SKŁAD MINERALNY FRAKCJI MNIEJSZYCH OD 0,02 mm GLEBY

SKŁAD MINERALNY FRAKCJI MNIEJSZYCH OD 0,02 mm GLEBY

R O C Z N IK I G L E B O Z N A W C Z E T. X X X V II , N R 4, S . 9—22, W A R S Z A W A 1986
Z Y G M U N T B R O G O W S K I, A D A M M A Z U R E K
SKŁAD MINERALNY FRAKCJI MNIEJSZYCH OD 0,02 mm GLEBY
ALUWIALNEJ
K a te d r a G le b o z n a w stw a S G G W -A R w W a r sz a w ie
W STĘ P
M inerały ilaste, obok związków organicznych, decydują o wielu właś­
ciwościach fizykochemicznych gleb. Niniejsze badania dotyczą frakcji granulometrycznych, które są podstawą wydzielenia gatunków gleb. Prób­
ki gleby do badań pobrano z Rolniczego Zakładu Doświadczalnego
SGGW-AR w Wilanowie. Profil zlokalizowano na współczesnym tarasie
zalewowym Wisły. Gleby tego obszaru były szczegółowo opracowane w
roku 1966 [12].
Celem niniejszych badań było rozpoznanie składu mineralnego frak­
cji < 0,02 m m wydzielonych z mady brunatnej współczesnego tarasu Wi­
sły. Gleby wytworzone na starym tarasie Wisły w okolicy Kazunia Pol­
skiego, odległego od Wilanowa o około 30 km, zostały już omówione [1].
M ETODYKA
Glebę z pięciu poziomów w ilości 0,5 kg przesiano przez sito o 0 oczek
1 mm, gotowano i przenoszono do pięciolitrowych cylindrów, mieszano
mieszadłem wirnikowym i wydzielano frakcję < 0,002 mm. Operację go­
towania i mieszania powtarzano około 10— 15 razy, aż zaistniała pewność,
iż frakcja < 0,002 mm została całkowicie oddzielona od ziaren o więk­
szej średnicy i wydzielona. Wydzielanie grubszych ziaren metodą A tterberga odbywało się już bez tych zabiegów.
M inerały ilaste oznaczano za pomocą dyfraktrom etru TUR-M-62 wy­
korzystując promieniowanie Cu — K i filtr niklowy. Stosowano napięcie
34 kV i natężenie 10 mA. Związki organiczne we frakcjach przygotowy­
wanych do badań rentgenograficznych usuwano wodą utlenioną rozcień­
czoną w odą'destylowaną w stosunku [1:1].
10
z . Brogowski, A. Mazurek
Uziarnienie obliczono z ilości frakcji wydzielonych metodą A tterberga. Kationy wymienne (Ca+M g + K + N a) wypierano z gleby metodą
elektrodializy przy napięciu 100 V w czasie 30 godzin podzielonych na 10
odcinków 3-godzinnych, po których zbierano płyny katodowe oznaczając
oddzielnie Ca, К i Na metodą fotopłomieniową na aparacie Schuhknechta,
Mg zaś metodą ASA. Kwasowość hydrolityczną oznaczano metodą Kappena.
W Y N IK I B A D A Ń
S t a n u z i a r n i e n i a . W badanej glebie jest on w zasadzie wyrów­
nany w całym profilu w grupach frakcji < 0,1 mm. Frakcja piasku drob­
nego występuje warstwowo (tab. 1), ziarna grubego piasku nie w ystępują
w ogóle, a średniego — w ilościach śladowych.
Dominującą frakcją są ziarna pyłowe, które przeciętnie stanowią oko­
ło 50% stałej fazy gleb. Wahania w poszczególnych poziomach zam yka­
ją się w granicach od 43,0 do 55,0%. Przeważa w tej frakcji pył drobny
(0,05—0,02 mm). Natomiast frakcje < 0,02 mm, będące głównym obiek­
tem naszych zainteresowań, stanowią przeciętnie 32,5% przy wahaniach
od 22,4 do 37,6%, Frakcje 0,02—0,01 mm wynoszą w profilu przeciętnie
około 9%, frakcje 0,01—0,005 mm — 5,5%, frakcje 0,005—0,002 — około
6% i < 0,002 mm — około 11%. Wahania w poszczególnych poziomach
wymienionych frakcji nie są szczególnie duże, z w yjątkiem poziomu (B)C
i frakcji < 0,002 mm.
