего углерода ниже. В составе гумуса преобладают 1 и 3 фракции гуминовых кислот (рис.2), однако, содержание свободных гуминовых кислот и связанных с несиликатными полуторными оксидами в разрезе 2выше чем в разрезе 1 на 1-3%. Несколько возрастает и количество гуминовых кислот, связанных с кальцием, до 0,7-1,8%, что, вероятно, обусловлено наличием плагиоклазов и кальциевых роговых обманок в минералогическом составе почвообразующей и подстилающей пород. Содержание гуминовых кислот 3 фракции возрастает с глубиной от 5,4% до 11,2%.

В составе гумуса разреза 2 содержание фульвокислот ниже на 0,2-7%, однако количество наиболее агрессивной 1а фракций фульвокислот в нижней части профиля больше, особенно в нижней части профиля, по сравнению с разрезом 1, то есть аккумуляция гумусовых кислот с глубиной происходит активнее. Это обусловлено утяжелением гранулометрического состава в горизонте Cg и близостью к дневной поверхности массива кристаллических пород, создающих препятствие для перемещения тонких частиц, влаги и переносимых ею веществ. По этой же причине содержание фульвокислот, связанных с силикатными полуторными оксидами и глинистыми минералами, значительно возрастает в горизонте Cg (на 16% по сравнению с горизонтом ВНF). Доля фульвокислот, связанных с кальцием, составляет значительную величину, их количество возрастает в горизонте BH2 до 19,2%, следуя за повышением содержания обменного кальция в ППК Величина негидролизуемого остатка падает с глубиной и количественно практически не отличается от содержания негидролизуемого остатка в составе гумуса разреза 1(разница в 57%). Тип гумуса изменяется с глубиной от гуматно-фульватного к фульватному (от 0,70 до 0,14). В целом разрез 1 характеризуется более фульватным типом гумуса, по сравнению с подбуром, сформированным в Приладожской части сельгового ландшафта Выводы: Сходства 1) В обоих разрезах преобладает фульватный тип гумуса. 2) Вниз по профилю это отношение Сгк\Сфк сужается. 3) В нижних частях обоих профилей увеличивается количество ФК, что объясняется утяжелением гранулометрического состава в нижних горизонтах и близостью к дневной поверхности массива кристаллических пород, создающих препятствие для перемещения тонких частиц, влаги и переносимых ею веществ. 1) Величина негидролизуемого остатка вниз по профилю уменьшается. Это объясняется перемещением и задержкой нерастворимых в кислотах и щелочах органических веществ. Величина негидролизуемого остатка в разрезе 1 практически не отличается от содержания негидролизуемого остатка в составе гумуса разреза 1.Различия 1) для фульвокислот, связанных с кальцием, в разрезе 2 больше по сравнению с разрезом 1, их количество возрастает в горизонте BH2 до 19,2%, следуя за повышением содержания обменного кальция в ППК, это может обусловлено интенсивностью процессов выветривания в данном горизонте и увеличением содержания плагиоклазов и кальциевых роговых обманок.

2) В целом разрез 1 характеризуется более фульватным типом гумуса, по сравнению с разрезом 2. 1) Разрез 2 менее гумусированный, чем разрез 1, это объясняется менее интенсивными процессами выветривания и гумификации.

Таблица 7 Углерод органического вещества почвы в процентах от массы навески,(углерод органического вещества в процентах от общего Горизонт Собщ . Гуминовые кислоты Фульвокислоты (ФК) (ГК) Сгк/Сфк содержания углерода.) НО сумм 1 2 3 сумма 1а 1 2 3 а Подбур иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемом плитой гранита рапакиви 3,1 0,2 3,1 7,3 23,05 6,57 0,76 6,26 0,54 1,56 9,12 3 5 9 6 T 0,72 13, 18, 31, 100,0 1,1 32,8 3,3 27,2 2,3 2,4 35,2 6 2 9 1,1 0,5 6,8 11,91 0 1,69 1,14 1,05 0,25 0,9 3,34 5 4 8 BH1 0,51 57, 100,0 9,7 0,0 4,5 14,2 9,6 8,8 2,1 7,6 28,0 8 0,2 0,0 0,2 1,2 4,07 0,55 0,4 0,87 0,34 0,67 2,28 6 2 7 4 BH2 0,24 30, 100,0 6,4 0,5 6,6 13,5 9,8 21,4 8,4 16,5 56,0 5 0,0 0,2 0,8 3,25 0,1 0,41 0,35 0,64 0,47 0,55 2,01 7 4 3 BC 0,20 25, 100,0 3,1 2,2 7,4 12,6 10,8 19,7 14,5 16,9 61,8 5 Продолжение таблицы

Гуминовые кислоты (ГК) Фульвокислоты (ФК) Сг к/ С обще сум сумм НО С 1 2 3 1а 1 2 3 ма а фк Подбур глееватый иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемом плитой микроклиновых гранитов с признаками гнейсовидности 0,5 0,5 3,8 7,34 0,8 0,05 1,43 0,39 0,57 0,5 2,04 8 8 7 0,7 BH1 52, 0 100,0 10,9 0,7 7,9 19,5 5,3 7,8 7,9 6,8 27,8 7 0,2 0,7 1,4 3,91 0,22 0,07 0,5 0,52 0,52 0,15 1,94 1 5 7 0,2 BH2 19, 37, 6 100,0 5,6 1,8 5,4 12,8 13,3 13,3 3,8 49,6 2 6 0,2 0,3 0,5 2,34 0,14 0,03 0,39 0,36 0,42 0,26 1,37 2 3 8 0,2 BHF 14, 24, 8 100,0 6,0 1,3 9,4 16,7 15,4 17,9 11,1 58,5 1 8 0,0 0,1 0,89 0,04 0,01 0,1 0,15 0,14 0,12 0,24 0,58 8 6 0,1 Cg 18, 4 100,0 4,5 1,1 11,2 16,9 15,7 13,5 9,0 27,0 65,2 0 Горизонт Рис.6, Распределение содержания углерода в разрезе 1 и 2 Рис.7 Содержание второй фракции гуминовых кислот в разрезе 1 и 2

4.4. Характеристика валового состава почв Условия избыточного влажного климата, свободного дренажа, наличия кислой, преимущественно окислительной элювиальной обстановки и достаточного резерва способных к выветриванию силикатных минералов в почвенном профиле определяют направленность почвообразовательных процессов и позволяют связывать основные изменения в валовом составе почв с различной интенсивностью выветривания в разных горизонтах и различными элементарными почвенными процессами, влияющими на формирование почвенного профиля. При рассмотрении валового состава этих почв особый интерес представляет содержание и распределение в профиле оксидов кремния, железа и алюминия. Разрез 1 (гранит рапакиви) В исследуемом разрезе происходит иллювиирование кремнезема (рис.10а). Максимум содержания SiO2 наблюдается в горизонтах BCи С, значения содержания одинаковы: 72,04. При этом содержание кремнезема резко увеличивается в горизонте BH1, по сравнению с горизонтом T: с 46,02 до 64,93 %. Данные рисунков 10, 11, а, кривые распределения Fe2O3 и Al2O3 свидетельствуют об обогащении оксидом железа и алюминия всех минеральных горизонтов по сравнению с почвообразующей породой. При этом, отмечается резкое понижение содержания Fe2O3 в горизонте BC. Распределения оксида калия имеет элювиально-иллювиальный характер, что свидетельствует об интенсивных процессах выветривания калиевых слюд, в верхней части профиля, и, следовательно, высвобождении K2O и выносу его в нижнюю часть профиля. В разрезе 1 наблюдается накопление фосфора, магния, марганца и титана в верхних горизонтах относительно нижележащих , обусловленное биогенной аккумуляцией этих элементов(рис. 10-11б) Разрез 2 (микроклиновый гранит) В исследованной почве происходит обеднение почвы кремнеземом по сравнению с почвообразующей породой (рис.12а). На фоне выноса в горизонтах BH1 и BHF происходит относительное накопление в BH2 и Cg горизонтах. (рис.13а). Кривые распределения Fe2O3 и Al2O3 свидетельствуют об обогащении оксидами железа всех минеральных горизонтов по сравнению с породой и об иллювиальноэлювиальном его перераспределении. Накопление алюминия характерно для всех

почвенных горизонтов разреза 2, при этом максимум содержания Al2O3 находится в нижнем горизонте Сg. В условиях свободного дренажа интенсивность выветривания минералов в почвах на микроклиновых гранитах не может обеспечить обогащения верхней части профиля Al2O3 по сравнению с породой. Это обогащение происходит лишь на некоторой глубине. В верхних горизонтах наблюдается незначительная аккумуляция фосфора, магния, марганца и титана, так же накопление этих элементов может быть основано на слабых процессах разрушения минеральной толщи. При этом несколько выделяется кривая содержания MgO: в горизонте BHF резко увеличивается его содержание. В целом распределение калий накапливается в нижних горизонтах, однако в горизонте BH2 его количество уменьшается, а в последующих горизонтах снова начинает расти. Это может быть обусловлено с более интенсивными процессами разрушения биотита и калиевых полевых шпатов в верхних горизонтах, высвобождением K2O и выносом его за пределы почвенного профиля (рис.13б) Выводы: Сходства 1) Оба разреза содержат относительно одинаковые значения TiO2, P2O5, MnO 2) Нижние горизонты обоих разрезов насыщенныSiO2,K2O относительно вышележащих горизонтов. Различия 1) Разрез 1 (гранит рапакиви) в большей степени ожелезнен, так же в нем больше количество SiO2 иK2O. 2) Разрез 2 (микроклиновый гранит) содержит больше MgO, CaO и Al2O3 по сравнению с разрезом 1. 3) Содержание оксида магния в разрезе 1 постепенно уменьшается вниз по профилю, в то время как в разрезе 2 распределение MgO носит иной характер: в горизонте BH2 его содержание уменьшается, затем в горизонте BHFснова повышается, и затем снова падает. связано с особенностями минералогического состава. 4) разрезом Нижние горизонты разреза 1 содержат больше SiO2, по сравнению с

Рис. 8а

Рис. 8б

Рис. 9а

Рис. 9б

Рис. 12. Валовой состав разреза 2 (микроклиновый гранит) а-содержание Fe2O3,Al2O3, SiO2, K2O б-содержание MgO, K2O, TiO2, P2O5, CaO, MnO

Рис. 10а Продолжение рисунка 10б

Валовой состав разреза 1 (гранит рапакиви) а - содержание Fe2O3,Al2O3, SiO2 б – содержание MgO, K2O, TiO2, P2O5, CaO, MnO

2.23 2.2 3.29 2.45 15.08 15.27 16.25 16.45 59.55 64.34 62.07 67.21 Fe2O3 BH1 Al2O3 BH2 BHF а 0.61 13.96 71.35 SiO2 Cg порода

б Рис. 11. Валовой состав разреза 2 (микроклиновый гранит) а - содержание Fe2O3, Al2O3, SiO2 б – содержание MgO, K2O, TiO2, P2O5, CaO, MnO

4.5.Рентегнофазовый анализ крупной фракции Анализ мелкозема проводился в порошковых образцах, в 2-кратной повтороности. Основной задачей фазового рентгеновского анализа являлась идентификация входящих в исследуемый образец основных породообразующих минералов. Для дополнительной диагностики минералов использовалась база порошковых дифракционных данных(PDF) (http://www.icdd.com/). Номера карточек использованных в настоящей работе: кварц00-046-1045, полевой шпат – 20 – 528, альбит – 9 - 456, хлорит – 12 – 242. Все рентгенограммы имеют однотипный облик. Резко выделяется пик По результатам расшифровки рентгенограммы однозначно удается идентифицировать кварц, плагиоклаз и минерал группы хлорита (см. рис. 1, приложения 1,2.). В ходе исследования было вяснено, что пики хлорита не относятся к минералам данной группы, так как микрозондовый химический анализ минералов группы хлорита не выявил, в то время как рентгенофазовый анализ показал, что образцы насыщенны хлоритами. Из чего было заключено что данные пики относятся не к хлоритам, а к группе смешаннослойных минералов, имеющих схожие параметры элементарной ячейки : диаметр (d) и интенсивность рентгеновского излучения. Анализ дифрактограмм смешаннослойных минералов проводился на основе того, что в данных почвах среди смешаннослойных минералов доминируют минералы биотит – вермикулитовой группы. Так как результаты химического анализа показали высокую степень сходства между изменением химических составов обоих групп минералов – биотита и смешаннослойных минералов, было заключено, что смешаннослойные минералы представляют собой смешение биотитовых пакетов и, предположительно, вермикулитовых. Диагно стиче скими пиками смешанно слойных минералов биотитвермикулитовой группы однозначно являются пики с диаметрами (d) 8,44, 7,09, 2,85, 2,61Å

