R O C Z N I K I G L E B O Z N A W C Z E T . X X I V , z. 2, W A R S Z A W A 1973
TADEUSZ CHODAK
STUD IA NAD S U B S T A N C JĄ KO LOIDALNĄ G LEB W YTW O RZO N YCH Z L E S S U
Katedra Gleboznawstwa W SR W rocław
W STĘP
F rak cja koloidalna gleb decyduje o wielu podstaw ow ych w łaściwoś ciach m asy glebowej, a tym sam ym w arunkuje jej żyzność. J e j silne roz drobnienie w pływ a szczególnie na przebieg wielu procesów zachodzących w glebie. Duże znaczenie m a rozm ieszczenie tej frakcji w profilu gle bowym.
Obecne badania nad profilow ym przem ieszczaniem frakcji koloidalnej koncentrują się głównie n a procesie ilim eryzacji i bielicowania [5, 7]. W edług D u c h a u f o u r a [5] ilim eryzacja i bielicowanie to jeden proces. A utor ten ilim eryzację uw aża za początkowe stadium bielico wania.
Według badań G o r b u n o w a [7] cząstki silnie rozdrobnione m ogą się w ówczas przem ieszczać w profilu glebowym, jeśli się będą znajdować w stanie zolu lub silnie uwodnionego żelu.
Takie hydrofilne m inerały, jak m ontm orylonit, alofan, niektóre hydro-miki oraz substancja organiczna łatwiej ulegają -przemieszczeniu niż m i n erały hydrofobow e w tych sam ych w arunkach ekologicznych [7]. P o dobne wnioski w ynikają z prac К a u r i с z e w a, N o z d r u n o w a , С j u r u p a [9] oraz A l e k s a n d r o w e j [1]. A utorzy ci podkreślają rolę substancji organicznej, która ułatw ia przem ieszczanie m inerałów hydrofobow ych.
B l ü m e l , J a n i k i S c h i l l e r [2] prześledzili w ystępow anie i ruchliw ość frakcji koloidalnej w poziomach genetycznych gleb różnych stref klim atycznych. Według ty ch autorów przem ieszczanie iłu koloidal nego w profilu glebowym jest uzależnione od stref klim atycznych oraz od w arunków lokalnych.
4 T. Chodak
Odpowiednikami procesów iluw ialnych i eluw ialnych są w teorii p rze pływ u zawiesin przez ośrodki porow ate procesy zwane kolm atacją i sufo zją. L i t w i n i s z y n [16] podał m atem atyczn y opis zmian koncentracji cząstek zawiesiny N oraz koncentracji P cząsteczek zakolm atow anych. Stwierdził on, że proces kolm atacji zależy od geom etrycznej siatki kana lików ciała porow atego, jego fizycznych i chem icznych w łaściw ości oraz param etrów określających przepływ zawiesiny.
W m asie glebowej w szczególności cząstki silnie rozdrobnione od działują na siebie bezpośrednio, a także poprzez w arstw ę wody absorp cyjnej i w arstw ę dyfuzyjną kationów w ym iennych. Dlatego przy opisie przem ieszczania cząstek silnie rozdrobnionych fazy stałej w profilu gle bowym należy uwzględniać w pierwszej kolejności siły oddziałujące ty p u : cząsteczka— cząsteczka, pow ietrze— cząsteczka, woda— cząsteczka, woda— woda, siły elektryczne przyciągania i odpychania.
W ym ienić należy tu jeszcze w ystępow anie specyficznych sił, w ynika jących z napięcia powierzchniowego, spójności i przylegania w kapilarach 0 średnicy paru mikronów. Przem ieszczanie się cząstek o wysokim rozdrobnieniu w profilu glebowym jest zjawiskiem złożonym. Badania w tym zakresie obejm ują różne dziedziny fizyki, chem ii fizycznej, ch e mii, krystalochem ii i krystalografii [2, 3, 4, 7, 8, 14, 18, 19, 22].
OBIEKTY I METODYKA BADA ft
W badaniach uwzględniono gleby w ytw orzone z takiej samej skały m acierzystej, lecz zróżnicowane pod względem typologicznym . Skład m e chaniczny, właściw ości fizyczne, fizykochemiczne i chemiczne, a przede wszystkim duża jednorodność oraz tek stu ra lessu pozw alają uw ażać ten m ateriał za ośrodek porow aty, w którym można prześledzić przem ieszcza nie substancji koloidalnej. Do badań w ytypow ano glebę brunatną w yłu gowaną (profil 1), gleby płowe (profile 2 i 3), glebę bielicową właściw ą (profil 4), czarnoziem zbrunatniały (profil 5) oraz szarą ziemię zbrunat niałą średnio oglejoną (profil 6). W ym ienione jednostki taksonomiczne gleb w ystępują na terenie W zgórz Trzebnickich ii Płaskow yżu Głubczyckiego, w yniesionym 200 m n.p.m ., o sumie cpadów rocznych 600 i 675 m m , średniej tem peraturze roku odpowiednio : 7,7 i 7,5°C , stycznia — 1,7 1 — 2,3°C , lipca + 1 7 ,4 i + 1 7 ,6 ° C .