W ł a ś c i w o ś c i s o r p c y j n e . W całej masie glebowej w różnych
poziomach są one zbliżone, a szczególnie całkowita pojemność sorpcyjna
(tab. 2). Ilościowe występowanie kationów wymiennych w omawianej
glebie można uszeregować następująco:
Ca2+* > Mg2+ > H+ > Na+ > K +
Układ jakościowy i ilościowy tych pierwiastków, z punktu widzenia żyz­
ności gleb, jest korzystny. Stąd też, biorąc pod uwagę uziarnienie oma­
wianej gleby, zasobność w kationy wymienne, odczyn oraz morfologię
profilu i usytuowanie w terenie, zaliczono ją do klasy bonitacyjnej I. Ob­
szar zajmowany przez tę glebę był przed 5—7 laty pod uprawą zbóż i w a­
rzyw, a obecnie znajduje się pod sadami jabłoniowymi.
S k ł a d m i n e r a ł ó w i l a s t y c h . We frakcjach < 0,02 mm jest
on wyraźnie zróżnicowany zarówno w grupach frakcji, jak i poziomach
genetycznych profilu glebowego.
Frakcja < 0,002 mm zawiera poza związkami bezpostaciowymi, orga­
nicznymi i m ineralnym i różne m inerały ilaste (tab. 3). We wszystkich po­
ziomach genetycznych występują: illity, sm ektyty, chlory ty, a w dolnej
części profilu również wermikulity. W górnej części profilu w ystępują mi-
Tabela 1
Skład gran u lornet ryczny gleby oznaczony metodą Atterberga
Granulometric composition o f soil determined by Atterberg method
Głębokość
pobrania
próbek
Depth o f
sampling
cm
0 - 30
30- 60
60- 90
90-120
120-150
% ziaren о średnicy w mm — % o f grains with diameter
Poziomy
genetyczne
Genetic
horizons
--------1-0,5
------ !----- -------------0,5-0,25
i"....
0,25-0,1
’
!i • ■ — - - ■,
0,1-0,05
- -
!
0,05-0,02
0,02-0,01
0,01-0,005
0,005-0,002
< 0 ,0 0 2
7,0
10,6
6,4
11,9
10,2
5,3
7,0
4,2
6,1
5,1
5,8
16,1
20,0
36,5
36,8
40,0
29,8
7,6
4,2
6,6
4,7
12,9
12,0
7,6
13,0
10,5
17,6
32,6
9,2
5,5
5,8
11,2
1
_____________ 11________ J i
i
i
i
1
i
Ap
(2?)
0,0
0,0
m e
CG
CG
0,1
0,0
0,0
1,2
1,0
1,3
!,°
0,9
24,8
6,6
23,2
i
!
7,1
22,6
23,0
18,5
16,2
14,3
1
i
Średnio
Average
--
—
1,1
16,9
Z. Brogowski, A. Mazurek
12
Ta b e l a 2
N iektóre właściwości fizykochemiczne gleby
Some physico-chemical properties o f soil
Głębokość
pobrania
próbek
D epth o f
sampling
cm
!
i
!
Średnio
Average
v% =
Si 100
H 20
KCl
Ca2 +
M g2 +
K+
N a+
suma
Si sum
1,00
1,20
0,91
1,39
1,80
13,26
14,17
14,10
12,57
17,71
i
i
i
_
i 5,8
1i 6,8
6,7
6,6
6,4
i
1 -
0°
6,4
i 7,1
7,3
7,1
! 7,0
ON
4^
0 - 30
3 0 - 60
60 - 90
90-120
120-150
Kationy wymienne — Exchangeable cations
m eq /100g gleby —-m eq /1 0 0 g o f soil
pH
7,90
9,92
9,30
12,10
2,84
; 4,65
1 2,40
' 1,52
j 3,31
0,78
0,42
0,87
0,36
0,50
9,57
2,95
0,59
i
i!