Рис. 12. Рентгенограмма образцов почвообразующих пород а – разрез 2(микроклиновый гранит) б – разрез 1(гранит рапакиви) Chl – хлорит; Qtz – кварц; Pl – плагиоклаз* 4.6. Минералогический состав почвообразующих пород и почв Минералогический состав почв обусловлен особенностями минералогического состава почвообразующей породы и многообразием процессов почвообразования Характеристика минералов основана на данных, полученных автором в результате исследования структурных характеристик минералов методом рентгенофазового анализа, а также морфологии и химического состава минералов методом оптической и электронной микроскопии. 4.6.1. Сравнение морфологического облика минералов почвообразующих пород. Материнские породы подбура иллювиально-гумусового песчаного на элювии, подстилаемого плитой гранита рапакиви (разрез 1) и подбура глееватого иллювиальногумусового песчаного на элювии, подстилаемого плитой микроклинового гранита (разрез 2) представлены гранитом рапакиви и микроклиновым гранитом. В составе этих гранитов преобладают кварц, полевой шпат (ПШ), биотит и амфибол, в очень малых количествах встречается хлорит (сотые доли процентов) и рудные минералы.

Так как количество хлорита и рудных минералов очень незначительно по сравнению с преобладающими минералами, их характеристики не представляются в данной работе. Характеристика минералогического состава почвообразующей породы разреза №1. Почвообразующая порода представлена элювием, который расположен на плите гранита рапакиви. Гранит рапакиви имеет порфировидную структуру, для которой характерно наличие крупных кристаллов, погруженных в полнокристаллическую массу, (в данном случае это обилие округлых вкраплений розового ортоклаза величиной 1-3 см, окруженных основной массой зерен микроклина, плагиоклаза, кварца, биотита и амфиболов Минеральный состав щебня элювия гранита рапакиви кварц 48 об.%; полевой шпат 45 об.%; биотит -5 об.%; амфиболы -2 об*.%; (ссылка на график и фото). Кварц слагает основную массу породы и представлен в форме угловатых и округлых зерен. Средний размер зерен 4,5мм. Имеет низкие серые цвета интерференции и волнистое погасание. Заметны слабые следы выветривания минерала: трещиноватость, коррозия. Полевой шпат представлен в форме крупных угловатых вытянутых зерен со спаянностью и без нее. Характеризуется низкими темно-серыми тонами интерференции. Средний размер зерен 7мм. Заметны слабые следы выветривания минерала: пелитизация, трещиноватость, коррозия. Слюды характеризуются слабо оформленными округлыми зернами, пластинчатыми выделениями и вытянутыми таблитчатыми кристаллами. Средний размер выделений составляет 1мм. Амфибол представлен светло- и темно-зелеными слабо вытянутыми и округлыми зернами. Средний размер зерен 0,5мм. Характеристика почвообразующей породы разреза №2. Почвообразующая порода представлена элювием микроклинового гранита с признаками гнейсовидности, подстилаемого плитой этого же типа гранита. Микроклиновый гранит имеет равномерно-мелкозернистую структуру, для которой характерно относительно одинаковое соотношение размеров зерен основных почвообразующих минералов. В данном случае основными минералами являются округлые вкрапления ортоклаза и микроклина, кварца, биотита и амфиболов.

Минеральный состав: кварц об. 38%; полевой шпат об. 50 %; биотит об. 10%; амфиболы об. 0% (ссылка на график и фото). Кварц представлен в форме угловатых и округлых зерен. Средний размер зерен 2 мм. Имеет низкие серые цвета интерференции и волнистое погасание. Заметны слабые следы выветривания минерала: трещиноватость, коррозия. Полевой шпат представлен в форме угловатых вытянутых зерен со спайностью и без нее. Характеризуется серыми и светло-серыми тонами интерференции. Средний размер зерен 1,5 мм. Заметны следы выветривания минерала: пелитизация, трещиноватость, коррозия. Биотит характеризуется призматически-чешуйчатыми выделениями. Средний размер минерала составляет 0,5 мм. Амфибол представлен зернами с заметной спаянностью чешуйчатой и листоватой формы. Средний размер зерен 0,2 мм (фото с микроскопа). Таблица 8 Соотношение размеров минералов и содержание минералов в щебне гранита рапакиви и микроклинового гранита. Назван ие минерала Преобладающий размер, Процентное содержание, мм Гранит % Гранит Кварц Полево рапакиви 4,5 7,0 Биотит Амфиб 1,0 0,5 Микрокли новый гранит 3,0 3,5 рапакиви 48 45 Микрокл иновый гранит 38 50 й шпат 0.7 0 5 2 10 0 ол Выводы Сходства: 1) Минералогический состав почвообразующих пород сходен: основными минералами являются кварц, полевой шпат, биотит и амфибол. 2) Количественно преобладают полевые шпаты и кварц

3) Кварц и полевой шпат начинают подвергаться начальным процессам выветривания. Это проявляется в трещиноватости, коррозии зерен минералов и пелитизации зерен. Степень выветривания примерно одинакова в обеих почвообразующих породах. Различия: 1) В микроклиновых гранитах с признаками гнейсовидности размер зерен минералов меньше, по сравнению с зернами минералов гранитов-рапакиви. 2) В микроклиновых гранитах с признаками гнейсовидности количество полевых шпатов больше чем кварца. Что прямо противоположно соотношению количеств этих же минералов в гранитах рапакиви, где кварц преобладает. 3) В микроклиновых гранитах с признаками гнейсовидности выше содержание слюд.

Рис. 13. Преобладающий размер зерен минералов. Рис. 14. Содержание минералов, масс % а* * Рис. 15. Снимки шлифов почвообразующей породы; а - Разрез 1 (гранит рапакиви); б - Разрез 2 (микроклиновый гранит) *фотографии сделаны на поляризационном микроскопе

а* б* в* г* д** Разрез 1 (гранит рапакиви) е** Разрез 2 (микроклиновый гранит) а – кварц, в полевой шпат , д- биотит б – кварц, г – полевой шпат, биотит Рис. 16 д -

Разрез 2 (микроклиновый гранит) амфибол Рис. 17**. Морфология породообразующих минералов ** здесь и далее: фотографии были сделаны на растровом электронном микроскопе с микроанализатором

4.6.2. Морфология кварца. Признаки выветривания: в разрезе 1 (гранит рапакиви), также как и в разрезе 2 (микроклиновый гранит) наблюдаем увеличение коррозии, трещиноватости, потемнение поверхности, изменение формы зерен, увеличение толщины мелкоземистых пленок вокруг зерен минералов, уменьшение размеров минералов вверх по профилю, повышение степени раздробленности минерала. Цвет: Цвет зерен кварца в обоих разрезах сходен: серый, бледно-желтый (николи скрещены - х) и бесцветный (николи параллельны – II). Форма выделения: кристаллы во всех горизонтах чаще неправильной формы, более округлой формы (изоморфные) они становятся вверх по профилю. Размер: в разрезе 1 преобладают зерна большего размера, по сравнению с разрезом 2. Средний размер зерен кварца в разрезе 1 составляет 0,68 см, в разрезе 2 - 0,55 см. Степень трансформированности: в горизонтах разреза 2 интенсивней развита трещиноватость зерен минерала, по сравнению с разрезом 1. В трещинах накапливается мелкозернистый материал – мелкие обломки минералов, смеси глинистого материала с преобладанием рутила, гетита и ильменита. Заполненность трещин уменьшается вниз по профилю в обоих разрезах. Большая часть зерен покрыта органо-глинистым чехлом в обоих разрезах – это видно в небольшом помутнении цвета зерен кварца. Пленки вокруг зерен в обоих разрезах имеют наибольшую толщину в BH1 и BH2 горизонтах. Однако в разрезе 2 количество пленок вокруг минеральных зерен и их толщина намного выше, по сравнению с разрезом 1. В результате исследования морфологии кварца в обоих разрезах, были выявлены следующие закономерности: Сходства: 1) В основном все зерна кварца покрыты трещинами, степень трещиноватости убывает вниз по профилю (рис.5). 2) Форма минералов в основном одинаковая: неправильной формы, округлые зерна. Различия: 1) Размер обломков кварца в разрезе 1 больше, чем в разрезе 2 (рис. 6).

2) Зерна кварца, покрытые более толстой пленкой (разрез 2) меньше подвержены выветриванию, так как более развитые толстые пленки защищают зерна кварца от более глубокого внутреннего изменения. Поэтому трещиноватость зерен кварца развита сильнее в разрезе 1 (рис.5 в, г).

а* б* г* в* д* е*

ж* з* и* Рис.18, продолжение. Морфологический облик кварца Разрез 1 б -горизонт T, г – горизонт BH1, е – горизонт BH2, з – горизонт BC, и – мл.п. Разрез 2: а -горизонт BH1, в - горизонт BH2, д- горизонт BHF, ж- горизонт Cg,

Рис. 19. Размер зерен кварца в разрезах 1 и 2 а- разрез 1 (гранит рапакиви); б –разрез 2 (микроклиновый гранит) 4.6.3. Морфология полевого шпата Признаки выветривания корродирование, пелитизация - начальная стадия изменения полевых шпатов. По Левинсон-Лессингу, помутнение полевых шпатов вследствие развития в них пелитового вещества, в частности каолинита, под влиянием эпимагматических процессов и выветривания.[38] Помутневшие полевые шпаты называют пелитизированными, серицитизация – замещение полевых шпатов агрегатом серицита с кварцем, образование трещин, уменьшение размера зерен вверх по профилю [11]. Цвет: Цвет всех зерен в основном серый (х*) и бесцветный (II**). Форма выделения: Слабо оформленные зерна минералов преобладают над оформленными кристаллами Размер: средний размер зерен полевых шпатов в разрезе 1 составляет 0,68 см, в разрезе 2 - 0,48 см. Степень трансформированности: Вниз по профилю увеличивается количество оформленных, вытянутых минералов. Вверх по профилю становится более заметна трещиноватость вдоль плоскостей спайности полевых шпатов. В верхних горизонтах обоих профилей наблюдается очень сильная корродированность, пелитизированность. В средних частях профиля наблюдается также наличие пленочного мелкозернистого материала на минеральных зернах, в котором преобладает гетит, ильменит и рутил, а также скопление смешаннослойных минералов по трещинам. Более частые и более толстые пленки вокруг минералов характерны для разреза 2 (микроклиновый гранит). В верхнем горизонте BH1 в разрезе 2 наблюдаются более крупные зерна, наиболее устойчивые к выветриванию в данных условиях. В результате исследования морфологии полевого шпата в разрезах 1 и 2 было выявлено *съемка шлифов при скрещенных николях на поляризационном микроскопе; ** съемка шлифов при скрещенных николях на поляризационном микроскопе Сходства :

1. Размер обломков полевого шпата в разрезе 1 коррелирует с размером зерен в разрезе 2: размер зерен вверх по профилю уменьшается, что говорит об увеличении интенсивности выветривания минералов. 2. В разрезе 2 количество пленок вокруг минеральных зерен и их толщина намного выше, по сравнению с разрезом 1, это может быть обусловлено меньшим размером зерен, и, следовательно, более сильной подверженностью процессам выветривания. 3. Трещиноватость зерен и развита в равной степени как на зернах полевого шпата в разрезе 1, так и на зернах полевого шпата в разрезе 2. Различия: 1. Измененность полевого шпата, так же как и кварца, в верхних горизонтах диагностируемая по цвету зерна минерала, сильнее выражена в разрезе 1 (рис. 8). Это связано с наличием более толстых органо-минеральных пленок в разрезе 2, которые защищают минералы от разрушения, в разрезе 1 пленки вокруг зерен тоньше или совсем отсутствуют. а* б*

в* г* д* е* ж* з*

и* Рис. 20. Морфологический облик полевых шпатов. Разрез : а -горизонт T, в – горизонт BH1, д – горизонт BH2, ж – горизонт BC, и – мл.п. Разрез 2: б-горизонт BH1, г - горизонт BH2, е- горизонт BHF, з- горизонт Cg,

Рис. 21. Размер зерен полевого шпата. а- разрез 1 (гранит рапакиви); б –разрез 2 (микроклиновый гранит) Рис. 22**. Разрез 1. Трансформированный полевой шпат, горизонт T (гранит рапакиви).