W terenie poza określeniem morfologii badanych profilów gleb (tab. 1) pobrano ze w szystkich poziomów próbki do analiz laboratoryjnych.
O Z N A C Z E N IE P O D S T A W O W Y C H W Ł A Ś C IW O Ś C I G L E B
Skład m echaniczny, pH w H 20 i w ln KC1, w ęglan wapnia oraz kw a sowość hydrolityczną oznaczono m etodam i ogólnie stosow anym i w glebo znawstwie :
Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 5
Warunki występowania oraz n ie k tó re cechy m orfologiczne badanych p ro filó w C onditions ol* occu rrence and some m orphological fe a tu r e s o f th e p r o f i le s in v e s tig a te d
Kr p r o f ilu Nazwa gleby I/.ieJscowośd P r o f i l e Ко. S o i l kind L o c a lity K ateg o ria użytkowa Ukształtow anie te ren u U t il i z a t i o n c a teg o ry , Area topography Poziom gene tyczny G en etic h orizon Głębo kość Depth Barwa * Colour P r o f i l 1 - T rz eb n ica G leba brunatna' wyługowana wytworzona s le s s u P r o f i l e Ho. 1 - T rzeb n ica Leached brown, s o i l developed o f looG3 l a s l i ś c i a s t y , buki /40 1/ łagodne zbocze . deciduous f o r e s t , beeches /40 y ears/ , m ild slope Ao A1 /В/ /Б//С ' С 0 -3 3 -1 8 1 8-60 60 -8 0 80-150
ciem noszara. - dark grey b ru natna - brown
b ru n atn o żó łta - brow nish-yellow ż ó ł t a - yellow
P r o f i l ? - T rzeb n ica Gleba płowa wytworzona z le s s u
P r o f i l e I»’o. 2 - T rzeb n ica S o i l le s c iv e developed o f lo e s s l e s l i ś c i a s t y : b u k i, dęby /40 1/ deciduous fo r e s t , b eech es, oaks /40 years/ równina - p la in Ao A1 A3 V B3 B3 B-/C с 0 -3 3 -1 6 1 6-35 3 5 -5 0 50-75 7 5-95 95-150
ciem noszara - dark grey ja s n o sz a ra - b rig h t grey szarobrunatna - greyish-brow n brunatna - brown
ż ółtob ru n atn a - yellow ish-brow n ż ó łt a - yellow
P r o f i l 3 - Głubczyce Las Gleba płowa wytworzona z le s s u P r o f i l e ïïo. 3 - Głubczyce S o i l le s s iv e developed o f lo e s s l a s mieszany: św ierk , ,brzo- s a , dąb/W la t. mixed f o r e s t , f i r beech , oak/ 40 yoil'lv równina - p la in Ao A1 A? E5 , Ej/C 0 0 -3 3 -1 3 13-30 3 0-85 6 5-110 110-150
ciem noszara - dark grey ja s n o sz a ra - b rig h t grey brunatna - brown
żółtob ru n atn a - y e llo w ish brown ż ó łta - yellow
P r o f i l 4 - Wysoki K o ś c ió ł, pow. T rzeb n ica
Gleba b ie lico w a właaciwa wytworzona z le s s u i-ro f i l e Ii o. 4 - Wysoki Koś c i ó ł , T rzeb n ica county Proper p od zolic s o i l develo ped* o f l o e s s l a s mieszany: jo d ła , św ierk, buk - /30-40 У mixed f o r e s t , f i r , spruce, beech /30-40 years/ równina - p la in A О A1 A2 a2/b В 3/C с 0 -5 •5-15 1 5 -3 0 3 0 -5 0 5 0-90 9 0-160 160 sz a ra - grey ja s n o sz a ra - b rig h t grey szarobrunatna - greyish-brow n brunatna - brown
jasnobru natn a - b rig h t brown ja s n o ż ó łta - b rig h t yellow P r o f i l 5 - Tomice, pow, Głub
czyce
Czarnoziem zbru n atn iały wy tworzony z le s s u
P r o f i l e Ko. 5 - Tomice, Głubczyce county
Browned chernozem developed o f lo e s s pole uprawne w ierzchołek małego -.yznie sien ia, a ra b le f i e l d top o f a sm all elevation . Ai A1 A"//B/ С 0 -3 5 35 -5 0 5 0-100 100-150
ciem noszara - dark grey bardzo ciem noszara - very dark grey
szarobrunatna - greyish-brow n ż ó łta - yellow
F r o f i l 6 - Boguchwałowo, pow. Głubczyce
Szara ziem ia z b ru n atn iała śred n io o g lejo n a wytworzona z le s s u
P r o f i l e No. 6 - Boguchwałowo , Głubczyce county
Medium gleyed browned grey e a r th developed o f lo e s s pastw isko p astu re równina - p la in Ai d A1
V /в/
CG 0 -3 3 -1 5 1 5-72 72-150bardzo ciem noszara.- very dark grey
ciem noszarobrunatna - dark g rey i sh-brown
oliwkowoszarobrunatna - o l i v e - g ra y i sh-brown
* Przy w ilg o tn o śc i św ie ż ej, a ty lk o w poziomie CG p r o f ilu 6 - mokrej At f r e s h m oistu re: only in th e CG h orizo n o f the p r o f i le Ho. 6 - wet
6 T. Chodak
— węgiel organiczny — m etodą Tiurina, — żelazo ruchom e — m etodą Jacksona,
— kationy o charakterze zasadow ym — za pomocą fotom etru pło m ieniowego — m etodą Pallm anna.