1,26
Hh
(Si + H h)
2,54
1,13
1,38
1,30
83,9
91,6
92,6
90,1
93,2
1,53
90,3
1 ,3 P
I
14,36
nerały mieszanopakietowe typu chloryt-werm ikulit. W poziomie 120—
— 150 cm w ystępują również m inerały mieszanopakietowe typu illit-sm ektyt (tab. 3 i rye. 1). We frakcji tej ze wszystkich poziomów w ystę­
puje domieszka kwarcu. Istnienie wymienionych minerałów potwierdza­
ją refleksy w zakresie:
— dla illitu 10,1 À, które po glikolowaniu nie wykazują przesunięć,
jak również prażenie w 550°C nie powoduje przesunięć, lecz jedynie
wzmocnienie refleksu (rye. 1);
— dla smektytów 14,0 do 14,7 Ä, co wskazuje raczej na charakter mi­
nerałów o słabo uporządkowanej sieci i najprawdopodobniej mieszanopakietowych: smektytów-werm ikulitów lub chlorytów-wermikulitów,
gdyż pewna część po nasyceniu glikolem „ekspanduje” do 16,3— 18,7 À,
część zaś, jak na przykład chloryt, nie „ekspanduje”. Obecność chlorytów
przejawia się wyraźniej w górnej części profilu glebowego niż w dolnej.
Wskazują na to refleksy 7,14 i 3,56 Ä, mimo że zanikają one w próbkach
po prażeniu. Dodatkowe badania w podczerwieni i termiczne (DTA) nie
wskazują na obecność kaolinitu. We frakcji tej występuje spora ilość sub­
stancji bezpostaciowych i minerałów o słabej krystaliczności, jak wodoro­
tlenki żelaza i glinu. Substancje te utrudniają prawidłową interpretację
dyfraktogramów.
Frakcja 0,002—0,005 mm wykazuje obecność illitu, smektytów i chlo­
rytów we wszystkich poziomach profilu glebowego. W poziomach A x i (B)
zaznacza się również obecność wermikulitu, a w poziomach leżących na
głębokości 60—150 cm — również minerałów mieszanopakietowych, jak
należy sądzić typu illitu-sm ektytu (tab. 3 i ryc. 2). Refleksy na dyfraktogramach w zakresie 10 do 14,2 Â dla tej frakcji są silnie rozmyte. Gliko-
Skład m ineralny frakcji <0,02 mm gleby
13
Tabela
3
Skład mineralny ziaren glebowych o średnicy < 0 ,0 2 mm oraz zawartość próchnicy we frakcjach
i w glebie
Mineralogical com position o f soil grains with diameter < 0 ,0 2 mm and humus content in soil and
grain separates
G łębokość
pobrania
próbek
D epth o f
sampling
cm
Minerały* w ziarnach glebowych o średnicy w mm
Minerals in soil grains diameter in mm
Próchnica
w glebie
!
< 0,0 0 2
0,002-0,005
0,005-0,01
j
Humus
in soil
0,01-0,02
!
%
!
aaabbef
3,67
nie oznaczono
n.d.
2,63
aabbbccdde
4,17
aabbbccefgg
2,88
aabbeeeffg
0,90
nie oznaczono
n.d.
5,00
aabbbccdeggg
aaefggg
aacceeeffhh
3,06
2,88
0,90
0,40
90-120
aabbbccddde
3,67
aabbbccegg
2,89
aaccefggghhh
2,08
aabcceeeff
0,76
0,47
120-150
aabbbccdddegg
3,88
aabbbccegg
2,58
aabbbccef
1,88
aabcceeeff
0,55
0,35
0-30
30-60
60-90
aaabbbcceii
5,96**
aaabbccddee
5,76
aaabbcceiii
5,76
!
1
1,10
0,70
11
i
* Oznaczenie jakości minerałów: — Determination o f quality o f minerals:
a — illit — illite
b — smektyt — smectite
с — chloryt — chlorite
d — wermikulit — vermiculite
e — kwarc — quarz
f — skalenie— feldspar
g — mieszanopakietowy illit-smektyt — mixed-layer illite-smectite
h — mieszanopakietowy chloryt-smektyt — mixed-layer chlorite-smectite
1 — m ieszanopakietowy chloryt-wermikulit — mixed-layer chlorite-vermiculite
Liczba znaków odpowiada występowaniu minerałów: — N o o f dots equal amounts o f minerals :
3 znaki — dominacja — domination (a a a)
2 znaki — średnia zawartość — average amounts (a a)
1 znak — domieszka — admixture (a)
** Procent próchnicy (С organiczny х 1,724) — Percentage o f humus (organic С x 1.724)
lowanie spowodowało ekspansję sieciową minerałów od 11,9 do 17,6 Ä
z mniejszym lub większym natężeniem refleksów (ryc. 2). Prażenie w
tem peraturze 550°C spowodowało wzmocnienie refleksów 10,1 i 14,2 A.