4.6.4. Морфология минералов группы биотита Диагностика минералов группы биотита с помощью оптического микроскопа в данном случае не представляется возможной в связи с сильной степенью его трансформации и невозможностью четкой диагностики вида минерала. Поэтому в данном разделе будут приведены данные, полученные со снимков электронного растрового микроскопа. Признаки выветривания: уменьшение оформленности кристаллов вверх по профилю, уменьшение размеров кристаллов, распад на отдельные слои, развитие вторичных минералов – смешаннослойных минералов и кварца. Цвет: светло-серый в электронном растровом микроскопе. Форма выделения: листовато-пластинчатые, чешуйчатые агрегаты. Размер: средний размер кристаллов биотитов в разрезе 1 составляет 0,2 мм, в разрезе 2 - 0,1 мм. Степень трансформированности: Вниз по профилю изменяется размер, облик и количество минерала. Относительное содержание биотитов вниз по профилю возрастает. При этом в нижних частях начинают встречаться более крупные и оформленные кристаллы. В верхних частях профиля биотиты начинают подвергаться трансформации – по ним начинают развиваться слоистые минералы а также вторичный кварц. В результате исследования морфологии биотитов в разрезах 1 и 2 было выявлено: Сходства: 1. Размер кристаллов в обоих разрезах вверх по профилю уменьшается. 2. Биотиты обоих разрезов подвергаются трансформации: - развитие вторичных минералов кварца и смешаннослойных минералов. Различия: 1. Интенсивность выветривания биотитов выше в разрезе 2 (рис. 9 а,б). 2. Размер кристаллов биотита меньше в разрезе 2 по всему профилю.

** ** ** ** ** **

** ** ** Рис. 9. Морфологический облик биотитов. Разрез 1 а -горизонт T, в – горизонт BH1, д – горизонт BH2, ж – горизонт BC, и – мл.п. Разрез 2 б-горизонт BH1, г - горизонт BH2, е- горизонт BHF, з- горизонт Cg, 4.6.5.. Морфология роговой обманки Признаки выветривания: уменьшение оформленности кристаллов вверх по профилю, уменьшение размеров кристаллов, распад на отдельные слои, развитие вторичных минералов – смешаннослойных минералов и кварца. Цвет: светло-серый в электронном растровом микроскопе и от светло- зеленого до темно-зеленого в поляризационном микроскопе (X: II)

Форма выделения: образует столбчатые, длиннопризматические кристаллы; Размер: средний размер кристаллов роговой обманки в разрезе 1 составляет 0,5 мм, в разрезе 2 - 0,4мм. Степень трансформированности: Вниз по профилю изменяется размер, облик и количество минерала. Относительное содержание амфиболов вниз по профилю возрастает. При этом в нижних частях начинают встречаться более крупные и оформленные кристаллы. В верхних частях горизонтов начинает подвергаться трансформации – по нему начинает развиваться слоистые минералы. В результате исследования морфологии роговых обманок в разрезах 1 и 2 было выявлено Сходства: 3. Размер кристаллов в обоих разрезах вверх по профилю уменьшается. 4. Одинаково подвергаются трансформации: - развитие смешаннослойных минералов Различия: ** 3. Интенсивность выветривания роговой обманки выше в разрезе 2 (рис. 9 а,б) 4. Размер кристаллов роговой обманки меньше в разрезе 2. **

в* д* ж* ** * з**

и* Рис. 15. Морфологический облик роговой обманки Разрез 1 а -горизонт T, в – горизонт BH1, д – горизонт BH2, ж – горизонт BC, и – мл.п. Разрез 2 б -горизонт BH1, г - горизонт BH2, е- горизонт BHF, з- горизонт Cg, 4.6.6. Морфология смешаннослойных минералов Диагностика с помощью оптического микроскопа смешаннослойных минералов в данном случае не представляется возможной в связи с сильной степенью его трансформации и невозможностью четкой диагностики вида минерала. Поэтому в данном разделе будут приведены данные, полученные со снимков электронного растрового микроскопа. Признаки выветривания: уменьшение оформленности кристаллов вверх по профилю, уменьшение размеров кристаллов, распад на отдельные слои. Цвет: светло-серый в электронном растровом микроскопе, имеет более высокие цвета по сравнению с биотитом. Форма выделения: листовато-пластинчатые, чешуйчатые агрегаты, очень схож с биотитом. Размер: средний размер кристаллов смешаннослойных минералов в разрезе 1 составляет 0,2 мм, в разрезе 2 - 0,4мм. Смешаннослойные минералы являются продуктом трансформации амфиболов, слюд и полевых шпатов. (рис.10) Развивается по трещинам спаянности по краям зерен минералов. Наиболее крупные и оформленные кристаллы наблюдаются в серединных

горизонтах. Вниз по профилю изменяется размер, облик и количество минерала: вверх по профилю его содержание увеличивается. В результате исследования морфологии смешаннослойных минералов в разрезах 1 и 2 было выявлено Сходства: 1. Размер кристаллов в обоих разрезах вверх по профилю уменьшается. 2. Развиваются прежде всего при выветривании слюд, амфиболов и полевых шпатов. Различия: 1. Наиболее окристаллизованные минералы встречаются в серединных частях профилей. 3. Средний размер кристаллов больше в разрезе 2, это может быть вызвано более интенсивными процессами выветривания. ** **

** ** ** г** е** з**

Рис. 10. Морфологический облик смешаннослойных минералов. Разрез 1 а -горизонт T, в – горизонт BH1, д – горизонт BH2, ж – горизонт BC, и – мл.п. Разрез 2 б -горизонт BH1, г - горизонт BH2, е- горизонт BHF, з- горизонт Cg, Рис.11. Трансформация роговой обманки с образованием смешаннослойных минералов. Горизонт Cg *здесь и далее сокращение Amf будет использоваться в качестве обозначения минерала роговой обманки.

Рис.12 Трансформация биотита в смешаннослойные минералы по трещинам плоскостей спаянности. Горизонт BH1 разреза 1 Рис.13. Трансформация биотита в смешаннослойные минералы Горизонт Cg разреза 2

Рис.14. Трансформация полевого шпата по трещине в смешаннослойные минералы Горизонт BH1 разреза 2 4.7. Изменения химического состава минералов почвообразующих пород и почв 4.7.1. Изменения химического состава полевых шпатов Каждому минералу присуща идеальная формула, однако каждый минеральный индивид специфичен по химическому составу, то есть отклоняется в той или иной степени от идеальной формулы в своем химическом составе, но в целом ей соответствует. На основании данных о химическом валовом составе минерала и идеальной формулы можно рассчитать соотношение в минералах тех или иных элементов в единицах, называемых формульными единицами или кристаллохимическими коэффициентами (формульные коэффициенты). По своему химическому составу полевые шпаты представляют алюмосиликаты Na, К и Са — Na[AlSi308], K[AlSi308), Ca[Al2Si208], изредка Ва — Ba[Al2Si208]. Иногда в ничтожных количествах присутствуют Ц Rb, Cs в виде изоморфной примеси к щелочам и Sr, заменяющий Са. [39] Состав большинства полевых шпатов определяется соотношением компонентов тройной системы NaAlSi3O8-KAlSi3O8--CaAl2Si2O8, конечные члены которой

соответственно — альбит (Ab), ортоклаз (Or), анортит (An). Выделяют две серии минералов: 1) щелочные-изоморфные смеси KAlSi3O8 и NaAlSi3O8 (кали-натриевые полевые шпаты); 2) плагиоклазы-изоморфные смеси NaAlSi3O8 и CaAl2Si2O8. [39] В исследуемых почвах преобладают кали-натриевые полевые шпаты. Их средний химический состав K2O – 16,9 %, Al2O3 – 18, 4%, SiO2 – 64,7%, часто присутствует Na2O в количестве нескольких процентов. [40] Химический состав полевых шпатов разреза 1 (гранит рапакиви) Химический состав полевых шпатов неизменен, они не способны к изоморфным замещениям внутри кристаллической решетки в условиях почвенного выветривания. Анализ химического состава полевых шпатов показал, что: 1) В составе полевых шпатов разреза 2 преобладают кали-натровые полевые 2) Количества кальция в полевых шпатах разреза 1 больше по сравнению с шпаты содержанием кальция в полевых шпатах в разрезе 1. Таким образом, доля плагиоклазов среди полевых шпатов больше в разрезе 2.

0.31 0.81 0.51 0.08 0.28 0.97 1.09 0.420.92 1.020.53 0.88 0.35 0.08 0.44 0.07 0.040.11 0.07 1.031.13 1.03 1.091.01 0.27 0.85 0.57 0.06 0.14 1.10 1.15 б Рис.17. Среднее содержание химических элементов в полевых шпатах почвенного профиля , ф.к. (формульные коэффициенты) 2.97 2.43 3.022.88 3.01 2.893.00 2.97 2.87 T K BH1 BCSi SiCg мл.п BH1 NaNaBH2 СаBHF K BH2 Al Al а – разрез 1 (гранит рапакиви) б – разрез 2 (микроклиновый гранит)

а б Рис. 18 Среднее содержание химических элементов (Si, Al, Na, K) в роговой обманке по горизонтам, ф.к.(формульные коэффициенты) а –разрез 1 (гранит рапакиви) б – разрез 2 (микроклиновый гранит)

K(ALSi3O 8) T BH1 BH1 K(AlSi3 O8) BC BH1 BH2 BHF Cg Мл.п. а Рис. Химический состав полевых шпатов а-разрез 1 (гранит рапакиви) б-разрез 2 (микроклиновый гранит) Na(ALSi3O б 8) Na(AlSi3Ca(Al2Si2 O8) O8) Ca(Al2Si2 O8)

4.7.2. Изменения химического состава роговой обманки Роговая обманка Каждому минералу приписывается своя идеальная структурно-химическая формула. [41] Состав роговых обманок с учетом возможных колебаний в содержании основных компонентов и изоморфных замещений выражается формулой Ca2Na(Mg, Fe2+)4(Al, Fe3+) [(Si,Al)4O11]2[OH]2 [42] Результаты анализа химического состава были получены путем расчета кристаллохимических коэффициентов в формульных единицах (формульные коэффициенты – ф.к.*)– количествах вещества, отвечающих одной формуле минерала [41]. Состав роговой обманки не постоянен и очень сложен. В ней в широких пределах изменяются соотношения кальция и натрия, магния и двухвалентного железа, трехвалентного железа и алюминия, алюминия и кремния. Помимо этого в роговой обманке могут присутствовать в различных количествах и комбинациях калий, литий, барий, стронций, титан, марганец, никель, хром и другие редкие элементы. Амфиболы легко поддаются выветриванию в результате ионного обмена по плоскостям спайнности и разрушения кристаллической решетки [43] Среди элементов, способных к изоморфизму в кристаллической решетке минерала выделяют Ca, Fe2+, Fe3+, Mn, Mg, Na, Ti, Al и K, их соотношение в минералах изменяется по горизонтам. *-здесь и далее обозначение ф.к. будет использоваться в качестве сокращения полного словосочетания «формульные коэффициенты». Изменения химического состава роговой обманки в разрезе 1 (гранит-рапакиви)

