Содержание к диссертации
Введение
1. Условия почвообразования в пределах современных гидротермальных систем 7
1.1.Гидротермальные системы: основные понятия и процессы. Географическое положение объекта исследований 7
1.2. Геологические условия формирования и разгрузки гидротерм 10
1.3. Климат 14
1.4. Воды 14
1.5. Почвообразующие породы 16
1.6. Рельеф 24
1.7. Растительность 25
1.8. Почвы 28
2. Характерные свойства почв гидротермальных систем 31
2.1.Морфологические особенности 31
2.2. Минералогический состав 48
2.3. Гумусное состояние 64
2.4. Солевой состав 76
2.5. Поглощающий комплекс почв 89
2.5.1. Поглотительная способность 89
2.5.2. Качественный состав 97
2.6. Щелочно-кислотные условия 130
3. Специфика почвообразования и классификационная принадлежность почв гидротермальных систем 141
3.1. Генетические модели почвообразования 142
3.2. Основные почвообразовательные процессы 144
3.2. Классификационная принадлежность почв гидротермальных систем 154
Заключение 163
- Геологические условия формирования и разгрузки гидротерм
- Растительность
- Минералогический состав
- Классификационная принадлежность почв гидротермальных систем
Введение к работе
Исследования гидротермального процесса в областях современного и древнего вулканизма достаточно многочисленны (Аверьев,1966; Набоко,1963,1974,1980; Белоусов, Сугро-бов,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 слу-
4 чае, 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:
Рассмотреть условия формирования и характерные свойства почв гидротермальных систем.
Выявить закономерности изменений, происходящих в составе и свойствах почв под влиянием гидротермального процесса (с учетом его неоднородности в пределах гидротермальных систем).
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 раз-
резов 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-аналитических 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 М.А.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 микро-
Цит. 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).
5 катен. Изучение рядов почвообразования при разной интенсивности и длительности гидротермального воздействия, использование профильно-генетического и сравнительно-географического подходов позволило установить изменения в составе и свойствах почв, вызванные гидротермальным процессом, послужило основой для оценки его роли в почвообразовании в пределах гидротермальных систем.
Аналитическая обработка материалов проводилась в лабораториях Почвенного института им.В.В.Докучаева, Института географии РАН, Географического факультета МГУ, Пермской станции химизации сельского хозяйства по стандартным методикам. Перечень анализов, использовавшихся в работе, приведен в таблице 1. В целях наглядного представления и интерпретации результатов исследований строились различные геохимические диаграммы и графики, применялись методы описательной и вариационной статистики.
Таблица 1 Аналитические материалы, использовавшиеся для написания работы
Основные положения работы докладывались на заседаниях кафедры геохимии ландшафтов и географии почв Географического факультета МГУ в 1993-96 и 2004 гг., отдельные результаты исследований представлены в научных отчетах РФФИ, тезисах докладов на 1-ом Международном совещании по геохимии биосферы (Новороссийск, 1994), Ш-ей Международной конференции по биогеохимии тяжелых металлов (Франция, Париж,1995), IV-ом Международном симпозиуме по геохимии земной поверхности (Англия, Илкли,1996).
По теме диссертации имеется 7 публикаций.
Научная новизна и теоретическая значимость работы. Впервые дается подробное описание морфологического строения, минералогического, солевого и ионообменного составов, гумусного состояния и щелочно-кислотных условий почв современных гидротермальных систем Камчатки. Проведен комплексный анализ изменений, происходящих в составе и свойствах почв в зависимости от интенсивности и длительности гидротермального процесса, в соответствии с его пространственной и химической неоднородностью. Рассмотрены генетические модели почвообразования на территориях гидротермальных систем. Выявлена специфика почвообразовательных процессов. Показано, что под влиянием гидротермального
* Подробное описание методов исследования дается в соответствующем разделе (с.49).
процесса формируются новые, генетически своеобразные почвы, требующие самостоятельного выделения в классификации на разных таксономических уровнях. Предложен вариант классификации почв гидротермальных систем в соответствии с принципами новой классификации почв России (Классификация...,2004). Полученные результаты дополняют региональные исследования по почвам Камчатки и вносят вклад в разработку проблемы «педосфера и гидротермальный процесс».
