Й 7 727 / 7 4 ба е 7 / л72 .‚; К 2 77 7 7 772г #° 7% \ 7 ” — Й» 7 # 7 | П# 27 в 27 Р 722 ‚7 ч /& и ПРЯУ //Л‚і 2 ПРГ7 © „ / » 77 22 # 77 К л# Рис. 26. НдИ т Гізб:::т:ем 1фрг‹\)кюграммы илистых фракций из разреза 66—-70 „ем: 1 — 0—10; 2 - 14—24; 3 — 30—40 50- я —40; 4 — 50—60; 5 — 70—80; 6 — 90— 100; 7 — 130—140; & — 1 ‚ у ;$ 8 — 150—160. / — : ТИ — Мв, 550° ; у — к, Нн, о 0. 1 - М&, Н,О; П — Мё, глицерин; / — МЕ, 350° ; кроме трехслойных силикатов, п нита и хлорита. Наблюдается ила по профилю Н:котордя Пифферегхшдаци;і минералогического состава ‚ аналогичная той, которая была выявлена для почв под- тайги. Вниз п - четыРехслойны?‹ профилю возрастает общее количество двухслойных и силикатов — магнезиальных хлоритов и иллитов. Наиболь- рисутствует НЁКОТОРОЭ количество каоли- оа в нижних — я : уменьшается само держание лабильных силикатов в составе илистой фракции. Аналогия с аза ао фхимш‚чеького и минералогического состава глинистого мате- профилях луговых Са-гумусовых почв южной тайги и подтайги 192 Таблица 41 илистыми фракциями при нагревании по интервалам температур Потеря Веса (разрез 66'70) ВВОНа оан [ - с | Потеря веса, % к воздушно-сухой навеске Глубина, см - -- - - Горизонт — | 20—250° 250—400 400—1000 х | В оее вьА” 50—60 9.5 1,6 5,7 16,8 ВЁе 90—100 10;9 19 6,2 19,0 -, « ВНННННННННННИ позволяет предполагать, что аналогичными являются и процессы, обес- печивающие изменения в почвах глинистого материала. Это разрушение магнезиальных хлоритов в верхних горизонтах и, ВОЗМОЖНО, ИХ частич- ный переход в лабильные структуры типа вермикулита, а также лессиваж, не приводящий, однако, к профильной дифференциации состава глинис- тых минералов. Оба эти процесса могут привести к наблюдаемой в этих почвах дифференциации минералогического состава и содержания ила по профилю. Следует обратить внимание на возможную причину супердисперсного состояния иллит-смектитовых минералов в верхней части профиля луговой Са-гумусовой почвы (до глубины 60 см). Современные условия среды и почвенного профиля, исключающие наличие сколько-нибудь заметных количеств обменного Ма, не могут обеспечить возникновение подобного свойства. Следовательно, оно является реликтом одного из предшествую- щих этапов почвообразования, когда на исходно засоленной породе фор- мировались почвы, характеризующиеся миграцией в профиле растворов; которые содержат достаточное количество иона Ма. Время этого этапа почвообразования — бореальное, когда территория южной тайги впервые после перигляциальных условий поздне-послеледниковья начала развиваться как гумидная лесная. Обращает на себя внимание, что супердисперсное состояние иллит-смек- титов прослеживается только в верхней половине почвенного профиля и отсутствует в нижней. Можно полагать поэтому, что почвенно-грунтовые воды лежали глубоко и вышщелачивание солей шло вертикально вниз беспрепятственно, без возвратов в нижнюю часть почвенной толщи. В то же время микропонижение, в котором сейчас сформирована луговая Са-гуму- совая почва, существовало и тогда, т.е. оно первичное (а не просадочное, суффозионное и др., возникшее позже в результате вымывания солей и карбонатов). Процесс рассоления почвогрунтов сопровождался не только нисходящей, :ЁГЁ Т;атерэльной миграцией солей, которые в течение достаточно длитель- ремени поступали боковым стоком в верхние горизонты почвы ;ЁВЁЁЁЁ{З{ЁИЁЁШ{Я. Это, по-звидимому, и _обеспечило возможность ГОРИЗОН’ШХАЦ в репгітетки лабильных трехслойных силикатов в верхних ний уа Моглс›чвы. озже, в период оптимума голоцена, это свойство м солейц ю о сформироваться. Почвогрунты территории были уже лише- ж \/ХУДЦ;ае тоё›фовывание не достигло еще той степени, когда оно серьез- ь ; Ъ ' т общее дренирование водоразделов , почвенно-грунтовые 80)11;›; Э. Зак. 267