Анализ химического состава роговой обманки в пределах всего почвенного профиля показал, что (рис.1а, б) Горизонт T В роговых обманках в горизонте T относительно нижележащего горизонта BH1 происходит накопление K, Na, Fe, Ti, Mn, Ca При этом минерал обедняется ионами Al, Si и Mg. Горизонт BH1 Минерал характеризуется пониженным содержанием Na, K, Fe, Ti, Mn, Ca по сравнению с вышележащим горизонтом. В то же время, в нем происходит относительное накопление ионов Al, Si и Mg. Горизонт BH2 Наблюдается значительное повышение содержания практически всех химических элементов по сравнению с вышележащим горизонтом, а именно K, Na, Fe, Ti, Mn, Ca, Al, Si, исключение составляет ион Mg, он, по сравнению с другими элементами в данном горизонте характеризуется пониженным содержанием. Горизонт BC В роговой обманке горизонта BC, по сравнению с вышележащим горизонтом происходит накопление Al, Mn, Mg и Ca. При этом минерал обедняется ионами K, Na, Fe, Si, Ti и в меньшей степени Ca. Пл.п. В роговой обманке в гранитной пленке относительно вышележащего горизонта происходит накопление K, Na и Ti. В то же время минерал обедняется ионами Al, Fe, Si, Mn,Mg и Ca. Таким образом, проанализировав химический состав роговой обманки в пределах всего почвенного профиля можно выявить следующие закономерности (рис.3 а) 1. В минерале преобладают ионы Si, Fe, A l , Ca. В меньшей степени в них содержатся Na, Mg, Mn, K, Ti. 2. В горизонте BH2 в роговой обманке наблюдается повышенное содержание практически всех элементов, кроме Mn, Mg 3. В горизонте BCвыделяются роговые обманки c накоплением Mg, Al, и в меньшей степени Mn. Таблица

Максимумы и минимумы накопления химических элементов в роговой обманке в разрезе 1 (гранит рапакиви) Химический элемент Максимум Минимум содержанияв горизонте содержания в горизонте BH2 Si T Fe T BH1 Mg BC T Ca BH2 M Na BH2 BC Al BC T BC, T Mn BH1 K BH2 BH1 Ti BH2 BH1 Наиболее богатые по химическому составу роговые обманки в разрезе 1 наблюдаются в горизонте BH2 и BC, наиболее бедные по химическому составу – в горизонтах T и BH1 Изменения химического состава роговой обманки в разрезе 2 (микроклиновый гранит) Анализ химического состава роговой обманки вниз по профилю показал, что (рис.2 а,б) Горизонт BH1 В роговых обманках в горизонте BH1 относительно нижележащего горизонта BH2 происходит накопление Al, Fe, Ti, Ca, Mg При этом в этом горизонте минерал обедняется ионами , Si, Na, Fe, Mn, K. Горизонт BH2

Минерал характеризуется пониженным содержанием Mg, Ti, Ca по сравнению с вышележащим горизонтом. В то же время, в нем происходит относительное накопление ионов Fe, Si и Mn, Na, K. Неизменным по сравнению с вышележащим горизонтом остается содержание Al Горизонт BHF Наблюдается повышение содержания Na, Fe, Ti, Ca, Al, Si. При этом минерал обедняется ионами , Mg, Mn, Al. Неизменным остается содержание K. Горизонт Cg В роговой обманке горизонта Cg, по сравнению с вышележащим горизонтом происходит накопление K, Na, Fe, Al, Ti, Ca, Al При этом минерал обедняется ионами Mg и Mn Таким образом, проанализировав химический состав роговой обманки в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности (рис. 3б) 1. В химическом составе роговой обманки преобладают Si, Fe, Al, Mg. В меньшей степени содержатся Ca, Na, Mn, K, Ti. 2. В почвенном профиле четко прослеживается дифференциация всех химических элементов. Можно выделить две группы элементов : 1) с постепенным повышением содержания химического элемента вниз по профилю и с максимумом накопления в BHF горизонте, затем спадом в нижележащем горизонте: K, Ti, Na, Ca, Fe, Si; 2) с постепенным понижением содержания химического элемента и минимумом содержания в BHF в горизонте: Al, Mg, Mn Таблица Максимумы и минимумы накопления химических элементов в роговой обманке в горизонте 2 (микроклиновый гранит) Химический элемент Si Fe Mg Ca Na Al Mn K Максимум Минимум содержанияв горизонте BHF BHF BH1 BHF BHF BH1 BH2 BH1 содержания в горизонте BH1 BH1 Cg BH1 BH1 Cg BHF Cg

Ti BHF BH1 Наиболее богатые по химическому составу роговые обманки в разрезе 2 наблюдаются в горизонте BHF, наиболее обедненные по химическому составу – в горизонтах BH1 Соотношение железа в роговых обманках в разрезе 1 (гранит-рапакиви) и разрезе 2 (микроклиновый гранит) Разрез 1 (гранит рапакиви) В целом роговые обманки из этого разреза больше обогащены Fe2+(рис. 6) Содержание Fe2+ и Feобщ сохраняет одинаковую тенденцию изменения вниз по профилю ( рис.5 а) : В горизонте T содержание Fe2+ и Feо б щ в роговых обманках выше, по сравнению с нижележащим горизонтом. Средние значения около 4 ф.к. В горизонте BH1 наблюдается обеднение железом, по сравнению с вышележащим горизонтом, средние значения Fe2+ и Feобщ 2,70 и 3,19 соответственно. В горизонте BH2 количество Fe2+ и Feобщ увеличивается до 3,93 и 4,12 ф.к. В горизонте BC в роговых обманках опять прослеживается тенденция к уменьшению содержания Fe2+ и Feобщ. до значений 3,25 и 3,81 ф.к., в отличие от горизонта М, где в роговых обманках опять

происходит накопление содержания Fe2+ и Feобщ. Здесь количества Fe2+ и Feоб щ равны и составляют 4,52 ф.к. Количество Fe3+ имеет иную тенденцию к изменению вниз по почвенному профилю: Начиная с верхнего горизонта T его количество в роговых обманках падает с 0,67 до значений 0,19 ф.к. в горизонте BH1, в то время как в горизонте BC его количество резко повышается до 0,55. В нижнем горизонте М Fe3+ не было обнаружено. Таким образом, проанализировав содержание железа в роговой обманке в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности: А) В роговой обманке содержится больше Fe2+, чем Fe3+. Поэтому содержание Feобщ коррелирует с содержанием Fe2+ Б) Содержание Fe2+вниз по профилю имеет четкую дифференциацию: в горизонтах BH2 и M происходит накопление Fe2+, в то время как в горизонтах BH1 и BC происходит обеднение роговых обманок данным элементом. В) СодержаниеFe3+вниз по профилю уменьшается до нулевого значения в горизонте М Г) Максимум содержания Fe2+наблюдается в нижнем горизонте M, и составляет 4.52 ф.к. Разрез 2 (микроклиновый гранит) В целом роговые обманки из этого разреза больше обогащены Fe2 + , чем Fe3 + как и роговые обманки разреза 1(рис. 6). Однако в верхнем горизонте наблюдается обратное соотношение: количество Fe3 + превышает количествоFe2 + , но не намного – их значения составляют соответственно 0,95 и 0,58 ф.к. Содержание Fe2+ и Feобщ сохраняет одинаковую тенденцию изменения вниз по профилю – их содержание постепенно увеличивается (рис.5, б). В горизонте BH1содержание Fe2+ и Feо б щ в роговых обманках ниже, по сравнению с нижележащим горизонтом. Средние значения около 0,58 и 1,53 ф.к. В горизонте BH2 наблюдается накопление железа, по сравнению с вышележащим горизонтом, средние значения Fe2+ и Feобщ 1,82 и 2,68 ф.к. соответственно. В горизонте BHF количество Fe2+увеличивается до 1,86 и уменьшается до 2,62 ф.к.у Feобщ.

В горизонте Cg в роговых обманках опять прослеживается тенденция к увеличению содержания Fe2+ и Feобщ. до значений 2,44 и 2,83 ф.к., Количество Fe3 + имеет иную тенденцию к изменению вниз по почвенному профилю. Начиная с верхнего горизонта его количество в роговых обманках постепенно падает с 0,95 до значений 0,38 ф.к. в горизонте Cg. Таким образом, проанализировав содержание железа роговой обманки в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности: А) В роговой обманке содержится больше Fe2+, чем Fe3+. Поэтому содержание Feобщ. Корелирует с содержанием Fe2+ Б) Содержание Fe2+вниз по профилю постепенно увеличивается. В) СодержаниеFe3+вниз по профилю уменьшается со значения 0,95 ф.к. в верхнем горизонте BH1 до значения 0,39 в нижнем горизонте Cg. Г) Максимум содержания Fe2+в роговой обманке наблюдается в нижнем горизонте Cg и составляет 2,44 ф.к. Выводы: 1. Общее : А) В роговых обманках разрезов 1 и 2 преобладают Si, Fe, Mg, Al, Ca, Na. Б) Роговые обманки нижних горизонтов обоих разрезов относительно обеднены Mn, Si, Fe, Ca, Mg, Na, Al по сравнению с вышележащим горизонтом. В) Роговые обманки срединных частей профилей характеризуются наиболее богатым химическим составом. Г) Роговые обманки верхних горизонтов насыщенны Mg. Д) Роговые обманки обоих разрезов содержат больше Fe2+ , чем Fe3+. E) Роговые обманки обоих разрезов содержат максимальные количества Fe2 + в нижних горизонтах и минимальные значения Fe2+в верхних горизонтах При этом максимальное содержание Fe3 + в роговых обманках в верхних горизонтах и минимально в нижних. 2. Различия:

А) В роговых обманках разреза 1 (гранит-рапакиви) больше Fe, K, Na, Mn и Al, по сравнению с роговыми обманками разреза 2 (микроклиновый гранит). Б) Роговые обманки разреза 2 содержат больше Mg, Ca, Ti и Si по сравнению с разрезом 1. Б) Роговые обманки верхних горизонтов достаточно различны по химическому составу: в разрезе 1 роговые обманки относительно насыщенны элементами Ca, Fe, K, Ti, Mn. Роговые обманки разреза 2 насыщенны Mg, Al и Mn. В ) Наиболее богатые по химическому составу роговые обманки наблюдаются в серединных горизонтах : в разрезе 1 в горизонте BH2 и BC, в разрезе 2 в горизонте BHF. Наиболее бедные по химическому составу роговые обманки наблюдаются в верхних горизонтах: в разрезе 1 в горизонтах T и BH, в разрезе 2 в горизонте BH1. Г) Общее количество Fe2+ во всех горизонтах в роговой обманке разреза 1 (гранит рапакиви) больше чем в роговых обманках разреза 2 (микроклиновый гранит)

б Рис.1. Среднее содержание химических элементов (в формульных коэффициентах) в роговых обманках в пределах почвенного профиля разреза 1 (гранит рапакиви), ф.к. (формульные коэффициенты) а – K, Na, Al, Fe, Si б – Ti, Mn, Mg, Ca

б Рис. 2. Среднее содержание химических элементов (в формульных коэффициентах) в роговых обманках в пределах почвенного профиля разреза 2 (микроклиновый гранит), ф.к. (формульные коэффициенты) а – K, Na, Al, Fe, Si б – Ti, Mn, Mg, Ca а 0.55 3.12 0.15 1.81 0.22 0.26 0.43 2.30 1.78 1.92 1.70 0.11 0.63 0.43 0.43 0.443.120.13 0.14 0.20 2.06 0.10 1.730.23 1.90 1.89 0.23 0.23 0.22 1.64 0.65 0.98 2.09 1.20 1.78 1.65 0.62 0.39 0.18 1.99 0.21 1.66 0.50 1.98 2.06 4.22 2.24 4.12 3.51 3.58 3.69 3.01 3.58 0.31 6.55 0.23 0.56 0.51 0.156.56 0.32 7.51 0.26 0.30 7.32 6.43 BH1 6.89 7.28 6.57 6.99 0.04 BH2BH1 Ti BHFBH2 K Cg BHFMn 0.07 0.06 0.03 0.06 1.73 0.07 1.76 Al общ Na общ Са Mg Fe T Si TiBH1 BH1 KBH2 BH2 Mn BC BC MM 0.20 0.23 0.03 Cg б Рис. 3.Среднее содержание химических элементов (Si, Fe, Mg, Ca, Mn, K, Ti) в роговой обманке по горизонтам, ф.к.(формульные коэффициенты) а – разрез 1 (гранит рапакиви) б –разрез 2 (микроклиновый гранит)

х и м и ч е с к и 8.00 7.00 6.00 5.00 4.00 3.00 2.00 с о д е р ж а н и е 1.00 0.00 Si Fe Ti Mg Mn Са K Al общNa общ разрез 1 (гранит рапакиви) разрез 2 (микроклиновый гранит) Рис.4. Среднее содержание химических элементов в роговой обманке в разрезах 1 и 2 (ф. к.) .

