Влияние гидротермального процесса на почвообразование : На примере Камчатки

• Автор: Гольдфарб, Игорь Леонидович
• Шифр специальности: 25.00.23
• Научная степень: Кандидатская
• Год защиты: 2005
• Место защиты: Москва
• Количество страниц: 175 с. : ил.

Глава 1. УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В ПРЕДЕЛАХ СОВРЕМЕННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

1.1.Гидротермальные системы: основные понятия и процессы. Географическое положение объекта исследований

1.2. Геологические условия формирования и разгрузки гидротерм

1.3. Климат
1.4. Воды

1.5. Почвообразующие породы

1.6. Рельеф

1.7. Растительность

1.8. Почвы

Глава 2. ХАРАКТЕРНЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

2.1. Морфологические особенности

2.2. Минералогический состав
2.3. Гумусное состояние
2.4. Солевой состав
2.5. Поглощающий комплекс почв
2.5.1. Поглотительная способность
2.5.2. Качественный состав
2.6. Щелочно-кислотные условия
Глава 3. СПЕЦИФИКА ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ И КЛАССИФИКАЦИОННАЯ ПРИНАДЛЕЖНОСТЬ ПОЧВ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ
3.1. Генетические модели почвообразования
3.2. Основные почвообразовательные процессы
3.2. Классификационная принадлежность почв гидротермальных систем
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