O ZN A C ZEN IA M IKRO M O RFO LO G ICZN E
Szlify glebowe wykonano m etodą podaną przez K o w a l i ń s k i e g o i B o g d ę [13]. Obserwowano je pod m ikroskopem polaryzacyjnym , sto sując powiększenia 79-, 196- i 528-krotne.
Określono udział i w ystępow anie m inerałów pierw otnych, substancji silnie rozdrobnionej (nazywanej dalej ze względu na skład ilasto-żela-zistą), substancji organicznej oraz układ i ch arak ter wolnych przestrzeni.
O ZN A C ZEN IA SK ŁA D U M IN ER A LN EG O F R A K C JI < 2 ц, 2-0,2 ц i < 0 ,2 .u
W y i z o l o w a n i e f r a k c j i < 2 u } 2-0,2 ill i < 0,2 ji. Do naczyń w irów kow ych o pojem ności 200 m l pobrano z powietrznie suchej próbki przesianej przez sito o oczkach 1 m m 10 g gleby, stosu jąc w dalszej kolejności preparatykę według m etody J a c k s o n a [8]. W końcowej fazie obróbki nie stosowano N a2C 0 3, lecz u żyto NH4OH. W celu otrzy m ania frak cji < 0 , 2 11, 0,2-2 (j. i < 2 ji obliczono czas sedym entacji cząstek większych od w yizolow anych według w zoru Stokesa, w m odyfikacji Svedberga i Nicholsa [8].
O z n a c z e n i e r e n t g e n o s t r u k t u r a l n e (rtg). Uzyskane frak cje poddano analizie rentgenostrukturalnej m etodą proszkową D ebye’a -Scherrera-H ulla, ap aratem M ikro-M eta firm y Chirana. W ykonyw ano zdjęcia rentgenow skie n a w ydzielonych próbach, n apylając je na cienko ścienny pręcik szklany, a jako lepiszcza użyto balsamu kanadyjskiego. W celu ułatw ienia identyfikacji m ontm orylonitu te sam e próbki przed analizą nasycano gliceryną. Z próbek w yprażonych przez 4 godziny w tem peraturze 600°C robiono rentgenogram y w celu ułatw ienia identyfikacji kaolinitu. Rentgenogram y w ykonano przy zastosowaniu kam ery o śred nicy 64 m m , przystosow anej do rejestrow an ia refleksów podstawowych. Dokładnie w ycentrow any w kolim atorze 0,5 m m pręcik naśw ietlano sko-lim ow aną wiązką promieni rentgenow skich z lam py chrom ow ej.
Identyfikację m inerałów przeprow adzano, w yliczając ze w zoru W ulfa-B ragga odległości między płaszczyznowe „d” oraz określając intensywność linii n a debajogram ie ,,I” (ocenionych optycznie w skali dziesięciostop-niowej) i porów nując otrzym ane w artości z w zorcam i m inerałów [7, 18].
O z n a c z e n i a t e r m o g r a f i e z n e (trg). Do oznaczeń użyto d e ry w atograf u produkcji w ęgierskiej, skonstruowanego przez F . Paulika,
Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 7
J . Paulika d L. E rd ey ’a. P rzy badaniu frakcji glebowych . < 0,2 |i stoso w ano tygle ceram iczne. Ja k o substancji term icznie obojętnej użyto w y prażonego w 1100°C tlenku glinu. Analizowano próbki o ciężarze 800 m g, przy czułości TG, DTA i DTG w ynoszących odpowiednio 200 m g, 1/10, 1/5, oraz prędkości ogrzew ania 10°C na minutę.
Po określeniu tem p eratu r w ystępujących efektów term icznych, uw zględniając ich powierzchnię identyfikow ano skład m ineralny bada n ych próbek glebow ych na podstaw ie literatu ry oraz porów nyw ano krzy w e z krzyw ym i w zorcow ym i [7, 15].
O z n a c z e n i a d o k o n a n e p o d m i k r o s k o p e m e l e k t r o n o w y m . Zdjęcia za pom ocą mikroskopu elektronowego firm y Zeissa w ykonyw ano stosując powiększenie 2000 i 7200 razy. Próbki frak cji < 0,2 ц dobrze zdysipergówane w wodzie destylow anej nanoszono na siatkę m i kroskopu i po odparow aniu wody wykonyw ano zdjęcia.