а б Рис.5. Содержание Fe3+, Fe2+,Fe общ. (ф.к.);а - разрез 1 (гранит рапакиви);б - разрез 2 (микроклиновый гранит)

4.50 4.00 3.50 разрез 1 (гранит рапакиви) 3.00 2.50 разрез 2 (микроклиновый гранит) 2.00 1.50 1.00 0.50 0.00 Fe 3+ Содержание Fe3+, Fe2+,Fe общ. (ф.к.) в разрезах 1 и 2. Fe 2+ Fe общ Рис.6.

4.7.3.Изменения химического состава биотитов Биотит - это твёрдый раствор, занимающий промежуточное положение между аннит-флогопитовым и сидерофиллит-истонитовым рядами. Согласно номенклатуре IMA(международной минералогической ассофиации), твёрдый раствор обозначается крайними членами. Для серии биотитов крайними членами являются минералы триоктаэдрических слюд: флогопит (phlogopite)-магниевая биотиты: KMg 3AlSi3O10(F, OH)2, сидерофиллит (siderophyllite), аннит –(annite): железистая биотиты: KFe 32+(Si3Al)O10(OH)2и истонит – алюминиевая биотиты(eastonite) KAlMg2(Si2Al2)O10(OH)2 , а также два новых минерала, описанных уже в третьем тысячелетии: фтораннит (fluorannite) и фторофлогопит (fluorophlogopite). В официальном перечне минералов биотит обозначен IMA как группа минералов состава K(Mg,Fe2+)3(Si3Al)О10(OH,F)2, таким образом официально слово биотит названием минерала не является.(1)* В биотитах наблюдаются совершенный изоморфизм между Mg 2+ и Fe2+ (непрерывные твёрдые растворы флогопит – аннит ) и ограниченный изоморфизм между Mg2+- Li+ и Al3+-Li+, а также переменное соотношение окисного и закисного железа. В тетраэдрических слоях Si4+ может замещаться Al3+, а ионы Fe 3+ могут замещать тетраэдрический Al3+; гидроксильная группа (OH) замещается фтором. Слюды часто содержат различные редкие элементы (Be, В, Sn, Nb, Ta, Ti, Mo, W, U, Th, Y, TR, Bi), содержащиеся в виде субмикроскопических минералов-примесей: колумбита, вольфрамита, касситерита, турмалина и др. При замене К+ на Ca 2+ образуются минералы группы хрупких слюд — маргарит CaAl2[Si2Al2O10](OH)2 и др., более твёрдые и менее упругие, чем собственно слюды. При замещении межслоевых катионов К+ на H2O наблюдается переход к гидробиотитым, являющимся главными компонентами глинистых пород. (2) В биотитах были изучены изменения соотношения основных химических элементов, составляющих данный минерал: Al, Fe 2+ , Mg, Si, K, Ti. *-здесь и далее термины «биотит» и «биотиты» употребляются в качестве обозначения группы минералов под названием биотит.

Химический состав биотитов в разрезе 1 и почвообразующей породе (гранитрапакиви) Анализ химического состава биотитов вниз по почвенному профилю показал, что (рис.6а) В горизонте T в биотитах происходит некоторое накопление Si и Al, по сравнению с нижележащим горизонтом, их средние количества 3,34 и 1,67 ф.к. соответственно, в то время как в горизонте BH1 их содержание равно 2,83 и 1,47 соответственно. В то же время в биотитах этого горизонта наблюдается обеднение ионами Al, Fe2+, K, Mg,Ti, по сравнению с нижележащим горизонтом. В горизонте BH1 в биотитах наблюдается накопление Al, Fe2+, K, Mg, Ti по сравнению с вышележащим горизонтом, однако, количества Si иAl в биотитах в данном горизонте падают. Их средние значения составляют соответственно 2,83 и 1,47 ф.к. В горизонте BH2 количества Fe2+, K и Si увеличиваются до значений 2,12, 0,72 и 2,84 ф.к. соответственно. В то же время относительное количество Al уменьшается до значений 1,40 ф.к., Mg до значений 0,35 ф.к. и Ti до значений 0,19 ф.к. В горизонте BC в биотитах опять прослеживается тенденция к уменьшению содержания Fe2+до значений 1.91 ф.к., К до значений 0,62 ф.к., Ti до 0,14 ф.к. и Si до значений 2,83. Однако содержание остальных элементов в биотитах повышается, а именно: содержание Al возрастает с 1,40 до 1,59 ф.к., содержание Mg возрастает с 0,35 до 0,56 ф.к. В мл.п. происходит относительное накопление всех основных химических элементов в биотитах, кроме Fe2+, его содержание падает с 1,91 до 1,43 ф.к. В породе повышается еще больше содержание Si (3,04 ф.к.), Fe2+(2,27 ф.к.), K (0,71 ф.к.), но в то же время биотиты обедняются ионами Al, Mg и Ti. Их значения составляют соответственно 1,30, 0,21 и 0,07. Таким образом, проанализировав содержание всех основных химических элементов в биотитах в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности (рис.8а):

1. Биотиты в верхнем горизонте T резко выделяется по насыщенности Si, его доля в минерале очень большая, по сравнению с нижележащими горизонтами. 2. В минерале в пределах почвенного профиля наблюдается четкая дифференциация содержания Fe2+. Максимальное значения в горизонте BH2 – 2,12 ф.к., минимальные – в горизонте M – 1,43 ф.к. При этом, содержание Fe2+ в почвообразующей породе больше, чем в горизонте BH2 в почве. 4. Максимумы и минимумы накопления химических элементов в биотитах в горизонте 2 (микроклиновый гранит) Таблица Максимум содержанияв Минимум содержания в горизонте горизонте Si T BH1, BC K BH2 T Al Мл.п. BH2 Fe2+ BH2 Мл.п. Mg Мл.п. T Ti BH1 T, BC Химический элемент Наиболее богатые по химическому составу биотиты в разрезе 1 наблюдаются в горизонте BH2 и М, наиболее обедненные по химическому составу – в горизонтах T и BC горизонтах. Изменения химического состава биотитов в разрезе 2 Анализ химического состава биотитов вниз по почвенному профилю показал,что (рис.6а) В горизонте BH1в биотитах происходит некоторое накопление Fe2+ и Al, по сравнению с нижележащим горизонтом, их средние количества составляют 1,40 и 1,84 ф.к.

соответственно. В то же время в биотитах наблюдается обеднение ионами Si, K, Mg, Ti, по сравнению с нижележащим горизонтом. В горизонте BH2 в биотитах наблюдается снижение содержания Si, K, Ti, Al. Mg в то время как содержание Fe2+ возрастает по сравнению с нижележащим горизонтом В горизонте BHF резко увеличивается количество Mg в биотитах. Так же увеличивается содержание Si и Al. В то же время биотиты из этого горизонта обедняются ионами Fe, K, Ti по сравнению с нижележащим горизонтом. В горизонте Cg биотиты насыщенны Fe2+, K. При это резко снижается содержание Mg и в меньшей степени Ti .Содержание Si и Al такое же как и в предыдущем горизонте. Таким образом, проанализировав содержание всех основных химических элементов в биотитах в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности (рис.8б): 1. В биотитах преобладают Al, Mg и K. 2. Биотиты вверх по профилю обедняются Si. 3. В минерале в пределах почвенного профиля наблюдается четкая дифференциация содержания Fe2+. Максимальное значения Fe2+в горизонте BHF – 1,72 ф.к., минимальные – в горизонте Cg – 1,09 ф.к. Содержание К коррелирует в некоторой степени с содержанием Fe2+: в горизонте BHF– максимальные значения содержания K в биотитах, однако в последующем нижнем горизонте его содержание не самое минимальное, по сравнению с Fe2+. 4. Наиболее магнезиальные биотиты находятся в BHF горизонте, наиболее железистые и калиевые– в горизонте Cg Биотиты нижних горизонтов почвы наиболее богаты по химическому составу, по сравнению с вышележащими горизонтами. Максимумы и минимумы накопления химических элементов в биотитах в горизонтах (микроклиновый гранит)

Таблица Максимум содержанияв Минимум содержания в горизонте горизонте Si Cg T K BHF T Al Cg BH2 Fe2+ BHF Cg Mg Cg BHF Ti BH2, Cg BH1, BHF Химический элемент Наиболее богатые по химическому составу биотиты в разрезе 2 наблюдаются в горизонте Cg, наиболее обедненные по химическому составу – в горизонтах T, горизонтах. Выводы: 1. Общее(рис.8 а,б): А) В химическом составе всех биотитов преобладает железо, то есть аннитовая составляющая –, что говорит о более высоком содержании среди всех возможных вариантов слюд аннита. Б) Биотиты серединных и нижних частей профилей характеризуются наиболее богатым химическим составом (насыщенность примерно в равной степени Mg, Fe, Al). В тоже время биотиты верхних горизонтов обоих разрезов характеризуются более бедным химическим составом, что можно объяснить повышением процессов выветривания данных минералов. 2. Различия(рис.9)

А) Биотиты первого разреза содержат больше аннитовой составляющей, по сравнению с разрезом 2:средние значения Fe2+ в биотитах разреза 1 составляют 2,27 ф.к., в то время как средние значения того же элемента в биотитах разреза 2 составляют 1,16 ф.к., таким образом слюды первого разреза более железистые, что коррелирует с данными валового химического состава почв- доля валового железа в разрезе 1 выше, чем в разрезе 2. Б) Биотиты нижнего горизонта разреза 1 содержат меньше всего Fe2+, в то время как минимумы содержания Fe2+ разреза 2 приходятся на верхний горизонт. В) В биотитах из разреза 2 на фоне общего преобладания аннитовой составляющей, в то же время более значительна доля флогопитовой составляющей (большее содержание Mg, по сравнению с разрезом 1).Средние значения Mg для разреза 2 составляют 0,82, в то время как средние значения содержания Mg в разрезе 1 составляют 0,49.

б Рис. 7 Среднее содержание основных химических элементов в биотитах в почвенном профиле, ф.к. (формульные коэффициенты) а-разрез 1(гранит рапакиви). б-разрез2(микроклиновый гранит)

б Рис. 8.Среднее содержание химических элементов (Si, Fe2+, Mg, K, Ti, Al) в биотитах по горизонтам, ф.к.(формульные коэффициенты) а – разрез 1 (гранит рапакиви) б –разрез 2 (микроклиновый гранит)

Содержание химических эелементов, ф.к. Ti Mn K Al Si Mg Fe2+ 0.00 0.50 1.00 разрез 1 (гранит рапакиви) 1.50 2.00 2.50 3.00 разрез 2 (микроклиновый гранит) Рис.9. Среднее содержание основных химических элементов в биотитах в разрезах 1 и 2 (ф. к.) 3.50

Al(VI ) Fа e Рис. Химический состав слюд а – разрез 1 (гранит рапакиви) б – разрез 2 (микроклиновый гранит) Al(VI) T BH1 BH2 BC M порода M g BH1 BH2 BHF Cg порода б Fe Mg

4.7.4. Изменения в химическом составе смешаннослойных минералов Смешаннослойные минералы (смешаннослойные образования) —представляют собой единый минеральный индивид, в котором присутствуют чередующиеся слои(пакеты), Их чередование может быть неправильным, незакономерным, но бывает и достаточно упорядоченным, с сохранением постоянного количественного соотношения между обеими составляющими.(обычно близкого 1:1) (1) Смешаннослойные минералы являются главной частью фракции ила холодного и умеренного гумидного, а также холодного и жаркого аридного пояса. (тундровых, дерново-подзолистых, серых лесных почв, черноземов, сероземов) (2) Предполагается, что в данном случае смешаннослойные минералы представлен смешаннослойным образованием типа биотит (флогопит)-вермикулитового — они состоят из триоктаэдрических биотитовых (флогопитовых) и вермикулитовых пакетов. Данное утыерждение основано на том, что в ходе анализа химического состава смешаннослойных минералов была выявлена тесная связть в имзенении химического состава биотитов и предположительных смешаннослойных минералов. Анализ рентгенограмм подтверждает предположение о том, что почва насыщенна смешаннослойными минералами. Встречаются две основные формы: сложные и простые смешаннослойные минералы Законы чередования пакетов различны: с тенденцией к упорядоченности, реже — строго упорядоченные (они называются в зарубежной литературе гидробиотитами). Часто встречаются в тундровых и таежных п., развитых на массивно-кристаллических кислых породах и сланцах. В небольших количествах встречаются в дерново-подзолистых п. равнин. Способны фиксировать К и NH4. (3) В смешаннослойном минерале были изучены изменения содержания основных химических элементов, составляющих данный минерал: Al, Fe, Mg, Si, K, Ti, Mn, Na.