Zaznaczają się również słabe refleksy w zakresie 14,9 i 6,52 Â we frak ­
cjach z poziomów leżących na głębokości 0—120 cm. Refleks 6,52 A, zja­
wiający się po podgrzaniu próbki w 550°C, jest tru d n y do interpretacji.
Refleks ten może pochodzić od określonego zeolitu [11]. W próbkach nie
Rye. 1. Dyfraktogramy frakcji < 0,002 mm
Fig. 1. Diffractograms of fractions < 0.002 mm
Rye. 2. Dyfraktogramy frakcji 0,002—0,005 mm
Fig. 2. Diffractograms of fractions 0.002—0.005 mm
16
Z. Brogowski, A. Mazurek
podgrzewanych refleks 5,0 Â odpowiada również minerałowi z grupy zeolitów [11]. Nie mamy jednak pewności co do charakteru m inerału dają­
cego te refleksy.
Frakcja 0,005—0,01 mm wykazuje duże zróżnicowanie pod względem
składu mineralnego w poszczególnych poziomach profilu glebowego. W
poziomie Ai występuje głównie illit z domieszką chlorytów — refleksy
10,0 i 7,14 Â oraz 13,9— 14,0 Â . Glikolowanie i podgrzewanie do tem pera­
tury 550°C nie zmieniały w zasadzie położenia refleksów, z wyjątkiem
refleksu przy 7,14 Ä, który po prażeniu w szczątkowej postaci przesunął
się do 6,6 Ä (ryc. 3), chociaż refleks ten występował i po glikolowaniu.
W poziomie (B), leżącym na głębokości 30—60 cm profilu glebowego,
poza minerałami nie pęczniejącymi, tj. illitem i chlorytem, występuje
sm ektyt oraz m inerały mieszanopakietowe typu illitu-sm ektytu. Zbliżony
zestaw minerałów występuje w tej frakcji w poziomie CG na głębokości
120—150 cm. Brak jedynie w tym poziomie minerałów mieszanopakieto­
wy ch.
W poziomach leżących na głębokości 60—120 cm w profilu występuje
illit i chloryt, ale dominują m inerały mieszanopakietowe typu illitu-sm ek­
tytu i chlorytu-sm ektytu (tab. 3, ryc. 3). Ponadto we frakcji tej poza
kwarcem we wszystkich poziomach występują w charakterze domieszki
skalenie.
Frakcja 0,01—0,02 mm swoim składem m ineralnym znacznie odbiega
od omówionych grup frakcji <C 0,01 mm. We wszystkich poziomach pro­
filu glebowego frakcja ta zawiera niewielkie ilości illitu i chlorytów
(tab. 3, ryc. 4). Dominującym minerałem w tej frakcji jest kwarc z w y­
raźną domieszką skaleni. W niektórych poziomach zaznaczają się nie­
znaczne domieszki minerałów mieszanopakietowych typu illitu-sm ektytu
(poziom (Б)) lub chlorytu-sm ektytu (poziom (B)C). W poziomach leżących
na głębokości poniżej 90 cm zaznaczają się śladowe ilości smektytu. Za­
stanaw iający jest fakt występowania refleksów 6,3—6,5 A, nie zmienia­
jących swej lokalizacji zarówno po glikolowaniu próbek, jak i podgrze­
waniu do 550°C (ryc. 4).
M i n e r a ł y il a s t e a w ł a ś c i w o ś c i s o r p c y j n e gleby.