Практическая значимость. Разбуривание термальных площадей в целях разведки и эксплуатации парогидротермальных месторождений приводит к нарушению естественного почвенного покрова территорий. Вместе с тем, почвы, формирующиеся в окрестностях горячих источников, являются уникальными природными объектами, требующими тщательного изучения и охраны. Материалы исследований могут быть использованы природоохранными организациями при выборе участков под природные резерваты и подготовке обоснований о необходимости особого статуса таких территорий.
Дополнительную значимость работе придает изучение почв Долины Гейзеров и кальдеры Узон, которые могут служить своеобразным эталоном гидротермального почвообразования, поскольку формируются в пределах Кроноцкого заповедника, на территориях, включенных с 1996 г. в список всемирного природного наследия ЮНЕСКО.
"за
Автор глубоко благодарен своему научному руководителю - д.г.н. Н.П.Солнцевой
предоставление материалов, критические замечания и помощь на всех этапах написания и подготовки диссертации. Ее идеи, требовательность и доброжелательное внимание привили автору интерес к проводившимся исследованиям и глубоко повлияли на его личность.
В организации полевых исследований на Камчатке большую поддержку автору оказали д.г.-м.н. Г.А.Карпов, к.г.н. С.М.Фазлуллин, д.г.-м.н. С.Н.Рычагов, к.г.-м.н. И.Ф.Делемень.
Автор благодарит д.с-х.н. Н.П.Чижикову, д.с.-х.н. Б.П.Градусова и д.г-м.н. В.А.Ерощева-Шака за неоднократные консультации, дирекцию Кроноцкого заповедника за предоставленное разрешение работать на особо охраняемой территории, А.Г.Коваленкова за осуществление вертолетной заброски на территорию исследований, Т.Ю.Самкову и А.М.Волынскую за помощь в выполнении полевых работ.
Геологические условия формирования и разгрузки гидротерм
Гидротермальные процессы в пределах рассматриваемых гидротермальных систем получили развитие 10-30 тыс. лет назад и продолжаются до настоящего времени (Аверьев,Белоусов,1965;Карпов,1988). Они связаны с сохранением в недрах геологических структур остаточных магматических очагов. Идущие от них мощные тепловые и парогазовые потоки создают локальные участки с резко аномальными геотермическими условиями, что обеспечивает нагрев вышележащих пород до весьма высоких температур (200-300 С и более). Поверхностные воды, поступающие по трещинам в зону такого прогрева, в свою очередь нагреваются и, обогатившись магматическими газами и глубинными компонентами, циркулируют в недрах гидротермальных систем, разгружаясь на поверхности в наиболее пониженных участках рельефа. На склонах и положительных элементах рельефа выходят высокотемпературные парогазовые фумарольные струи. К многочисленным естественным термопроявлениям относятся сотни мелких парогазовых проколов, бессточных воронок, грязевых котлов и вулканчиков, мощные грифоны и источники с кипящей водой, - все это выходит на поверхность гидротермальных систем, обусловливая существование здесь уникальных термальных ландшафтов.
Термопроявления обнаруживаются не по всей площади гидротермальных систем, а лишь в пределах отдельных термоаномальных участков (термальных полей), соответствующих зонам тектонических разломов и трещин в породах фундамента (Белоусов,1965;Карпов,1988;Леонов,1989). На Узоне современная гидротермальная деятельность сосредоточена в приосевой зоне кальдеры, тяготея к ее северному борту. На местности хорошо прослеживается цепочка термальных полей, протягивающихся от северного подножия экструзии горы Белой до прижерловой зоны вулкана Узон. В соответствии с пространственным расположением и характерными признаками выделяется 6 термальных полей (Карпов, 1988): Восточное (с тремя отдельными участками), Оранжевое, Северное, район Фума-рольного озера, Западное и Южное (рис.4). Отмечается четкий тектонический контроль термопроявлений, приуроченных к узлам пересечений глубинного разлома с оперяющими трещинами северо-восточного простирания. По периферии, под внутренними бортами кальдеры, находятся термальные поля, располагающиеся на пересечении оперяющих разломов с кольцевыми (Карпов, 1988). В Долине Гейзеров гидротермальная деятельность контролируется глубинным разломом северо-восточного простирания, с которым совпадает тальвег р.Гейзерной (Устинова, 1955; Леонов, 1989). Основные термопроявления, горячие источники и гейзеры расположены в нижнем течении р.Гейзерной и долине рч.Водопадного, в пределах Гейзерного термального поля (рис.5). Другие, менее крупные термальные площадки находятся в верховьях р.Гейзерной и на склонах влк.Кихпиныч.