Исследования гидротермального процесса в областях современного и древнего вулканизма достаточно многочисленны (Аверьев,1966; Набоко,1963,1974,1980; Белоусов, Сугробов,1976; Пампура,1977,1985; Ерощев-Шак,1987,1992; Карпов,1988 и др.). Изучены различные аспекты взаимодействия термальных растворов с породами в недрах гидротермальных систем и на их поверхности - в зонах разгрузки гидротерм. В то же время, влияние гидротермального процесса на почвообразование остается практически не изученным.
В основных монографиях, посвященных вулканическим почвам Камчатки (Ливеров-ский,1959; Зонн, Карпачевский, Стефин,1963; Соколов,1973), почвообразование под влиянием гидротермальной деятельности не рассматривается. Отдельные работы почвоведов, занимавшихся гидротермальным процессом, посвящены минералогическому составу гидротермальных глин как субстратов почвообразования (Градусов и др.,1975; Васильев, Бабанин и др.,1986; Карпачевский и др.,1989). В то же время, остаются без рассмотрения морфология и основные химические свойства почв гидротермальных систем, собственно почвенные признаки и процессы.
Наиболее подробные исследования почвообразования на территориях гидротермальных систем проводились в Новой Зеландии и США (Cross,1963; Wells,Whitton,1966; Vucetich,Wells,1978; Rodman et al.,1996; Wilson et al.,1997 и др.). Изучены минералогический и гранулометрический состав почв термальных полей, их температурный режим (Rodman et al.,1996; Wilson et al.,1997). Приводятся отдельные данные по макро- и микроэлементному составу почв, некоторые физико-химические показатели, а также морфологические описания почвенных профилей. Значительная часть исследований носит сугубо прикладной характер: изучаются содержания в почвах элементов-индикаторов гидротермального процесса (Hg,As,Sb и др.), состав и концентрации почвенных газов в целях обнаружения и разведки зон скрытой разгрузки гидротерм и разломов (Capuano, Bamford,1978; Phelps, Buseck,1979,1980; Varekamp, Buseck,1983; Hinkle, Botinelly,1988 и др.).
Анализ литературных материалов свидетельствует о том, что работы, в которых бы проводился комплексный почвенно-геохимический и генетический анализ влияния гидротермального процесса на почвы и почвообразование в целом, на сегодняшний день отсутствуют.
В то же время обсуждается вопрос о связи существующих ферраллитных почв и кор выветривания, глинистых минералов почв и пород, многих карбонатных, кремниевых и солевых аккумуляций с влиянием гидротермального процесса (Разумова,1977; Соколов, Михайлов, 1992; Соколов, 1992,1993; Грачева, Замотаев,1996; и др.). Выдвинута гипотеза, согласно которой «..во многих случаях, и отнюдь не только локальных или узко региональных, явления и закономерности, которые принято считать педогенными, или, во всяком случае, гипергенными, в действительности имеют эндогенную природу и могут быть объяснены прежде всего с учетом влияния именно гидротермальных процессов. ...Все это делает актуальной постановку проблемы генетического, диагностического, классификационно-терминологического и географического разграничения собственно педогенных и гидротермальных характеристик объектов, образующих современную педосферу»*. В связи с этим, значимость изучения почвообразования в гидротермальных условиях для понимания эволюционных и генетических особенностей почв и ландшафтов гидротермальных систем достаточно очевидна. Совместное изучение вопросов почвообразования и литогенеза в областях современной гидротермальной активности позволит подойти к выявлению роли гидротермального процесса в формировании педосферы в целом (Соколов,Михайлов, 1992).
Цель работы - изучить влияние гидротермального процесса на почвообразование, -определяет постановку и решение следующих задач:
1. Рассмотреть условия формирования и характерные свойства почв гидротермальных систем.
2. Выявить закономерности изменений, происходящих в составе и свойствах почв под влиянием гидротермального процесса (с учетом его неоднородности в пределах гидротермальных систем).
3. Оценить специфичность почвообразования на территориях гидротермальных систем и определить классификационное положение формирующихся здесь почв.
В основу работы положены результаты почвенно-геохимических исследований, проведенных автором в 1991, 1992, 1995 и 2002 гг** на территориях гидротермальных систем восточной и южной Камчатки (кальдеры вулкана Узон, Долины Гейзеров, Паужетской). За четыре полевых сезона изучено более 40 почвенных разрезов, из них (с учетом основных почвенных разностей) отобрано и проанализировано 156 проб почв. Использованы также полевые и аналитические материалы д.г.н. Н.П.Солнцевой - описания более 60 почвенных разрезов и результаты анализов 464 образцов почв и 10 проб воды. Личный вклад автора состоит в выполнении полевых наблюдений и части аналитических работ, систематизации и интерпретации химико-анашггических данных; теоретическом обобщении экспериментальных и литературных материалов.
Работа выполнена на основе методологии почвенно-геохимических исследований, основные положения которых развиты в трудах Б.Б.Полынова (1956), И.П.Герасимова и МА.Глазовской (1960,1964,1981), А.А.Роде (1971), А.И.Перельмана (1975,1987,1989) и др. Для выявления почвенно-геохимической неоднородности территории использовались методы ландшафтно-геохимического профилирования с изучением опорных разрезов и микроЦит. по: Соколов И.А.Теоретические проблемы генетического почвоведения, Новосибирск, «Наука», 1993, С.206-207.
В 1995-96гг. изучение гидротермального почвообразования проводилось при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 95-05-14600).
достью» почвообразующих пород, преобладанием в их составе первичных минералов (Соколов, 1973). В погребенных иллювиальных охристых горизонтах, формирующихся на глубине 100-150 см, отмечается увеличение доли илистой фракции (до 13,5-28,5%), что может быть связано как с перемещением тонкодисперсных частиц вниз по почвенному профилю (лесси-важ), так и с тем, что количество частиц илистой размерности увеличивается с возрастом тефры в результате синтеза глинистых минералов (Гущенко,1966; Соколов,1973; Vucetich,WeIls,1978 и др.). Аналогичное явление отмечается в вулканических почвах Новой Зеландии (Vucetich,Wells,1978): самые молодые пепловые прослои (возрастом менее 1000 лет) содержат около 5% (вес.) слабоокристаллизованных глинистых минералов, тогда как наиболее древние голоценовые пеплы (возрастом в несколько тысяч лет) - 20 и более %.
В минералогическом составе поверхностных органо-минеральных горизонтов почв выделяются две генетически различные группы минералов и соединений: 1) первичные (магматические) минералы, входящие в состав исходной пирокластики, и 2) вторичные минералы, образовавшиеся в процессе выветривания тефры.
К первой группе относятся кварц (3.35Â)* и полевые шпаты (преимущественно плагиоклазы - 3.21-3.19 À; 3.76 Â).
Ко второй группе, скорее всего, относятся присутствующие в илистой фракции смеша-нослойные каолинит-смектитовые образования (с высоким содержанием смектитовых пакетов)**, а также кристобалит (4.06 Â).
Вопрос о механизмах формирования смешанослойных образований в поверхностных горизонтах вулканических почв остается в настоящее время однозначно не решенным. Часто предполагается, что каолинит-смектит является минералом, вторичным по отношению к смектиту, в котором каолинитовые слои развиваются в процессе разрушения исходного смектита в кислых средах, а смектитовые слои представляют собой реликты первичной матрицы (Ерощев-Шак,1992). При этом смешанослойное образование является неустойчивым промежуточным продуктом замещения смектита каолинитом (Градусов и др.,1975). Согласно этой гипотезе, для появления в почвах каолинит-смектита необходимо предварительное существование смектитовой фазы, формирование которой в поверхностных (наименее выветрелых) горизонтах вулканических почв приписывается либо синтезу из поровых растворов (обогащенных основаниями и S1O2 - Allen,Hajek, 1989; Kawano,Tomita,2001), либо же трансформационному преобразованию унаследованных слоистых алюмосиликатов, входивших в состав исходной пирокластики (Borchardt,1989).
Здесь и далее в скобках приводятся значения межплоскостных расстояний на дифрактограммах (в ангстремах), использованные для диагностики минералов.
Смешанослойные минералы диагностируются по нецелочисленной серии базатьных рефлексов с d/n = 14.6-14.5; 7.1-7.2À, асимметричности профиля и диффузносги некоторых дифракционных максимумов. Изменение межплоскостных расстояний при различных обработках образцов (рис.9 б,в) свидетельствует о наличии разбухающих межслоевых промежутков в структуре смешанослойных образований. При этом большая интенсивность первого базального рефлекса (с d= 14 А) характерна при преобладании смектитовых пакетов над каолинитовыми (Дриц,Сааров, 1976; Булатов, Граду сов и др.,1980; и др.).