O pojemności sorpcyjnej gleb decydują, poza minerałami ilastymi, rów ­
nież związki organiczne oraz substancje bezpostaciowe i inne. O pojem­
ności sorpcyjnej (wymiennej) gleb decyduje głównie suma frakcji
< 0,02 mm. Według wcześniejszych badań [2] frakcje te biorą udział w
około 90% w pojemności sorpcyjnej wymiennej. Biorąc pod uwagę, iż w
badanej glebie frakcja ta stanowi przeciętnie 31,7%, a pojemność sorpcyj­
na gleby 15,9 meg/100 g, to na każdy gram frakcji < 0,02 mm przypada
0,45 meq kationów wymiennych. Natomiast na gram frakcji < 0,002 mm
przypada przeciętnie aż 0,85 meq. Te przybliżone dane potwierdzają, iż w
badanych frakcjach w ystępują raczej m inerały o wyższej pojemności
Rye. 3. Dyfraktogramy frakcji 0,005—0,01 mm
Fig. 3. Diffractograms of fractions 0.005—0.01 mm
Rye. 4. Dyfraktogramy frakcji 0,01—0,02 mm
Fig. 4. Diffractograms of fractions 0.01—0.02 mm
Skład m ineralny frakcji <0,02 mm gleby
19
sorpcyjnej, tj. smektyt, werm ikulit w najdrobniejszej frakcji oraz m inera­
ły o średniej zdolności sorpcyjnej, tj. illit, chloryt i mieszanopakietowe
(tab. 3). Mała zawartość minerałów ilastych wykazuje frakcja 0,02—
—0,01 mm. Gdyby ją eliminować z podanych wyżej obliczeń, wówczas
pojemność sorpcyjna 1 g^frakcji < 0,01 mm badanej gleby wynosiłaby
około 0,6 meq. W każdym razie pojemność sorpcyjna omawianej gleby
potwierdza w pewnym stopniu stan jakościowy składu mineralnego bada­
nych frakcji.
D Y SK U SJA
Gleby współczesnych dolin rzecznych, powstających w wyniku zacho­
dzących obecnie procesów aluwialnych, można zaliczyć do gleb młodych.
M ateriał natomiast, z którego gleby te powstają, może pochodzić z gleb
będących w różnym stadium ewolucyjnym i różnym wieku bezwzględ­
nym. Dlatego wydawało się, że we frakcjach < 0,02 mm wystąpią m ine­
rały ilaste powstające w nowych w arunkach sedymentacyjnych, jak rów ­
nież m inerały pochodzące z obszarów alimentacyjnych. Oczekiwano, że w
osadach aluwialnych współczesnych pozostaną m inerały trwałe, będące
końcowym etapem ewolucyjnym w naszych warunkach, jak kaolinit.
Tymczasem w badanych frakcjach gleby aluwialnej nie stwierdzono na­
wet śladów kaolinitu. W zbliżonych osadach, lecz wiekowo starszych, li­
czących około 10 500 lat (starorzecze Wisły — Kazuń Polski [1]) kaolinit
występuje w niewielkich ilościach. Należy sądzić, że w glebach obszaru
Polski m inerały z grupy kaolinitów występują w niewielkich ilościach,
a one nie zależą od kierunku procesów glebo twórczych [6]. W związku
z tym brak ich w osadach współczesnych, powstających z osadów i gleb
starszych. Głównym minerałem w większości gleb Polski, szczególnie gleb
wytworzonych z utworów lodowcowych i wiekowo zbliżonych do lodow­
cowych, jest illit [4, 7—9, 10, 13— 17] oraz m inerały mieszanopakietowe
0 mniej lub bardziej uporządkowanej budowie krystalicznej. W badanej
glebie aluwialnej we wszystkich analizowanych frakcjach są obecne: illit
1 m inerały mieszanopakietowe różnych typów. Ponadto we wszystkich
frakcjach < 0,02 mm mniej więcej w jednakowym rozproszeniu w ystę­
puje chloryt oraz w zróżnicowanym rozproszeniu — smektyt. W erm ikulit
w ystępuje w większych ilościach głównie we frakcji < 0,002 mm (tab. 3).
Skład m ineralny frakcji o średnicy 0,01—0,02 mm wyraźnie odbiega od
składu mineralnego frakcji < 0,01 mm. Duży udział w tej frakcji stano­
wią m inerały pierwotne: kwarc i skalenie. W związku z tym na podsta­
wie wcześniejszych prac powstaje pytanie, czy frakcja 0,01—0,02 mm nie
powinna być włączona do frakcji pyłu w podziale Polskiego Towarzystwa
Gleboznawczego. Byłyby w takim ujęciu trzy frakcje piaskowe, trzy
frakcje pyłowe (gruby, średni i drobny) oraz trzy frakcje części spławialnych < 0,01 mm.