В пределах Паужетской гидротермальной системы также выделяется несколько термальных полей, характеризующихся четкой геоструктурной приуроченностью. Все они в значительной степени разбурены разведочными и эксплуатационными скважинами Паужетской ГеоТЭС. Условия формирования и разгрузки гидротерм в кальдере вулкана Узон и Долине Гейзеров во многом сходны с наблюдаемыми в США (Йеллоустон), где гидротермальная деятельность проявляется в пределах кромки 600-тысячелетней Иеллоустонской кальдеры и связана с циркуляцией грунтовых вод в водопроницаемых породах, раздробленных трещинами и разломами (Wilson,Rodman et al.,1997). Парогидротермы Паужетского района аналогичны существующим в Новой Зеландии (район Вайракей-Вайотапу), где геотермальные ресурсы также успешно используются для выработки электроэнергии (Lloyd, 1959; Vucetich,Wells,1978). В целом климат Восточной и Южной Камчатки характеризуется как "холодный, избыточно-влажный, с холодной многоснежной зимой" (Почвенно-географическое районирование СССР, 1962). Его основные черты определяются положением в умеренных широтах, близостью холодных акваторий Охотского моря и Тихого океана, а также горным рельефом местности. Интенсивная циклоническая деятельность, проявляющаяся в восточной и южной частях полуострова, обусловливает здесь высокие количества осадков (в кальдере Узон выпадает 2000-3750 мм в год, а в предгорьях юга Камчатки, на высоте 700-800 м - до 4500 - 5000 мм). Суммы осадков в два-три раза превышают среднегодовую величину испарения, и поэтому в почвах наблюдается постоянный избыток влаги (Любимова, 1961). Сумма температур 10 С не превышает 1200 С, т.е. по термическим условиям рассматриваемые территории находятся в пределах холодного пояса. Средние температуры самого теплого месяца всюду менее+15,+17 С, а самого холодного колеблются от - 15 до-18 С (Любимова, 1961).Малая продолжительность теплого периода (около 130 безморозных дней) определяет развитие в почвах длительной сезонной мерзлоты, полностью исчезающей лишь в июле-августе (Любимова, 1961). В горно-тундровой зоне и, реже, в зоне кустарников, на глубине 1,5-2 м местами развита многолетняя мерзлота (Зонн и др., 1963). Тем не менее, непосредственно на термальных полях мерзлота отсутствует, а устойчивый снежный покров не формируется. Температуры почв варьируют в широких пределах и могут достигать 65 С и более (Солнцева,Гольдфарб,1994,1995,1998; Гольдфарб,1996; Самкова,1996 и др.). В непосредственной близости от термопроявлений вынос тепла к поверхности определяет специфику микроклиматических условий. Температуры приземных слоев воздуха оказываются здесь выше, чем на прилегающих территориях (на 5-10 С летом, на 15-20 С -зимой). Из парогазовых струй над термальными полями формируются теплые туманы.
Растительность
Для восточной и южной Камчатки обычно выделяют четыре высотных растительных пояса (Любимова, 1961): каменноберезовых лесов с высокотравьем, субальпийских кустарников (стлаников), сухих горных тундр, низкотравных альпийских лугов. Воздействие термопроявлений приводит к тому, что на территории исследований не наблюдается резкой высотной поясности развития растительности, свойственной всем горным районам. Так, в кальдере вулкана Узон, расположенной в поясе горных тундр, фактически на одном гипсометрическом уровне совмещается растительность нескольких высотных поясов (Карпов, 1980). Сама кальдера является как бы маленьким оазисом, где по благоприятным местообитаниям чередуются участки каменных березняков, ольхового и кедрового стлаников, злаково-разно-травной растительности (Егорова, 1993). Более того, здесь наблюдаются даже высотные инверсии растительности, когда растительность более высоких горных поясов оказывается расположенной по склону ниже растительности низкогорий.