O Z N A C Z E N IA P O W IE R Z C H N I W Ł A Ś C I W E J I W O D Y H I G R O S K O P O W E J
Pow ierzchnię w łaściw ą badanych próbek glebowych wyliczono na podstawie ilości zasorbowanej gliceryny według wzoru podanego przez J a c k s o n a [8]. Równocześnie określono zaw artość wody higroskopo-wej zw yczajnej.
W celu prześledzenia, w jaki sposób zm ienia się powierzchnia w łaś ciw a w zależności od wielkości frakcji, zbadano próbki glebowe bez pre parow ania, frakcję < 2 ja z nie usuniętą substancją organiczną, frakcję 2-0,2 (X oraz < 0,2 \i z usuniętą substancją organiczną.
O Z N A C Z E N IA R U C H L IW O Ś C I F R A K C J I < 0,2 ц
Do badań nad ruchliw ością koloidów użyto próbek glebow ych o n a turalnej wilgotności. Do naczyń w irów kow ych odważano po 5 g suchej m asy gleby i zadawano 15 cm 3 wody destylow anej, pozbawionej C 0 2, a następnie w ytrząsano przez 1 godz. n a w ytrząsarce obrotow ej. Oddzie lenie frak cji < 0,2 ji wykonano na w irów ce, obliczając czas sedym entacji cząstek > 0,2 \i według wzoru Stokesa, w m odyfikacji Svedberga i Ni- cholsa [8]. Zawiesinę dekantowano do kolbek, z których następnie po bierano 10 cm 3 koloidów do cylindra m ierniczego. W celu przyspieszenia w ytrącan ia cząstek zaw artych w zawiesinie dodawano 0,5 cm3 20p ro -centow ego roztw oru C a (N 0 3)2 i po w ym ieszaniu w staw iano n a 10 min. do gorącej wody. Ilość skoagulow anych cząstek w yrażoną w cm 3 odczy tyw ano ze skali m enzurek po upływie 24 godz.
W celu całkowitego wydzielenia frak cji 0,2 ji z próbki glebowej wykonano analogicznie ekstrakcję, u żyw ając zam iast wody 0,2% roztw oru w ęglanu litu.
8 T. Chodak
D rugie i trzecie odwirowanie przeprowadzono po dodaniu odpowied nio: 12,5 cm 3 wody lub 0,2% Li2C 0 3. Z nając ilość cząstek frak cji < 0,2 |i zdyspergow anych w odą oraz 0,2-procentow ym L i2C 0 3 określono n astę pujące współczynniki [2]:
— współczynnik koagulacji К = Li\ : W b
— współczynnik stabilizacji S t = L iu +m : W n+iib
— współczynnik ruchliw ości koloidalnej R = 1 : (<St + K ), gdzie:
Lii, Lin, L im — ilości skoagulowanych cząstek w cm 3 otrzym anych w 0,2-procentow ym roztw orze L i^ C ^ w poszczególnych w irow aniach,
W i, W „, W ni — ilości skoagulow anych cząstek w cm 3 otrzym anych w wodzie destylow anej w poszczególnych w irow aniach.
OMÓWIENIE W YNIKÓW BADAIŚT
W Ł A Ś C IW O Ś C I P O D S T A W O W E B A D A N Y C H G L E B
Na podstawie składu m echanicznego (tab. 2) stwierdzono, że badane gleby zostały w ytw orzone z utw orów pyłow ych ilastych.
W ystępujące zróżnicowanie, zwłaszcza pod w7zględem ilości iłu koloi dalnego w poszczególnych profilach glebow ych, spowodowane jest przede w szystkim odmiennymi procesam i zachodzącym i w glebie. Największe różnice morfologiczne w ystępują w profilu gleby bielieowej właściwej (profil 4) i w glebach płowych (profil 2 i 3). W glebach ty ch przem iesz czanie cząstek iłu koloidalnego zachodzi najsilniej. Mniejsze różnice w y stępują w czam oziem ie zbrunatniałym i szarej ziemi zbrunatniałej śred nio oglejonej (profile 5 i 6). W glebie brunatnej w yługowanej (profil 1) najw ięcej cząstek koloidalnych w ystępuje w poziomie brunatnienia (22%) i próchnicznym (20%). W glebach płowych (profil 2 i 3) rozmieszczenie profilowe iłu koloidalnego jest podobne. Najmniej iłu koloidalnego w y stępuje w poziomach eluw ialnych i próchnicznych, najw ięcej w pozio m ach iluwialnych. W glebie bielieowej właściwej (profil 4) w poziomie próchnicznym i eluw ialnym zaw artość iłu koloidalnego w zrasta w pozio m ie A 2/B i osiąga najw yższą w artość w poziomie iluw ialnym (22%). C zar- noziem zbrunatniały (profil 5) i szara ziemia zbrunatniała średnio ogle-jona (profil 6) m ają w górnych p artiach poziomu próchnicznego mniej cząstek iłu koloidalnego, natom iast w poziomach A [!(B ) i A J {B ) zaw ar tość iłu koloidalnego jest najw yższa (24 i 19%). Analizowane profile
W górnych poziomach m ają dobrze w ykształconą strukturę, a w zależ ności od ilości frakcji koloidalnej układ pulchny lub zwięzły.