20
Z. Brogowski, A. Mazurek
W badanych frakcjach o średnicy 0,005—0,01 i 0,01—0,02 występuje
mniej lub bardziej w yraźny refleks w zakresie 6,32—6,50 À, sugerujący
istnienie specyficznego minerału. Z dużym zastrzeżeniem można by są­
dzić, iż mogą to być m inerały z grupy zeolitów [3]. K o w a l s k i [11] po­
daje, że te stałe sieciowe 6,53 Ä i 5,01 Ä oraz 3,23 A charakteryzują harmotom należący do grupy zeolitów. Być może są to inne m inerały przej­
ściowe powstające w czasie transform acji minerałów pierwotnych [5, 9,
11]. Sprawa ta wymaga wyjaśnienia i ścisłej identyfikacji [5], a szczegól­
nie ilościowego ujęcia. Próby ilościowego oznaczenia minerałów ilastych
w utworach są już prowadzone w naszym k raju [18]. Być może, że i m i­
nerały z grupy zeolitów będzie można w przyszłości zidentyfikować
i ustalić ich ilość. Warto zaznaczyć, że są to m inerały niezmiernie korzyst­
ne z punktu widzenia rolniczego [3]. Właściwości sorpcyjne gleby po­
twierdzają istnienie minerałów ilastych o wysokiej pojemności sorpcyjnej.
W N IO S K I
Na podstawie przeprowadzonych badań składu mineralnego oddziel­
nych frakcji granulom etrycznych wydzielonych z gleby aluwialnej (mady)
można zaproponować następujące uogólnienia.
— M inerały ilaste w ystępują głównie we frakcjach < 0,01 mm; ze­
staw minerałów ilastych w tych frakcjach jest stosunkowo bogaty (tab. 3).
— Frakcja 0,01—0,02 mm zawiera niewielkie ilości minerałów w tór­
nych — ilastych, a w przewadze w ystępują m inerały pierwotne — kwarc
i skalenie.
— Udział minerałów ilastych o charakterze mieszanopakietowym roś­
nie od frakcji < 0,002 mm do 0,01 w badanej glebie i w głąb profilu gle­
bowego do 120 cm (tab. 3).
— M inerały ilaste typu wermikulitowego w ystępują głównie we frak­
cji < 0,002 mm.
— Charakter minerałów ilastych w glebie aluwialnej może być w yni­
kiem ich transform acji in situ w złożu aluwialnym oraz transportu z ob­
szarów alimentacyjnych.
L IT E R A T U R A
[1]
B r o g o w s k i Z., M a z u r e k A .: D iffe r e n tia tio n o f c la y m in e r a ls in p a r ti­
c u la r m e c h a n ic a l fr a c tio n s o f so il. R ocz. g le b o z n . 32, 1981, 3, 193— 205.
[2]
B r o g o w s k i Z., D o b r z a ń s k i В. , R u s i ń s k a A. , Z e m b r z y c k a K .:
A n a tte m p t to d ia g n o se th e g e n e tic h o r izo n s o f s o ils on th e b a s is o f th e c o n ­
te n t o f e x c h a n g e a b le m e ta l c a tio n s in m e c h a n ic a l fr a c tio n s . P o l. J ou rn . o f S o il
S ei. 11, 1976, 2, 115— 122.
[3]
B rogow ski
Z., D o b r z a ń s k i
В. , K o c o ń
J., Z a n i e w s k a - C h 1 i p a l s k a E.: T h e p o s s ib ility o f z e o lite o c c u r r e n c e in th e so ils o f P o la n d . Z esz.
p rob l. P o st. N a u k rol. 1983, 220, 489— 494.
Skład mineralny frakcji <0,02 mm gleby
21
’[4]
C h o d a k T.: I n v e s tig a tio n s on p r o p e r tie s a n d m in e r a l c o m p o sitio n o f so ils
d e v e lo p e d fr o m lo e s s in th e L o v e r S ile s ia r eg io n . Z esz. n a u k . A R -W ro c ł. 21,
1980, 49.
[5] G a i 1 о E. A ., К o t o w N . V., S i k o r a W. S.: S y n th e s is o f b io tite a n d its h y ­
d r o th e r m a l a lte r a tio n . M in er. P o lo n ic a 10, 1979, 1, 39— 48.
[6] G o r b u n o w N . J. a n d o th e r s: Q u a n tita tiv e d e te r m in a tio n o f c la y m in e r a ls.