Химический состав смешаннослойного минерала в разрезе 1(гранит рапакиви) В горизонте диагностика данного минерала была невозможна из-за обилия органической составляющей, поэтому, не смотря на то, что данный минерал был найден в ходе морфологического анализа, его химическая характеристика затруднена. Анализ химического состава смешаннослойного минерала вниз по почвенному профилю показал, что (рис.14а) в горизонте BH1 смешаннослойные минералы насыщен практически всеми основными химическими элементами (по сравнению с нижележащими горизонтами), их содержание максимально в данном горизонте: содержание Mg – 1,69ф.к., Al – 4,12, Si – 6,83 ф.к., Ti – 0,56 ф.к., Na – 0,04 ф.к.. Однако содержание железа и марганца вниз по разрезу увеличивается. Содержание Mg, Al, Si, Ti, Na во всех горизонтах вниз по профилю уменьшается, кривые содержания в смешаннослойном минерале железа и марганца (рис.14а, б) начиная с горизонта BH2 имеют сходную направленность и элювиально-иллювиальный характер распределения: в горизонте BH2 происходит накопление Fe до значений 4,74ф.к., Mn – до значений 0,06 ф.к., затем содержание обоих элементов в минерале в горизонте BC снижается до значений 4,64 и 0,01ф.к. А в горизонте M снова происходит их накопление до 4,85 ф.к. и 0,02 ф.к. соответственно. Кривая распределения калия имеет противоположный характер: в верхнем горизонте BH1 происходит относительное накопление , затем в горизонте содержание калия падает со значений 0,45 до значений 0,41 ф.к. Затем в горизонте BC происходит накопление до 0,64 ф.к., и, после этого вновь падает в горизонте M до значений 0,41. Таким образом, проанализировав содержание всех основных химических элементов в биотите в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности( рис.8а): 1. Максимумы и минимумы содержания основных химических элементов

Таблица Максимум содержания в Минимум содержания в горизонте горизонте Мл.п. Si BH1 Мл.п., BH2 K BC Al BH1 BH2 Мл.п. Fe BH1 Mg BH1 BH2 Мл.п. Ti BH1 Mn BH2 BH1, BC Na BH1 BC, мл.п. Наиболее богатые по химическому составу смешаннослойные минералы Химический элемент содержатся в верхних горизонтах. Химический состав смешаннослойного минерала в разрезе 2(микроклиновый гранит) Анализ химического состава смешаннослойного минерала вниз по почвенному профилю показал, что (рис.15а, б) В горизонте BH1 смешаннослойные минералы насыщен K, Al, Fe, при этом в небольшой степени по сравнению с нижележащим горизонтом обеднен Si, Mg, Ti. Содержание Na равно нулю, марганца – 0,01ф.к Распределение Si и Mg имеет сходный характер: в горизонте BH2 минералы насыщены данными элементами больше, по сравнению с вышележащими горизонтами, причем в минералах в следующем по глубине горизонту BHF эти элементы накапливаются в больших количествах: содержание Si увеличивается в горизонте BHF с 6,69 до 6,75 ф.к., а содержание Mg с 2,53 до 3,29 ф.к. продолжая характеристику химического состава смешаннослойного минерала в горизонте BH2 необходимо отметить, что содержания Al ,Ti и K так же имеют сходную тенденцию изменения начиная с горизонта BH2: в этом горизонте происходит некоторое накопление элемента в минерале по сравнению с нижележащим горизонтом, однако в нижнем горизонте Cg опять наблюдается увеличение содержания данных элементов. Содержание железа в горизонте BH2 ниже, по сравнению с вышележащим горизонтом, здесь его значения составляют 2,77ф.к., в то время как вниз по профилю происходит накопление данного элемента в минерале с максимумом содержания его в нижнем горизонте: 4,85ф.к. Содержание Mn и Na в минерале незначительно, однако натрий выделяется тем, что в верхнем горизонте он отсутствует и появляется в горизонте BH2 и имеет максимум своего содержания в горизонте BHF.

Смешаннослойные минералы в горизонте BHF насыщен Si, Mg, Na и обеднен K, Al и Ti. Смешаннослойные минералы в нижних горизонтах насыщен железом, здесь его максимальное значение : 4,85 ф.к., так же он относительно вышележащего горизонта насыщен Al, Ti и K. однако по сравнению с вышележащими горизонтами он обеднен магнием, кварцем, и марганцем. Содержание натрия равно нулю. Таким образом, проанализировав содержание всех основных химических элементов в смешаннослойных минералов в пределах всего почвенного профиля, можно выявить следующие закономерности (рис. ): 1) В минерале преобладают железо, магний, алюминий, кварц и в меньшей степени калий. 2) Распределение железа носит иллювиальный характер: в минерале в верхнем и нижнем горизонте он накапливается, в то время как минералы из серединной толщи обедняются данным элементом. Такое же распределение характерно для калия и алюминия: в горизонтах BH1, Cg происходит накопление данных химических элементов, в то время как в горизонтах BH2, BHF минерал обедняется данными элементами. 3) Максимумы и минимумы содержания основных химических элементов в смешаннослойных минералах Таблица Максимум содержания в Минимум содержания в горизонте горизонте Si BHF BH1 K BH1 BHF Al BH1 BHF Fe M BH2 Mg BHF BH1 Ti BH2 BHF Mn BHF BHF Na BHF BH1, Cg Наиболее богатые по химическому составу смешаннослойные минералы Химический элемент содержатся в верхних горизонтах. Выводы: Общее : 1) В обоих разрезах примерно одинаково количество калия, марганца, натрия. 2) Железо накапливается в минералах из нижних горизонтов, там значения содержания железа максимальны.

Различия: 1) Смешаннослойные минералы разреза 1 больше насыщенны железом и кварцем 2) Смешаннослойные минералы разреза 2 больше насыщенны магнием, алюминием, титаном. 3) Минералы серединных горизонтов в разрезе 2 обедняются Fe, в то время как минералы тех же горизонтов в разрезе 1 накапливают железо.

б рис. 14.Химический состав смешаннослойных минералов. а- содержание элементов Si, Al, Fe, K б- содержание элементов Mg, Mn, Ti, Na

б рис. 15.Химический состав смешаннослойных минералов. а- содержание элементов Si, Al, Fe, K б- содержание элементов Mg, Mn, Ti, Na

а Рис. химический состав смешаннослойных минералов а – разрез 1, б – разрез 2 б

Рис. химический состав смешаннослойных минералов.

1 Al(IV) Al(IVI BH1 T BH2 BH1 BC BH2 Мл.п BC Мл.п. Fe а Fe Mg б Mg

Рис. Сходство химических составов биотита и смешаннослойных минералов в разрезе 1 а-смешаннослойные минералы б-слюда Al(IV) Al(IV) BH1 BH2 BH2 BHF BHF Cg Cg Feа Mg Feб Рис. Сходство химических составов биотита и смешаннослойных минералов в разрезе 1 а-смешаннослойные минералы б-слюда BH1 Mg

Выводы 1. Подбуры характеризуются малой мощностью, каменистостью и слабой морфологической дифференциацией профиля, имеют кислую реакцию всей толщи, высокую гидролитическую и обменную кислотности, что свидетельствует об интенсивном промывании почвенного профиля, выносе оснований и существовании дефицита их подвижных и растворимых форм в верхней и средней частях профиля. В данных почвах преобладают фракции крупной пыли и песка. Наблюдается увеличение доли пылеватоглинистых фракций вниз по профилю. В почвах, сформированных на элювии микроклиновых гранитов доля пылевато – глинистой фракции выше. Почвы характеризуются высоким содержанием гумуса по всему профилю с максимумом в верхних горизонтах. Гумус грубый с преобладанием фульватного типа. Подбур, сформированный на элювии гранита рапакиви характеризуется более фульватным типом гумуса. Доля фульвокислот, связанных с кальцием, в подбуре, сформированном на элювии микроклиновых гранитов выше. Для исследованных подбуров характерны высокие значения валового железа. Комплексный анализ почв показал, что разрез 1 по всем признакам соотвествует подбуру иллювиально-гумусовому песчаному, а разрез 2 - подбуру глееватому иллювиально-гумусовому песчаному. 2. Почвообразующие породы характеризуются одинаковым набором первичных и вторичных минералов: кварц, полевые шпаты, минералы группы биотита, амфиболы. Различия заключаются в том, что граниты рапакиви - крупнозернистые и трещиноватые породы, микроклиновые граниты с признаками гнейсовидности являются млекозернистыми и монолитными. В микроклиновых гранитах доля калиевых полевых шпатов, биотитов и амфиболов выше. 3. В результате процессов выветривания и почвообразования в минералах в пределах почвенного профиля наблюдаются различные трансформационные изменения в пределах почвенного профиля: Кварц – трещиноватость и коррозия Полевые шпаты –трещиноватость, коррозия, пелитизация и серицитизация Биотиты – трещиноватость, коррозия и проявление изоморфизма под влиянием почвообразовательных процессов. При разрушении биотиты теряют ионы калия, магния и железа. Роговые обманки - трещиноватость, коррозия и проявление изоморфизма под влиянием почвообразовательных процессов. При разрушении роговые обманки теряют ионы кальция, магния и железа.

4. Преобладание кальциевых амфиболов в подбурах, сформированных на элювииT микроклиновых гранитов приводит к обогащению почвенного профиля кальцием при BH1 выветривании этих минералов и отражается на увеличении доли кальция в валовом химическом составе почв и на увеличении гуминовых кислот второй фракции. 5. BH2 В целом процесс почвообразования и выветривания возрастает в подбурах, сформированных на микроклиновых гранитах, что связано с мелкозернистостью этихBC гранитов и с увеличением содержания в них слоистых минералов это отражается на M повышении содержания доли смешаннослойных минералов в минеральном составе почв, пылевато-глинистых фракций в гранулометрическом составе и на обогащении почвенного C профиля калием, магнием и кальцием. Почвы, сформированные на гранитах рапакиви обогащены железом.