W szystkie zbadane gleby m ają w górnych poziom ach odczyn kw aśny i słabo kwaśny. Odwrotnie do pH kształtuje się kwasowość hydrolityczna, która spada ze w zrostem głębokości. Podobnie we w szystkich profilach
F r a k c j a n e c L o n ic z n ;;, mm
L-jchar ii cal i ' r a c t i o n , i;ir. ЕЗ Д I S pH V/ i t f r f i K a ti o n y 0 cho jra kt er ze zasado v;yE v; . . 0. /IGO g g le b y rn W rt % V M 0 „ m л 1 Й 1 l a i l
l u
IA f H ÔJ4 О r-i О 1 Г\ О fгН о Ч о 3 ci 0 сГ ! 1 О *н г 3 * lipO KCl л («л § >3 о£ О Vł0 “ S - г I s I P 8 s O - dJL/. ch ara '; t o r ir. ï;..ü. / 100 g o:.' :;c i l 4 rf 0 i l l : я 8 5?3 Z • "Z OS • -H PU-i s S о ил о Л r J О чо § о V С. о 0 v i r r= M i : os -c. uv 1 N i Ce. К I.a 4 е н >iü Л ~ о Рч 3,2 з я в т i A1 5 - 1 8 0 , 6 1 , 4 1 2 , 1 35 25 5 20 1 , 1 0 5 , 7 4 , 5 00 1 , 1 7 5 , 4 0 5 6 2 00 0 , 5 1 0 , 5 2 8 , 6 3 1 4 , 0 3 e i /IV 1 8 - 6 0 o , 4 0 , 5 0 , • ' 1 5 , 5 40 19 4 22 1 , 5 1 5 , 9 4 , 5 00 0 , 2 9 r 8 2 80 0 , 2 0 0,52 9 , 3 2 1 2 , 4 7 74 A./'/-; 0 0 - 8 0 0,4 0 , 5 0 , 4 1 8 , 9 4> J.C 2 15 1 » Ю " , 7 > »5 00 0 , 2 ? 1,73 > 1, 0 84 0 , 2 0 0,45 6 , 4 7 ö i d \J 80 о Ć0-150 L. J V - 4 , 0 2 0 , 4 50 Г:0 ir 12 0 , 8 9 0 , 6 г) г» t 1 ' 8 , 9 0 , 1 5 0 , 8 5 18 2 1 32 o , j j 0 , 6 9 2 0 , 2 1 2 1 , 0 6 96 é: A1 > 1 6 0 , 9 О.7 1 , 6 1 7 , 8 36 24 > 14 0 , 8 4 5 , 2 4 , 2 00 1 , 7 0 8 , 7 5 0 & 0 00 0 , 2 0 0 , 2 6 1 , 0 6 9 , 8 1 11 H 1 6 - 3 5 0 , 8 1,C 1 , 6 1 ; , о з ь 25 4 14 0 , 7 5 5 , 2 4 , 1 00 0 , 3 4 4 , 5 0 1 5 0 0: 0 , '*/ 0 , 1 7 1 , 4 7 5 , 2 7 23 a5/ b - 5 5 - 5 0 0 , 3 ■j,'» 0 , 9 1 4 , 4 ЗУ 25 9 12 1 , 0 4 5 , 6 4 , 4 00 0,29 3 , 9 0 3 4 0 66 0 , 0 0 0 , 3 5 4 , 6 1 8 , 5 1 61 B3 5 0 - 7 5 0 , 2 0 , 2 0 , 3 1 5 , 3 32 26 5 21 1 , 6 8 5 , 0 4 , 5 00 0 , 1 7 4 , 1 2 5 8 1 12 0 , 1 0 0 , 3 5 7 , 3 7 1 1 , 4 9 64 B3/c 7 5 - 9 5 0 , 3 0 , 3 С , 6 1 6 , 8 37 20 6 19 1 , 3 9 5 , 7 4 , 5 ś l a d y 0 , 1 6 3 , 5 7 4 0 1 24 0,51 0 , 6 9 6 , ^ 9 , 8 1 66 с 9 5 - 1 5 0 2 , 2 1 , 4 2 , 0 1 6 , 4 37 19 4 18 Л , 15 5 , 7 5 4 , 5 0 , 1 0 2 , 7 0 4 4 0 82 C, 0 0 0 , 5 3 5 , 5 7 8 , 2 7 67 5 A1 5 - 1 3 0 ,4 o,3 0 , 4 1 4 , 9 33 29 10 12 0 , 8 2 4 , 8 4 , 1 00 1 , 1 0 1 1 , 5 5 1 8 0 00 0 , 2 0 0 , 3 5 2 , 3 5 1 3 , 9 0 17 h 1 3 - 3 0 0 , 3 0 , 3 0 , 6 5 , 8 36 56 10 11 0 , 8 4 5 , 1 4 , 3 00 0 , 2 6 6,07 0 8 0 00 0 , 1 0 0 , 5 5 1 , 2 5 7 , 5 2 17 ъ 3 0 - 8 5 0 , 2 0 , 3 0 , 3 1 1 , 2 29 29 11 19 1 , 8 6 5 , 6 4 , 2 00 0 , 2 4 5 , 2 5 8 2 1 24 0 , 2 0 0 , 6 1 1 0 ,2 5 1 5 , 5 0 66 B3/c 8 5 - 1 1 0 0 , 4 0,4. 0 , 8 1 1 , 4 29 20 15 23 п. с . 