M eth o d s o f stu d y in g m in e r a l c o m p o sitio n an d o r g a n ic m a tter in so ils. Y L Y M
P u b lish in g H o u se A szh a b a d , 1975, 85— 92.
[7] K ę p k a M.: W stę p n e b a d a n ia sk ła d u m in e r a ln e g o fr a k c ji < 0,002 m m g le b y
b ie lic o w e j i b r u n a tn e j. R ocz. g leb o zn . 21, 1962, 161— 173.
[8] K o m o r n i c k i T. i in n i: M in e r a ły ila s te g le b w y tw o r z o n y c h ze sk a ł g ó r n o t r ia s o w y c h w T atrach . R ocz. g leb o zn . 15, 1965, 1, 3— 20.
[9] K o m o r n i c k i T.: O rg a n ie d e r iv a tiv e s of c la y m in e r a ls. R ocz. g leb o zn . 7,
1958, 201— 202.
[10] K o n e c k a - B e t l e y K.: A c o n tr ib u tio n to th e r e c o g n itio n o f c la y m in e r a ls in
so ils d e v e lo p e d fr o m lo e s s e s . R ocz. g leb o zn . 16, 1966, 2, 413— 439.
[11] K o w a l s k i W. M.: T h e o c c u r r e n c e o f z e o lite s in v a r ie g a te d d e p o s its of th e
R y b n ik co a l b a s in (U p per S ile s ia ). M in er. P ol. 12, 1981, 2, 77— 89.
[12] O l s z e w s k i Z., B o b r o w s k i T., R u s i e c k a D. , S k ł o d o w s k i P.: M ad y
o k o lic W ila n o w a . R ocz. N a u k roi. S er. A , z. 91, 1966, 1, 57— 95.
[13] M a z u r e k A .: T h e m in e r a lo g ic a l d iffe r e n tia tio n o f so m e sa n d y so ils. P o lish
Jou rn . o f S o il S e i. 13, 1980, 1, 73— 83.
[14] P r u s i n k i e w i c z Z., G o r b u n o v N. J., G r a d u s o v B. P.: F o r m a tio n o f
c la y m in e r a ls in p o d zo lic so ils d e v e lo p e d fr o m c o a sta l d u n e sa n d s o f d iffe r e n t
a ge. R ocz. g leb o zn . 14, 1964, 2, 375— 378.
[15] S t o c h L., S i k o r a W.: I n v e s tig a tio n s on th e g r a n u la tio n o f c la y m in e r a ls in
so ils a n d lo a m s. R ocz. g leb o zn . 19, 1968, 291— 298.
[16]
U z i a k S.: C la y m in e r a ls in so ils fo r m e d fr o m lo e ss. A n n a le s U M C S L u b lin
15, В, 1961, 11— 21.
[17]
U z i a k S.: M in e r a lo g ic a l c o m p o sitio n o f th e c la y fr a c tio n o f
s o ils fo r m e d
fr o m silt d e p o sits o f d iffe r e n t o r y g in . R ocz. g leb o zn . 14, 1964, 2,367— 374.
[18] W i e w i ó r a A. , W e i s s 2. , K r a j i c z e k J.: S im u la tio n m e th o d fo r X -r a y
q u a n tita tiv e a n a ly s is o f c la y sa m p le s. M in era l. P o lo n . 12, 1981, 2, 3— 13.
3. БРОГОВСКИ, А. МАЗУРЕК
М И Н Е Р А Л Ь Н Ы Й СОСТАВ Ф РА К Ц И И < 0 ,0 2 м м А Л Л Ю ВИ А Л ЬН О Й ПОЧВЫ
Кафедра
почвоведения Варшавской сельскохозяйственной академии
Р е з юме
Исследования минерального состава фракции < 0 ,0 2 мм проводились в аллювиальной
почве бурого типа образованной из пылеватой формации. Указанная почва расположена
на современной террасе Вислы в окрестностях Вилянова.
Гранулометрические фракции были выделены по методу Аттерберга с использованием
механической и термической пептизации почвенного материала. Установлено, что илистые
минералы иллитового и хлоритового характера находятся в одинаковой пропорции во всех
исследуемых фракциях < 0 ,0 2 мм. Во фракции 0,002 мм основную роль, сверх аморфных
веществ, играют минералы из группы смектитов и вермикуллитов, а также смесево-пакетные
22
Z. Brogowski, A. Mazurek
минералы типа хлорига-вермикуллита. Во фракции 0,002-0,005 мм преобладают минералы
из группы смектитов, тогда как иллит и хлорит, а также вермикуллит в некоторых горизон­
тах, выступают в меньших количествах.