Горячие источники на фоне достаточно суровой климатической обстановки создают особые экологические очаги для развития растительности (Липшиц, 1936; Комаров, 1950, 1951; Тихомиров, 1957; Трасс,1963; Плотникова,Трулевич,1975; Рассохина,Чернягина,1982). Установлено, что термопроявления являются своего рода "конденсаторами" многих теплолюбивых элементов флоры, часто отсутствующих за пределами термальных полей. С.Ю.Липшиц (1936) и Х.Х.Трасс (1963) выделяют следующие группы термофильной растительности: 1) облигатные термофилы, встречающиеся только на термальных участках: фимбри-стилис охотский (Fimbristylis ochotensis), ужовник термальный (Ophioglossum thermale), зюзник (Lycopus uniflorus), шлемник (Scutellaria kamtsch.), болотница камчатская (Eleocharis kamtsch.); 2) облигатно-факультативные термофилы, встречающиеся преимущественно на прогретых участках, изредка же и в нетермальных условиях: подорожник, гравилат, лапчатка, полевица, гроздовник, незабудка и др.; 3) факультативные термофилы, встречающиеся как в термальных, так и в нетермальных условиях, "выходцы" из других типов растительности: росянка, кипрей беренгийский, какалия камчатская, эпилобий, ситник, белозор, лютик, подмаренник, птармика и др. Термальный подогрев приводит также к более раннему развитию растительности весной и к более позднему ее отмиранию осенью, благодаря чему период вегетации растений удлиняется в среднем на 40-50 дней (Липшиц, 1936; Плотникова, Трулевич, 1975; Рассохина, Чернягина,1982). Непосредственно у горячих источников трава и зеленые мхи растут круглый год, так как почва всегда прогрета и не покрывается снегом (Карпов, 1980).
В пределах термальных полей по мере приближения к термопроявлениям наблюдаются закономерные смены растительных ассоциаций, изменение жизненных форм, видового разнообразия и суммарной биомассы растений. Как отмечают Х.Х.Трасс (1963) и Л.И.Рассохина (1982), распределение растительности в первую очередь связано с температурным фактором. Л.С.Плотникова и Н.В.Трулевич (1975), изучавшие флористический состав в районе Паужетских термальных источников, показывают, что повышение почвенных температур (в корнеобитаемом слое) от 20 до 50 С положительно сказывается на численном составе, росте и развитии растений. Общее число видов на всех площадках, расположенных в этом диапазоне температур, несколько превышает число видов на более холодных участках и значительно превышает количество видов на площадках внутри изотермы 50 С и выше. Растения в пределах изотерм 20-50 С достигают максимальной высоты; поверхность почвенного покрова обычно полностью задернована. После превышения изотермы 50 С наблюдается резкое сокращение числа видов, полное исчезновение древесных растений, а сохранившиеся травянистые оказываются заметно угнетенными. Растительный покров на этих площадках несомкнут, покрытие почвы составляет всего 40% в области изотермы 50 С, и 25-40% в границах изотермы 70 С (Плотникова, Трулевич, 1975). Высота растений сокращается на десятки сантиметров по сравнению с обычными условиями, многие из них имеют вид обожженных. На самых горячих участках растительность полностью «выгорает» и гибнет (Липшиц,1936; Рассохина,Чернягина,1982). Глубина проникновения корней вглубь почвы также оказывается строго лимитированной величиной температур: на прогреваемых участках она не превышает 6 см, тогда как на обычных - 15 см и более (Рассохина,Чернягина,1982).