6 , 1 4 , 5 00 0 , 1 8 5 , 4 5 5 2 1 72 0 , 5 1 1 , 2 2 1 1 , 4 5 1 4 , 9 0 77 с 110-150 0 ,5 0 , 8 1 , 0 1 0 , 7 30 28 8 21 1 , 6 0 6 , 3 4 , 6 00 0 , 1 5 2 , 8 5 7 0 0 96 0 , 2 0 0 , 6 1 3 , 7 6 1 1 , 6 1 75 4 A1 5 - 1 5 0 , 9 0 , 9 2 , 2 1 9 , 0 40 23 5 9 0 , 7 3 4 , 5 4 , 0 00 1 , 0 8 8 , 3 5 0 5 0 00 0 , 8 1 0,45 1 , 5 4 1 0 , 5 9 15 a2 1 5 - 3 0 0 , 6 0 , 6 2 , 2 1 5 , 6 41 22 5 13 0 , 8 5 4 , 9 4 , 1 00 0 , 3 9 5 , 5 0 0 8 0 00 0 , 2 0 0 , 2 6 1 , 2 6 6 , 7 6 19 A^/B 3 0 - 5 0 0 , 2 0 , 2 1 , 5 1 6 , 1 53 23 6 20 1 , 4 6 5 , 3 4 , 3 00 0 , 1 6 5 , 0 2 4 4 1 08 0 , 3 0 0 , 5 2 6 , 5 0 1 3 , 5 2 47 в " 5 0 - 9 0 0 , 2 0 , 2 1 , 3 1 5 , 3 35 22 4 22 1 , 5 9 5 , 2 4 , 4 00 0 , 1 2 4 , 7 2 5 6 1 6c 0 , 9 2 0 , 6 9 3 , 8 9 1 5 , 6 1 65 B/C 9 0 - 1 6 0 0 , 3 0 , 4 1 , 2 1 6 , 1 39 23 2 18 1 , 6 3 5 , 7 4 , 4 00 0 , 1 1 3 , 9 7 4 4 1 48 0 , 4 1 0 , 6 1 6 , 9 0 1 0 , 8 7 65 С 160 0 , 5 0 , 4 6 , 2 1 4 , 9 52 12 2 12 0 , 9 3 5 , 8 4 , 6 00 0 , 1 0 2 , 6 2 3 0 1 22 0 , 5 0 0 , 2 6 4 , 7 8 7 , 4 0 64 5 Ai 0 - 3 5 0 , 6 0 , 7 1 , 2 7 , 5 34 35 8 15 1 , 0 8 6 , 5 5 , 5 00 1 , 5 4 4,35 7 4 0 76 0 , 2 0 0 , 5 2 8 , 8 8 1 3 , 2 5 67 V л~/в/ 3 5 - 5 0 0 , 2 0 , 4 о , 3 8 , 1 35 30 7 19 1 , 2 1 7 , 1 5 , 9 00 1 , 5 4 2,92 9 1 0 88 0 , 2 0 0 , 7 8 1 0 , 9 6 1 3 , 8 8 79 50-10C0 ,1 0 , 3 0 , 5 1 0 , 1 31 28 6 24 1 , 5 6 7 , 3 5 , 8 00 0 , 2 7 2,32 10 0 1 36 0 , 8 1 0 , 7 8 1 2 , 9 5 1 5 , 2 7 85 с 100-150 0 ,1 0 , 3 0 , 6 1 0 , 0 33 29 9 1S 1 , 0 8 8 , 7 7 , 7 7 , 5 5 0 , 1 0 1 , 6 5 22 5 1 52 0 , 2 0 0 , 6 9 2 4 , 9 1 2 6 , 5 6 94 6 AŁd 0 - 3 0 , 5 0 , 8 3 , 5 1 1 , 2 46 15 10 15 0 , 8 3 6 , 6 5 , 9 00 2 , 8 8 5 , 9 0 11 2 2 00 0 , 5 1 0 , 5 5 1 4 , 0 6 1 7 , 9 6 73 A1 3 - 1 5 0 ,5 0 ,9 4 ,0 1 2 , 6 *'Л 16 9 13 1 , 1 0 6 ,5 5 ,5 0 0 2 , 1 0 5 , 5 0 7 b 1 48 0 ,2 0 0 , 5 5 9 , 8 5 1 3 , 1 3 75 , A,//B/ 1 5 - 7 2 2 ,0 2 ,4 ĆJ,4 1 1 , 2 32 l ö 7 19 1 , 2 1 7 , 2 6 , 0 00 И.О. 1 , 7 0 1 0 2 0 2 0 0 , 1 0 0 , 5 5 1 0 , 8 5 1 2 , 5 5 86 CG 72-150 1 , 4 3 , 2 г 2 1 2 , 2 35 16 6 17 1 , 3 4 8 , 0 7 , 4 0 0 И . О . 1 , 2 0 7 8 0 72 0,05 0 , 4 3 9 , 0 0 . 1 0 , 2 0 88 Su bstancja ko lo id al n a gle b wy tworzonych z le ss ów 9Gkl.v i. iiic o h u n ic iib ;/ i poc:;i,av;o.-.e w ła ś c iw o ś c i ch e m iczn e b a d a n y c h g le b I..o c L a i:ic a l c o m p o s it io n and b a s ic c h e rc ic a l p r o p e r t i e s оГ th e s o i l s in v e s t i g a t e d
10 T. Chodak