В этой фракции содержатся также минералы смесено-пакетного типа: иллит- смектит,
но только в почвенных горизонтах лежащих ниже 60 см. Фракция 0,005-0,01 м м сильно
дифференцирована в отношении минерального состава. В разных генетических горизонтах
профиля выступают разные типы илистых минералов. В горизонтах расположенных на
глубине 60-120 см преобладаю т смесево-пакетные минералы типа: штлит-смектит и хлорит-смектит. К роме кварца выступают также полевые шпаты. Во фракции 0,01-0,02 м м состав
илистых материалов не характеризуется разнообразием. В значительных количествах высту­
пают только иллиты и хлориты, при преобладании первичных микералов-кварца и полевых
ш патов.
Z. B R O G O W SK I, A . M A Z U R E K
M IN E R A L C O M P O S IT IO N O F F R A C T IO N S O F <
O F A L L U V IA L S O IL
0.02 m m
D e p a r tm e n t o f S o il S c ie n c e , A g r ic u ltu r a l U n iv e r s ity o f W a r sa w
Summa r y
I n v e s tig a tio n s on m in e r a l c o m p o sitio n o f fr a c tio n s o f < 0.02 m m w e re carried
o u t on a llu v ia l so ils o f b r o w n ty p e d e v e lo p e d fr o m a silt. T h is so il is situ a te d on
th e c o n te m p o ra r y V istu la terr a ce in th e v ic in it y o f W ila n ó w .
G ra n u lo m e tr ic fr a c tio n s w e r e se p a r a ted b y th e A tte r b e r g ’s m e th o d w ith th e
u se o f m e c h a n ic a l and th e r m a l p a p tiz a tio n of th e so il m a te r ia l. It h a s b e e n fo u n d
th a t c la y m in e r a ls o f illit e a n d c h lo r ite c h a r a cte r occu r in e q u a l p r o p o r tio n s in all
th e in v e s tig a te d fr a c tio n s o f < 0.02 m m . In th e fr a c tio n o f < 0.002 m m a m a in role,
b e sid e a m o r p h ic m a te r ia ls , p la y m in e r a ls o f th e g ro u p o f s m e c tite s and v e r m ic u llite s as w e ll as in te r s tr a tifie d o n e s o f th e c h lo r ite -v e r m ic u llite ty p e . In th e fr a ctio n
o f 0.002— 0.005 m m m in e r a ls fro m th e grou p o f sm e c tite s p r e d o m in a te , w h e r e a s illite
a n d c h lo r ite as w e ll as v e r m ic u llite in so m e h o r izo n s occu r in lo w e r q u a n titie s.
In th e so m e fr a c tio n a lso in te r s tr a tifie d m in e r a ls o f th e illite -s m e c tite ty p e p r e ­
v a il, b u t o n ly in so il h o r izo n s b e lo w 60 cm . T h e fr a c tio n o f 0.005— 0.01 m m is str o n ­
g ly d iffe r e n tia te d in r e s p e c t o f th e m in e r a l c o m p o sitio n . In p a r tic u la r g e n e tic h o r i­
zo n s o f th e p r o file d iffe r e n t g r o u p s o f c la y m in e r a ls p r e d o m in a te . In h o rizo n s
la y in g a t th e d e p th o f 60— 120 cm in te r s tr a tifie d m in e r a ls o f th e illite -s m e c tite an d
c h lo r ite -s m e c tite ty p e p r e v a il. B e sid e q u a rtz, a lso fe ld sp a r s o c cu rin g in s ig n ific a n t
am o u n ts... In th e fr a c tio n o f 0.01— 0.02 m m th e c o m p o sitio n o f cla y m in e r a ls is n o t
d iv e r s ifie d . O n ly illite s an d c h lo r ite s occu r in h ig h er a m o u n ts at a p r e v a le n c e o f
p r im a ry m in e r a ls, i.e. q u a rtz a n d fe ld sp a r s.
Prof. dr Z y g m u n t B r o g o w s k i
K a t e d r a G le b o z n a w s t w a S G G W - A R
W a rs za w a ul. R a k o w i e c k a 26
W płynęło
do r e d a k c j i
1985.04.24