Список литературы 1. Агроклиматический справочник. Ленинградская область. Л-д, 1959 г). 2. Белицина Г. Д. и др. Почвоведение. Ч. 1. Почва и почвообразование //М.: Высш. шк. – 1988. – С. 179-184. 3. Белицина Г. Д. и др. Почвоведение. Ч. 1. Почва и почвообразование //М.: Высш. шк. – 1988. – С. 179-184. 4. Великославинский Д. А. Петрология Выборгского массива рапакиви //Тр. ЛАГЕД АН СССР. – 1953. – №. 3. – С. 141. 5. Выветривание минералов Учебно-методическое пособие для вузов Составители: Д.И. Щеглов, Ю.И. Дудкин,Л.И.Брехова. Издательско-полиграфический центр Воронежского государственного университета 2008 6. Глазовская М.А. Почвы мира. Т.1. Издательство: МГУ, 1972 г. 234 стр. 7. Горбунов Н. И. Минералогия и коллоидная химия почв. – " Наука", 1974. 8. Дюшофур Ф. Основы почвоведения //М.: Прогресс. – 1970. – С. 241-255 9. Зверева Т.С., Внутрипочвенное выветривание минералов в тундре и лесотундре. - М : Наука, 1983. - 231 с. : ил. ; 21 см. - Библиогр.: с. 218-230 10. Знаменская О. М., Ананова Е. Н. Новые данные по истории западного побережья Ладожского озера //История озёр Северо-Запада. Л. Наука. – 1967. – С. 132-134. 11. Козлова Г. И. Растительность юго-западной Карелии //Северо-Запад (доклады науч. сессии 1959 г.). Л. – 1959. – С. 7-97. 12. Куковский Е. Г. Превращение слоистых силикатов. Видавництво: Науковадумка. Місто: Киев. Рік: 1973. Сторінок: 103с. 13. Марченко А. И. Почвы Карелии. – Изд-во Академии наук СССР [Ленинградское отдние], 1962. 14. Никонов В. В., Переверзев В. Н. Почвообразование в Кольской субарктике. – Наука. Ленингр. отд-ние, 1989. 15. Оллиер К. Выветривание/ К. Оллиер. – М. : Недра, 1987. – 347 с. 16. Орлов А. Я., Кошельков С. П. Почвенная экология сосны. – Наука, 1971. 17. Орлов Д. С., Гришина Л. А. Практикум по химии гумуса //М.: изд-во МГУ. – 1981. – Т. 272. – С. 11. 18. Парфенова Е. И., Ярилова Е. А. Руководство к микроморфологическим исследованиям в почвоведении. – Наука, 1977. 19. Пономарева В. В., Мясникова А. М. Материалы к изучению почв центральной части Карельского перешейка //Сб. работ центрального музея почвоведения, вып. II. – 1957. 20. Пономарева В. В., Николаева Т. А. К методике изучения органического вещества в торфяно-болотных почвах //Современные почвенные процессы в лесной зоне Европейской части СССР. М.: Изд-во АН СССР. – 1959. – С. 170-204. 21. Растворова О. Г. Химический анализ почв. – СПб. : Изд-во С.-Петерб. ун-та, 1995. 22. Рожнова Т. А. Почвенный покров Карельского перешейка. – Академия наук СССР, 1963.

23. С.Н.Лесовая, Чижикова 9 параметров гуминовых веществ и почвенной структуры в объеме почвенного индивидуума 2007 – 2009 24. Саранчина Г. М. Гранитоидный магматизм, метаморфизм и метасоматоз докембрия: (на примере Приладожья и других областей). – Изд-во Ленинградского университета, 1972. 25. Соколова Т. А., Дронова Т. Я., Толпешта И. И. Глинистые минералы в почвах //Тула: Гриф и К. – 2005. 26. Таргульян В. О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях: (на массивно-кристаллических и песчаных полимиктовых породах). – Изд-во" Наука", 1971. 27. Тонконогов В. Д. Градусов, Б. П., Рубилина, Н. Е., Таргульян, В. О., & Чижикова, Н. П . К дифференциации минералогического и химического составов дерновоподзолистых подзолистых и дерново-подзолистых почв //Почвоведение. – 1987. – №. 3. – С. 68-81. 28. Чижикова Н. П. Изменение минералогического состава тонких фракций почв под влиянием агротехногенеза //Почвоведение. – 2002. – №. 7. – С. 867-875. 29. Чочиа Летняя полевая практика по ландшафтоведению. Учебное пособие для студентов – заочников. Ленинградский ордена Ленина и ордена трудового красного знамени Государственный университет имени А.А. Жданова. Изд-во Ленинградского Увниерситета,1969) 30. Шукевич М. М. Минералогический состав некоторых типов ледниковых отложений европейской части СССР и его изменение в процессах переотложения и почвообразования.« //Тр. Почв, ин-та им. Докучаева. – 1948. – Т. 28. – С. 5-105.

Список цитат 1. Зверева Т.С., Внутрипочвенное выветривание минералов в тундре и лесотундре. - М : Наука, 1983. - 231 с. : ил. ; 21 см. - Библиогр.: с. 218-230 2. Шукевич М. М. Минералогический состав некоторых типов ледниковых отложений европейской части СССР и его изменение в процессах переотложения и почвообразования.« //Тр. Почв, ин-та им. Докучаева. – 1948. – Т. 28. – С. 5-105. 3. Белицина Г. Д. и др. Почвоведение. Ч. 1. Почва и почвообразование //М.: Высш. шк. – 1988. – С. 179-184. 4. Соколова Т. А., Дронова Т. Я., Толпешта И. И. Глинистые минералы в почвах //Тула: Гриф и К. – 2005. 5. Горбунов Н. И. Минералогия и коллоидная химия почв. – " Наука", 1974. 6. Оллиер К. Выветривание/ К. Оллиер. – М. : Недра, 1987. – 347 с. 7. Выветривание минералов Учебно-методическое пособие для вузов Составители: Д.И. Щеглов, Ю.И. Дудкин,Л.И.Брехова. Издательско-полиграфический центр Воронежского государственного университета 2008 8. Куковский Е. Г. Превращение слоистых силикатов. Видавництво: Науковадумка. Місто: Киев. Рік: 1973. Сторінок: 103с. 9. http://racechrono.ru/pochvoobrazovatelnye-processy/115-partlyuvaciya-chast-1.html 10. www.cnshb.ru/AKDiL/0042/base/RP/000239.shtm 11. http://wiki.web.ru/wiki/Серицитизация 12. http://dic.academic.ru/dic.nsf/enc_geolog/Соссюритизация 13. Таргульян В. О. Почвообразование и выветривание в холодных гумидных областях: (на массивно-кристаллических и песчаных полимиктовых породах). – Изд-во" Наука", 1971. 14. Тонконогов В. Д. Градусов, Б. П., Рубилина, Н. Е., Таргульян, В. О., & Чижикова, Н. П . К дифференциации минералогического и химического составов дерново-подзолистых подзолистых и дерново-подзолистых почв //Почвоведение. – 1987. – №. 3. – С. 68-81. 15. Чижикова Н. П. Изменение минералогического состава тонких фракций почв под влиянием агротехногенеза //Почвоведение. – 2002. – №. 7. – С. 867-875. 16. Глазовская М.А. Почвы мира. Т.1. Издательство: МГУ, 1972 г. 234 стр. 17. Дюшофур Ф. Основы почвоведения //М.: Прогресс. – 1970. – С. 241-255 18. С.Н.Лесовая, Чижикова 9 параметров гуминовых веществ и почвенной структуры в объеме почвенного индивидуума 2007 – 2009.

19. Белицина Г. Д. и др. Почвоведение. Ч. 1. Почва и почвообразование //М.: Высш. шк. – 1988. – С. 179-184. 20. Пономарева В. В., Мясникова А. М. Материалы к изучению почв центральной части Карельского перешейка //Сб. работ центрального музея почвоведения, вып. II. – 1957. 21. Знаменская О. М., Ананова Е. Н. Новые данные по истории западного побережья Ладожского озера //История озёр Северо-Запада. Л. Наука. – 1967. – С. 132-134. 22. Великославинский Д. А. Петрология Выборгского массива рапакиви //Тр. ЛАГЕД АН СССР. – 1953. – №. 3. – С. 141. 23. Рожнова Т. А. Почвенный покров Карельского перешейка. – Академия наук СССР, 1963. 24. Н.С. Чочиа Летняя полевая практика по ландшафтоведению. Учебное пособие для студентов – заочников. Ленинградский ордена Ленина и ордена трудового красного знамени Государственный университет имени А.А. Жданова. Изд-во Ленинградского Увниерситета,1969) 25. Саранчина Г. М. Гранитоидный магматизм, метаморфизм и метасоматоз докембрия: (на примере Приладожья и других областей). – Изд-во Ленинградского университета, 1972. 26. Агроклиматический справочник. Ленинградская область. Л-д, 1959 г). 27. Козлова Г. И. Растительность юго-западной Карелии //Северо-Запад (доклады науч. сессии 1959 г.). Л. – 1959. – С. 7-97. 28. Орлов А. Я., Кошельков С. П. Почвенная экология сосны. – Наука, 1971. 29. Марченко А. И. Почвы Карелии. – Изд-во Академии наук СССР [Ленинградское отд-ние], 1962. 30. Растворова О. Г. Химический анализ почв. – СПб. : Изд-во С.-Петерб. ун-та, 1995. 31. Орлов Д. С., Гришина Л. А. Практикум по химии гумуса //М.: изд-во МГУ. – 1981. – Т. 272. – С. 11. 32. Парфенова Е. И., Ярилова Е. А. Руководство к микроморфологическим исследованиям в почвоведении. – Наука, 1977. 33. Никонов В. В., Переверзев В. Н. Почвообразование в Кольской субарктике. – Наука. Ленингр. отд-ние, 1989. 34. Пономарева В. В., Николаева Т. А. К методике изучения органического вещества в торфяно-болотных почвах //Современные почвенные процессы в лесной зоне Европейской части СССР. М.: Изд-во АН СССР. – 1959. – С. 170-204.

35. Педро Ж., Жамань М., Бегон Ж. К. Два основных пути кислого почвообразования в умеренно холодной и влажной зоне //Почвоведение. – 1974. – №. 9. – С. 3-13. 36. Александрова Л. Н. О применении пирофосфата натрия для выделения из почвы свободных гумусовых веществ и их органо-минеральных соединений //Почвоведение. – 1960. – №. 2. – С. 90-97. 37. Коссовская А. Г., Дриц В. А., Александрова В. А. К истории триоктаэдрических слюд в осадочных породах //Литология и полезн. ископ. – 1963. – №. 2. 38. www.cnshb.ru/AKDiL/0042/base/RP/000239.shtm 39. http://www.xumuk.ru/encyklopedia/2/3436.html 40. Бетехтин А.Г. Курс минералогии: учебное пособие / А.Г. Бетехтин; под науч. ред. Б.И. Пирогова и Б.Б Шкурского. – М. : КДУ, 2008. – 736 с. : ил., табл. 41. Булах А. Г., Золотарев Ф. Ф., Кривовичев В. Г. Структура, изоморфизм, формулы, классификация минералов – СПб.: изд-во С. –Петерб. Ун-та, 2014. -132с. 42. http://www.catalogmineralov.ru/mineral/rogovaja_obmanka.html 43. http://www.ecosystema.ru/08nature/min/1_1_8.htm 44. http://www.cnshb.ru/AKDiL/0041/base/RO/001688.shtm)

Приложение 1 Расположение разрезов и геоботаническая характеристика

П риложение 2 Гориз онт ОТ Т Морфологические описания разрезов Грануло Мощнос метриВключения и Характер Влажность Цвет Структура Плотность ть, см чес кий новообразования перехода состав Разрез№1 Подбур иллювиально-гумусовый песчаный на элювии, подстилаемом плитой гранита рапакиви СветлоРыхлый, содержит живые корни черники, слаборазложенный 0-7 Сухой Ясный бурый зеленый мох, кора, листья, иглы Уплотненный, содержит корни полукустарничков, степень 7-14 Свежий Бурый Ясный разложенности выше Граница Слабоволн истая Слабоволн истая

ВН1 BH2 14-35 35-51 BC 51-57 Мл.п. * 57-60 Связный песок Комковатая Плотный засчет включения валунов Свежий Охристокофейны й Связный песок Непрочномелкокомко ватая Уплотнен засчет корней, почти слитой Валуны с пленками на верхней поверхности и с боков; железистомелкоземистые пленки(70% поверхности) Мелкая галька и щебень, валуны; более светлые и тонкие пленки той же природы на всей поверхности камней (80%) Свежий Желтоват о-бурый Грубозер нистый песок Бесструктур ный Очень плотный Галька, валуны, щебень; непрочные пленки (50%) Свежий Кофейнобурый Тонкий сортированный песок на поверхности плиты Постепенная (по цвету и каменистости) Ясный по цвету Слабоволн истая Ясный по цвету и плотности Слабоволн истая Мелкоземистая пленка серого цвета на поверхности плиты