obserwuje się zwiększenie stopnia w ysycenia kationam i o charakterze zasadowym ze w zrostem głębokości. Z oznaczonych kationów o ch arak terze zasadowym w badanych glebach najw ięcej w ystępuje Ca2+, n a j mniej K +. W apnia jest najm niej w poziomach próchnicznych, a ilość jego w zrasta w m iarę głębokości; podobnie jest z m agnezem . W yjątek stanowi szara ziemia zbrunatniała (profil 6), gdzie ilość Ca2+ i M g2+ m aleje w raz ze w zrostem głębokości.
Pod względem zaw artości N a_ł" i K + badane gleby są ubogie, n ie mniej widoczne są zróżnicowania w poszczególnych poziomach genetycz nych.
N ajm niejsza zaw artość żelaza ruchom ego w ystępuje w poziomach górnych, a najw iększa w poziomach środkowych. Tylko w szarej ziemi zbrunatniałej średnio oglejonej (profil 6) ilość żelaza w zrasta z głębo kością i najw ięcej jest go w poziomie CG (tab. 2).
Różnice w zaw artości związków żelaza, jak również kationów o ch a rakterze zasadowym w poszczególnych poziomach genetycznych bada nych gleb, należy najprawdopodobniej «tłumaczyć odm iennym i procesam i glebowymi oraz innym sposobem użytkow ania.
Ja k widać, niezależnie od przem ieszczania się iłu koloidalnego we wszystkich badanych profilach, oprócz szarej ziemi (profil 6), zachodzi przem ieszczanie kationów o- charakterze zasadowym i ruchom ych związ ków^ żelaza w głąb profilu glebowego. W zrasta przez to pH i m aleje kw a sowość hydrolityczna. W pew nym stopniu m niejsza zaw artość tych katio nów w górnych poziom ach niew ątpliw ie spowodowana jest pobieraniem ich przez rośliny.
Zaw artość węgla organicznego jest skorelowana z kategorią użytko w ania gleby. Najwięcej węgla organicznego (2,88%) zaw iera szara ziemia zbrunatniała średnio oglejona (profil 6) pod pastwiskiem , natom iast gle'by leśne i upraw ne, niezależnie od typu, m ają go znacznie mniej ( 1 ,0 8 -1,70%). Stosunkowo m ała zaw artość węgla organicznego w czarnoziemie zbrunatniałym (profil 5) spowodowana jest prawdopodobnie procesami degradacyjnym i, zachodzącymi w tej glebie.
M I K R O M O R F O L O G IA B A D A N Y C H G L E B
Z przedstaw ionych zdjęć m ikroskopowych (rys. 1 - 1 0 ) widać, że zde cydow aną większość m ateriału glebowego tw orzą ziarna kw arcu. W yk a zują one m ałe zróżnicowanie pod względem wielkości (od 25 do 100 (л, w yjątkow o do 250 \i). Ziarna kw arcu są słabo obtoczone, a niektóre z nich faliście w ygaszają światło. W zależności od poziomu genetycznego obser wuje się różny stopień przyprószenia ziam substancją ilasto-żelazistą lub iłową (rys. 1, 3, 7).
Rys. 1. Profil 1. Gleba brunatna — poziom (B). Ziarna mineralne otoczone substan cją ilasto-żelazistą. Na lewo u góry plagioklaz, niżej dwa ziarna białych łyszczyków.