Аналогичные изменения в характере растительности были отмечены вблизи горячих источников в Новой Зеландии и США (Vucetich,Wells,1978; Bockheim,Ballard, 1975; Wilson, 27 Rodman et al.,1997). В непосредственной близости от термопроявлений растительный покров оказывается скудным, отмечаются признаки угнетения растений (низкорослость, неправильная форма кроны, суховершинность), поверхностная корневая система. В наиболее низких участках термальных котловин температурные и химические условия оказываются настолько экстремальными, что не позволяют обосноваться растительности совсем (табл.2). Установлено, что растительность в окрестностях горячих ключей распределяется по зонам (Плотникова, Трулевич,1975; Рассохина,Чернягина,1982 и др.). Х.Х.Трасс (1963) описывает несколько микрозон растительности вокруг горячего ключа в Долине Гейзеров, указывая, что может быть выделено несколько типов зональной комплексности (ключевая, склоновая, фумарольная и др.), каждой из которых будут присущи свои комбинации растительных микрозон. Мозаичность растительного покрова кроме неоднородности температурных условий определяется водно-воздушным режимом почв и их химическими свойствами. Однако строгой закономерной связи между микрозонами растительности и физико-химическими свойствами почв установить не удалось (Трасс, 1963). Т.Ю.Самкова (1996), изучавшая растительность Верхнего термального поля Паужет-ского месторождения, выделяет в его пределах 32 растительных ассоциации, определяющих большую пестроту растительного покрова территории. Установлено, что распределение растительных сообществ на термальном поле носит микропоясный характер, связанный с изменением температуры почв и условий микрорельефа. В нижней части склонов, на участках с выходами паровых струй развиты осоково-моховые ассоциации с участием полевицы (Agrostis scabra) и росички обыкновенной (Digitaria ischaemum). Микроповышения на фоне осоково-моховых ассоциаций занимают полынно-моховые и лапчатковые сообщества, часто оконтуривающие прогретые площадки. На некотором удалении от термопроявлений, в средней и верхней частях склонов развиты вейниково-полынные и полынно-разнотравные ассоциации с участием герани волосистоцветковой (Geranium erianthum), бодяка камчатского (Cirsium kamtsch.), анафалиса жемчужного (Anafalis margaritacea), василистника Тунберга (Thalictrum Thunbergii) и других видов. По мере дальнейшего удаления от термопроявлений на крупных холмах и обширных поверхностях между термальными полями появляются кедровый и ольховый стланик, редкостойные леса из каменной березы или горно-тундровая растительность. За пределами основных термальных площадей растительность практически ничем не отличается от развитой в зональных ландшафтах соседних территорий.
Минералогический состав
Минералогия гидротермалитов - гидротермально измененных пород, формирующихся в приповерхностных условиях и недрах гидротермальных систем Камчатки, изучена достаточно детально (Набоко,1961,1962,1963,1974,1980; Набоко и др.,1965; Ерощев-Шак и др., 1977; Ерощев-Шак,1987,1992; Карпов,1988 и др.). Минералогический состав почв, развивающихся в сфере влияния гидротермальных систем, остается практически не исследованным. Отдельные работы почвоведов, изучавших влияние гидротермального процесса (Градусов и др., 1975; Васильев, Бабанин и др., 1986; Карпачевский и др., 1989), в первую очередь затрагивают минералогию субстратов почвообразования - гидротермальных глин. При этом описания минералогического состава почвенных горизонтов, формирующихся над толщей гидротермально измененных пород, практически отсутствуют. Не показаны изменения, происходящие под влиянием гидротермального процесса в почвенных профилях в целом (а не только в их нижней части), не описаны процессы трансформации минеральной массы почв, соотношения первичных (унаследованных, входящих в состав пеплов) и вторичных (трансформированных и новообразованных) минералов, основные парагенезисы минералов при разной интенсивности гидротермального воздействия на почвы. Решение этих вопросов важно для понимания генезиса рассматриваемых почв.
Методика исследований. В настоящей работе, при изучении минералогического состава почв исследовалась, главным образом, илистая фракция (размерностью 0,001 мм). Образцы почвенного мелкозема очищались от органических веществ и аморфных соединений по методу Мера-Джексона (Mehra-Jackson,1960). Последующее выделение илистой фракции осуществлялось по методике Н.И.Горбунова (1971). Фазовый минералогический анализ проводился рентгеновским методом, на универсальной рентген-дифрактометрической установке HZG-4a (производства «Карл Цейсе Йена», Германия) . Съемка производилась для ориентированных препаратов (насыщенных Mg2+) в воздушно-сухом состоянии, после насыщения препаратов этиленгликолем (в течение 2-х суток в эксикаторе) и после 2-х часового прокаливания при 550 С. Отдельные образцы илистой фракции были повторно отсняты после проведения калиевой контрактации (насыщение 1н КС1); для некоторых препаратов был проведен «тест на смешанослойность» (прокаливание при 300 С).
Кроме ориентированных препаратов илистой фракции для получения более целостного представления о минералогическом составе почв на рентгеновском дифрактометре снимались также порошкограммы нативных образцов почвенного мелкозема ( 1 мм). Для обработки и расчета рентгеновских дифрактограмм использовалось программное обеспечение, разработанное Ю.В. и В.А.Ташлановыми (WINSCALER) и А.Е.Удиловым (PEAK FIND). Идентификация минералов по данным рентгеновского анализа проводилась по общепринятым руководствам и справочным пособиям (Рентгенографические методы...,1965; Руководство...,1975; Рентгенография...., 1983; Шлыков, 1991 и др.), а также с использованием кристаллографической базы данных Института экспериментальной минералогии РАН «МИНКРИСТ» (http://database.iem.ac.ru). Отдельные образцы илистой фракции дополнительно исследовались термогравиметрическим методом, на дериватографе Q-1500D (производства Венгрии) .