Продолжение приложения 2 Разрез№2 Подбур глееватый иллювиально-гумусовый песчаный элювии, подстилаемом плитой микроклинового гранита с признаками гнейсовидности Коричнево-буроватый, рыхлый, содержит оторфованные и неоторфованные иглы сосны, кора, шишки, листья, мицелий грибов, веточки, мелкие корни, мелкая и крупная галька, угольки, валунчики, скелетаны Постепенны й - Потеки гумуса по ходам корней, мелкие и крупные корни, валуны и щебень Ясный по цвету и плотности Слабоволн истая Почти слитой Щебень 70%, корни 20%, мелкоземистые пленки со всех сторон, снизу мощнее Ясный по цвету Волнистая Плотный Более светлые пленки, валуны 85%, тонкие корни 10% Постепенны й по цвету - Плотный Глинистые пленки на верхней поверхности валунов, количество валунов книзу возрастает до 90% Постепенны й - O 0-4 Свежий BH1 4-25 Свежий Бурый Связный песок Неяснокомковатая Уплотнен засчет валунов BH2 25-38 Свежий Охристокофейны й Связный песок Неяснокомковатая Связный песок Комковатая BHF 38-58 Свежий Cg 58-75 Свежий C 75-76 Свежий От охристого до светлоохристого Палевый с зеленоват ым оттенком Палевый Связный песок, более сортиров анный Комковатая Валуны и мелкая галька - 95% Приложение 3 Результаты рентгенофазового анализа подбура иллювиально-гумусового песчаного на элювии, подстилаемого плитой гранита рапакиви

T d BH1 I d BH2 I BC Мл.п. d 3,31 I 30,32 d 3,30 I 25,42 3,25 12,05 3,25 11,78 3,24 13,03 3,24 15,39 3,21 35,80 3,21 42,35 3,21 16,75 3,21 4,50 3,19 11,22 3,19 18,30 3,16 9,21 3,16 7,30 2,99 4,28 2,99 9,29 3,00 6,18 2,97 7,52 Минерал d 3,24 I 16,69 3,20 19,66 3,16 2,83 3,03 1,38 3,00 1,98 2,94 9,11 2,95 8,57 2,93 4,85 2,93 2,58 2,93 3,28 2,90 2,42 2,87 13,93 2,90 2,82 2,90 4,03 2,90 3,88 2,84 0,83 2,85 2,66 2,86 2,45 2,86 1,12 2,77 0,54 2,76 1,82 2,77 2,31 2,77 0,82 2,69 0,96 2,73 0,60 2,64 1,14 2,65 1,03 2,65 0,64 2,61 6,02 2,61 3,18 2,62 0,79 2,55 5,81 2,56 5,51 2,56 1,28 2,54 21,13 2,56 7,17 кварц альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит альбит, анортит хлорит альбит, анортит альбит, анортит анортит хлорит, анортит хлорит хлорит,анорти т

2,46 8,63 2,52 2,46 6,52 9,85 2,45 8,72 2,46 7,35 2,30 2,54 2,46 0,84 7,54 2,42 1,45 2,42 1,65 2,39 0,64 2,39 0,41 2,33 2,28 6,70 2,28 7,24 2,28 6,99 2,28 7,20 2,28 6,13 2,24 3,42 2,24 3,17 2,23 3,77 2,24 3,72 2,24 4,44 4,64 2,18 2,16 0,83 2,64 2,18 2,16 0,47 2,59 2,16 2,27 2,16 4,95 2,16 анортит кварц хлорит,анорти т хлорит,анорти т анортит анортит,кварц, хлорит анортит,кварц, хлорит анортит кварц, анортит

Продолжение приложения 3 T d 2,13 1,98 BH1 I 10,33 5,20 1,82 15,33 1,80 5,95 1,67 1,66 4,55 1,95 d 2,13 1,98 1,82 1,67 1,66 BH2 I 5,78 3,29 13,54 4,19 1,52 BC d 2,13 2,11 I 6,59 2,33 2,03 1,50 1,98 1,93 1,85 5,58 0,27 1,62 1,82 1,816 1,80 1,78 1,776 5,77 11,91 4,99 0,53 1,04 1,72 1,45 1,67 1,66 5,60 2,78 1,57 0,76 Мл.п. d 2,13 2,11 2,08 2,05 I 7,95 1,64 0,18 0,11 1,98 1,93 1,915 1,88 1,86 1,85 1,83 1,82 6,06 0,58 0,34 0,43 0,84 0,48 3,53 11,51 1,80 1,78 1,777 1,74 1,72 1,70 1,69 1,67 1,66 1,59 1,57 Минерал d 2,13 I 6,27 1,99 1,98 1,93 1,88 1,86 0,41 4,94 0,42 0,46 0,79 1,85 1,83 1,82 0,41 1,04 19,16 5,41 0,54 0,91 0,49 0,58 0,36 0,56 4,51 1,80 1,51 1,80 1,78 2,41 1,26 1,74 1,72 1,69 0,53 0,54 0,37 1,67 1,66 1,61 5,83 2,11 0,24 0,15 1,57 0,97 кварц анортит,кварц хлорит,анортит хлорит,анортит анортит,кварц,хлорит анортит,кварц,хлорит анортит хлорит хлорит хлорит хлорит хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц кварц кварц хлорит хлорит хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц кварц кварц хлорит,кварц кварц

1,55 T 1,56 1,55 0,96 BH1 BH2 0,19 0,38 BC кварц кварц Продолжение приложения 3 Мл.п. Минерал d I d I d I d I d I 1,54 8,25 1,54 10,10 1,54 13,57 1,54 10,98 1,54 12,07 1,50 1,10 1,50 0,64 1,45 4,43 1,46 1,72 1,46 0,77 хлорит,кварц 1,45 1,90 1,45 2,53 хлорит,кварц 1,43 0,94 1,43 0,36 хлорит,кварц 1,42 0,29 1,42 0,21 хлорит,кварц 1,41 0,35 1,419 0,32 хлорит,кварц 1,41 0,25 хлорит,кварц 1,38 7,44 хлорит,кварц 1,45 3,23 1,45 4,13 1,43 1,38 1,376 4,79 1,38 3,16 1,38 5,91 8,99 1,35 1,74 1,38 0,78 7,24 1,382 6,22 хлорит,кварц хлорит хлорит,кварц 1,375 8,10 1,375 7,03 1,375 4,30 хлорит,кварц 1,372 5,47 1,37 6,64 1,37 4,95 хлорит,кварц 1,35 0,34 1,35 0,25 хлорит,кварц 1,34 0,36 хлорит,кварц

Приложение 4 Результаты рентгенофазового анализа подбура глееватого иллювиально-гумусового песчаного на элювии, подстилаемого плитой микроклинового гранита с признаками гнейсовидности BH1 BH2 BHF Cg Минерал d I d I d I d I 3,33 6,22 3,29 3,02 3,348 24,90 3,32 14,72 кварц 3,24 7,85 3,25 7,36 3,25 12,28 3,25 11,35 альбит, анортит 3,20 14,81 3,19 15,45 3,19 24,94 3,21 14,18 альбит, анортит 3,18 12,93 3,19 14,98 альбит, анортит 3,15 3,87 3,15 2,42 3,16 9,63 3,16 5,18 альбит, анортит 3,03 0,87 3,03 4,57 3,03 1,32 альбит, анортит 2,99 1,66 3,00 1,50 3,00 2,46 3,00 2,90 альбит, анортит 2,95 3,39 2,95 2,84 альбит, анортит 2,93 3,70 2,94 3,13 2,93 1,64 2,93 4,17 альбит, анортит 2,89 2,21 2,90 1,45 2,90 2,09 2,90 2,06 альбит, анортит 2,84 1,42 2,85 1,15 2,85 1,38 2,85 2,51 хлорит 2,75 0,34 2,76 0,34 2,78 0,19 2,76 0,75 альбит, анортит 2,71 0,11 2,71 0,09 2,71 0,17 2,70 0,34 альбит, анортит 2,64 0,61 2,65 0,57 2,65 0,71 2,65 0,93 анортит 2,62 1,55 2,62 0,85 хлорит, анортит 2,57 0,90 2,58 1,46 2,58 3,02 хлорит 2,56 1,78 2,56 4,09 хлорит,анортит 2,53 1,74 2,53 1,38 2,54 2,77 2,53 2,92 анортит 2,48 0,47 2,46 8,28 2,46 6,95 2,46 7,10 кварц 2,45 8,63 2,42 0,48 2,43 1,35 2,42 0,82 хлорит,анортит 2,39 0,43 2,39 0,72 2,38 0,82 хлорит,анортит 2,33 0,37 2,33 0,30 2,33 0,25 анортит 2,28 8,63 2,28 7,62 2,28 6,19 2,28 6,52 анортит,кварц,хлорит 2,23 4,31 2,24 3,81 2,24 3,00 2,23 3,51 анортит,кварц,хлорит 2,18 0,26 анортит

Продолжение приложения 4 BH1 d 2,15 2,13 BH2 I 1,50 6,43 d 2,16 2,13 2,11 BHF I 1,54 5,94 0,91 d 2,16 2,13 2,11 Cg Минерал I 2,12 7,11 1,50 d 2,16 2,13 2,11 I 2,25 6,64 1,54 0,03 1,26 4,18 0,69 0,28 1,98 1,91 1,88 5,09 0,55 0,34 1,98 1,91 1,88 3,91 0,18 0,22 1,98 5,68 1,88 0,20 2,05 2,02 1,98 1,92 1,88 1,85 0,76 1,85 0,49 1,82 1,816 1,80 1,78 1,77 2,11 16,07 2,03 0,53 1,14 1,82 14,07 1,85 1,83 1,82 1,04 2,95 10,56 1,85 1,82 1,79 1,04 14,24 5,46 3,71 0,64 0,36 1,81 0,58 0,88 0,27 0,47 1,80 1,72 1,69 1,80 1,79 1,78 1,74 1,72 1,77 1,74 1,72 1,68 1,13 0,43 0,50 0,49 1,78 1,777 1,74 1,72 1,68 0,92 1,48 0,37 0,78 0,47 1,67 1,66 5,23 2,34 1,67 1,66 5,19 1,48 1,67 1,66 4,27 1,69 1,67 1,66 4,46 1,90 BH1 BH2 BHF Cg кварц, анортит кварц анортит,кварц хлорит,анортит хлорит,анортит анортит,кварц,хлорит анортит,кварц,хлорит анортит хлорит хлорит хлорит хлорит хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц кварц кварц хлорит хлорит хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц Продолжение приложения 4 Минерал

d 1,60 I 0,48 d 1,61 1,60 I 0,26 0,45 d 1,61 I 0,51 1,57 0,58 1,57 0,45 1,57 0,91 1,54 12,92 1,54 11,07 1,54 1,53 1,52 1,49 1,46 1,45 0,31 0,51 2,39 1,51 1,49 1,45 1,43 0,29 0,28 2,22 0,23 1,38 7,22 1,38 6,26 10,36 0,43 0,82 0,51 1,94 0,46 0,19 0,24 0,29 5,82 5,77 4,74 1,37 1,371 1,35 10,44 6,55 0,45 1,37 1,372 1,35 4,87 4,49 0,30 1,46 1,45 1,43 1,42 1,41 1,39 1,38 1,375 1,373 d 1,61 1,59 1,58 1,57 I 0,13 0,51 0,23 0,60 1,54 9,37 1,51 1,49 1,46 1,45 1,43 1,42 0,15 0,65 0,75 2,24 0,59 0,17 1,38 5,39 1,375 1,372 1,352 1,347 5,65 3,91 0,42 0,28 кварц кварц хлорит,кварц кварц кварц кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц хлорит,кварц

Продолжение приложения 4

Рецензии:

Авторизуйтесь, чтобы добавить рецензию

- у работы пока нет рецензий -

Отзывы:

Авторизуйтесь, чтобы оставить отзыв