Изложение результатов минералогического анализа проводится для трех основных групп почв гидротермальных систем, выделенных в разделе 2.1. Минералогический состав почв на аэральных пирокластических субстратах характеризуют рентген-дифрактограммы поверхностных и погребенных горизонтов почв, развитых за пределами термальных полей в кальдере вулкана Узон (рис.9). Прежде всего, обращает внимание низкое содержание илистой фракции в составе поверхностных органо-минеральных горизонтов (5,4-5,9%), что, очевидно, объясняется «молодостью» 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,19бб; Соколов, 1973; Vucetich,Wells,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 (3.35А) и полевые шпаты (преимущественно плагиоклазы- 3.21-3.19 А; 3.76 А). 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 А).
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 SiCb - Allen,Hajek,1989; Kawano,Tomita,2001), либо же трансформационному преобразованию унаследованных слоистых алюмосиликатов, входивших в состав исходной пирокластики (Borchardt,1989).
Классификационная принадлежность почв гидротермальных систем
Предпринята попытка определить классификационное положение изученных почв в соответствии с принципами новой российской почвенной классификации (Классификация..., 2004). Н.П.Солнцевой, И.Л.Гольдфарбом (1998) предложен вариант классификации почв гидротермальных систем, построенный на принципах генетичности (через строение почвенного профиля) и иерархичности (позволяющий рассмотреть соподчиненность таксономических категорий). Ниже приводится более разработанный и уточненный вариант этой классификации, построенный с привлечением дополнительных данных (табл.21). Поскольку все почвы гидротермальных систем формируются в условиях периодических пеплопадов и современной гидротермальной деятельности, их следует относить к стволу синлитогенных («Классификация...», 2004). В профиле таких почв литологические особеннности пород выражены более ярко, чем результаты почвообразования. Неодинаковый набор и соотношение основных почвообразовательных процессов на разных участках гидротермальных систем (табл.20) не позволяют объединить рассматриваемые почвы в какую-то одну таксономическую единицу. По совокупности признаков существенным образом различаются почвы на пирокластических, гидротермальных и гетерогенных субстратах.
Почвы на пирокластических субстратах характеризуются следующими общими признаками: слоистостью и полигенетичностью почвенного профиля, преобладанием в минералогическом составе легко выветривающихся первичных пирокластических минералов и аморфных новообразованных веществ, низкими содержаниями кристаллических глинистых минералов, низкой величиной поглотительной способности, высокой гумусностью и полимодальным распределением гумуса, специфическими водно-физическими свойствами (провальной фильтрацией и одновременно высокой водоудерживающей способностью, псевдо-тиксотропией) и др.. Перечисленные признаки в целом характерны для большинства вулканических почв Камчатки и позволяют отнести почвы данной группы к отделу вулканических («Классификация.. .»,2004). В пределах данного отдела по строению профиля различаются почвы, формирующиеся в мезоморфных и гидроморфных условиях. В профиле почв, формирующихся в мезоморфных условиях (разр.У-2, ПВ-6 и др.), наряду с органогенными и иллювиально-гумусовыми горизонтами, присутствуют охристые иллювиально-метаморфические горизонты, что позволяет относить их к типу охристых вулканических почв, выделенному И. А. Соколовым (1973). По совокупности л отологических признаков — повышенной мощности и четкой слоистости пирокластических отложений, неоднородности гранулометрического состава, наличию нескольких погребенных элементарных профилей, - рассматриваемые почвы наиболее соответствуют подтипу слоисто-охристых вулканических почв, широко распространенному на востоке и юге Камчатки на границе зоны интенсивных пеплопадов (Соколов, 1973, «Классификация...»,2004). В то же время, по ряду физико-химических особенностей слоисто-охристые почвы гидротермальных систем существенно отличаются от своих фоновых аналогов. Так, в поглощающем комплексе рассматриваемых почв присутствуют высокие содержания обменного натрия (рис.47,48); кроме того, отдельные горизонты почв могут быть засоленными (рис.46). В соответствии с этим предлагается выделять роды химически осолонцованных и засоленных (хлоридных или хлоридно-сульфатных) почв (табл.21). Таким образом, несмотря на отсутствие явных морфологических признаков гидротермального процесса, в почвах, формирующихся за пределами термальных полей, присутствуют признаки химического изменения, что отличает их от фоновых почв на уровне рода.
Почвы, формирующиеся на пирокластических субстратах в гидроморфных условиях (разр.У-10,У-18, и др.), характеризуются наличием нескольких элементарных профилей, состоящих из торфянистых, перегнойных и в различной степени оглеенных маркирующих горизонтов тефры, что, по-видимому, в целом характерно для гидроморфных почв зоны интенсивных пеплопадов. Указанное строение профиля, а также отсутствие в нем охристых горизонтов определяет необходимость таксономического обособления рассматриваемых почв. В «Классификации...» (2004) заболоченные почвы вулканических районов выделяются на уровне подтипов слоисто-пепловых торфяных (олиготрофных и эутрофных) почв в стволе органогенных почв. Между тем, гидроморфные почвы, встречающиеся на территориях гидротермальных систем, существенным образом отличаются от описанных в литературе вариантов. Для них характерна малая мощность торфяных горизонтов (менее 10-15 см), наличие засоления, а также особые физико-химические свойства. Полигенетичное строение почвенного профиля и выраженная слоистость тефры сближает данные почвы с уже рассмотренными вулканическими. Вследствие этого их предлагается выделять на правах самостоятельного подтипа слоисто-пепловых торфянисто-перегнойно-глеевых почв в отделе вулканических почв (табл.21). В пределах данного подтипа имеющиеся аналитические данные позволяют выделить только один род - засоленных сульфатных почв. Почвы на гидротермальных субстратах по совокупности процессов и свойств коренным образом отличаются от описанных выше вулканических почв. Для них характерны отсутствие в профиле неизмененной пирокластики и погребенных элементарных профилей (моногенность), наличие глинистых горизонтов и преобладание в илистой фракции почв ок-ристаллизованных глинистых минералов, средний или тяжелый гранулометрический состав, а также средняя или высокая величина поглотительной способности. По сравнению с вулканическими, почвы данной группы отличаются меньшими запасами гумуса, сосредоточенными в основном в поверхностных горизонтах и резко убывающими с глубиной (рис.45), более фульватным его составом, увеличением долей "прочносвязанных" фракций и величины негидролизуемого остатка (раздел 2.3). Кроме перечисленных признаков, большинство рассматриваемых почв характеризуется специфическим температурным режимом. Основные морфогенетические особенности профиля почв определяются процессами метаморфизма минерального вещества (разрушением первичных пирокластических и синтезом кристаллических глинистых минералов), прогреванием почвенной массы и дерновым процессом (табл.20).
Специфика почвообразовательных процессов и общность формируемых ими свойств указывает на необходимость классификационного выделения данных почв в новый, самостоятельный отдел гидротермальных почв (термоземов) . Общими свойствами термоземов являются ярко выраженные признаки гидротермального метаморфизма минеральной массы с обязательным формированием в почвенном профиле специфических гидротермальных метаморфических горизонтов . По условиям своего образования эти горизонты коренным образом отличаются от любых других метаморфических горизонтов природных почв, так как формируются при активном участии литогенных («аллохтонных» по отношению к почве, наложенных) процессов, сопровождающихся прив-носом вещества и энергии и имеющих гораздо большую интенсивность, чем обычные («ин-ситные») процессы внутрипочвенного выветривания. Специфика гидротермальных метаморфических горизонтов позволяет предложить введение для них новых индексов . В том случае, когда в горизонтах, наряду с синтезом окри-сталлизованных глинистых минералов, выражены педогенные признаки (бурая или охристая окраска, потечность гумуса и железа, комковато-ореховатая структура и др.), предлагается использовать индекс ВТМ - иллювиально-метаморфические гидротермальные горизонты (что позволит отличать их от иллювиально-метаморфических (охристых) горизонтов вулканических почв - BAN). В тех случаях, когда признаки почвообразования в гидротермальных метаморфических горизонтах практически отсутствуют, предлагается использовать индекс ТМ, что отличает данные горизонты от обычных почвообразующих пород (С) и подчеркивает возможность их образования из исходно не измененных (не затронутых гидротермальным воздействием) почвенных горизонтов.