Powiększenie 528 X
a — b e z a n a l i z a t o r a , b — z a n a l i z a t o r e m
Profile No. 1. Brown soil — (В) horizon. The mineral grains are surrounded with clayey-ferrugineous substance. To the left from the top-plagioclase, below — two
white mica grains. Enlargement 528 X a — w i t h o u t a n a l y z e r , b — w i t h a n a l y z e r
Rys. 2. P ro fil 1. G leb a b ru n atn a — poziom C. P od łużn a pora im p reg now ana w ęg la nem w apnia. P ow ięk szen ie 79 X
a — bez an alizato ra, b — z an alizato rem
P ro file No. 1. B ro w n soil — С horizon. Long pore im pregnated w ith calciu m c a r bonate. E n larg e m en t 79 X
Rys. 3. Profil 2. Gleba płowa — poziom A 3. Duża ilość wolnych przestrzeni nie wyścielonych substancją ilasto-żelazistą. Powiększenie 79 X
a — bez an alizato ra, b — z an alizato rem
Profile No. 2. Soil lessivé — A 3 horizon. Great number of free spaces not im
pregnated with clayey-ferrugineous substance. Enlargement 79 X
Rys. 4. Profil 2. Gleba płowa — poziom B 3/C. Wtórne wypełnienie fragmentu kapi-lary podstawowym m ateriałem glebowym. Na ściankach pierwotnej kapikapi-lary ukie runkowane fragmenty substancji ilasto-żelazistej. W dolnej części większe nagrom a
dzenie związków żelaza. Powiększenie 79 X a — b e z a n a l i z a t o r a , b — z a n a l i z a t o r e m
Profile No. 2. Soil lessivé — В э/С horizon. Secondary filling of a capillar fragment with basic soil material. On the walls of the primary capillar arranged fragments of clayey-ferrugineous substance. In the lower part — higher accumulation of iron
compouds. Enlargement 79 X a — w i t h o u t a n a l y z e r , b — w i t h a n a l y z e r
Rys. 5. Profil. 4. Gleba bielicowa — poziom A 2. Duża ilość równomiernie rozłożo nych wolnych przestrzeni — dobre przemycie poziomu. Powiększenie 79 X
a — bez an alizato ra, b — z an alizato rem
Profile No. 4. Podzolic soil — A 2 horizon. Great number of uniformly arranged
free spaces — well washed horizon. Enlargement 79 X
Rys. 6. Profil 5. Czarnoziem zbrunatniały — poziom A v Mikroklin ulegający proce sowi kaolinizacji. Powiększenie 528 X
a — b e z a n a liz a t o r a , b — z a n a liz a to r e m
Profile No. 5. Browned chernozem — Ai horizon. Microcline undergoing the
kaoli-nization process. Enlargement 528 X a — w ith o u t a n a ly z e r , b — w ith a n a ly z e r
Rys. 7. Profil 5. Czarnoziem zbrunatniały — poziom A\. Równomierne rozprzestrze nienie substancji organicznej — centralnie oligoklaz. Powiększenie 196 X
a — bez an alizato ra, b — z an alizato rem
Profile No. 5. Browned chernozem — Ai horizon. Uniform spreading of organic
m atter — in the middle oligoclase. Enlargement 196 X
Rys. 8. Profil 5. Czarnoziem zbrunatniały — poziom А^'ЦВ). Wolna przestrzeń w y ścielona substancją ilasto-żelazistą. Powiększenie 196 X
a — bez an alizato ra, b — z an alizato rem
Profile No. 5. Browned chernozem — А^'ЦВ) horizon. Free space impregnated with
clayey-ferrugineous substance. Enlargement 196 X
Rys. 9. Profil 5. Czarnoziem zbrunatniały — poziom W arstw a odkładania się substancji ilasto-żelazistej. Powiększenie 528 X
a — b e z a n a liz a t o r a , b — z a n a liz a to r e m
Profile No. 5. Browned chernozem — А^'ЦВ) horizon. The layer of deposition of
clayey-ferrugineous substance. Enlargement 528 X a — w ith o u t a n a ly z e r , b — w ith a n a ly z e r
Y
L
Hyz. 1Э. Profil 6. Szara ziemia zbrunatniała — poziom CG. Spływowe formy sub
stan cji ilasto-żelazistej. Powiększenie 196X
a — bez analizatora, b — z a na liza to rem
Profile No. 6. Browned grey earth — CG horizon. Infiltratic forms of
clayey-fer-rugineous substance. Enlargement 196 X
Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 11 związku z ty m trudno je bliżej oznaczyć. Można stw ierdzić, że w pozio m ach eluw ialnych jest ich znacznie mniej niż w skale m acierzystej. W skazyw ałoby to na ich rozkład w poziomach górnych. Stwierdzono zresztą ich kaolinizację (rys. 6). W yjątkow o w ystępują amfibole barw y zielonej z dobrze zaznaczonym pleochroizmem. W bardzo nieznacznych ilościach w ystępuje cyrkon. W ykazuje on charak terystyczn y dodatni r e lief i wysokie b arw y interferencyjne. Z m inerałów ciężkich w niektórych szlifach spotykano granat. Z łyszczyków w ystępują przeważnie łyszczyki jasne. Spotykany sporadycznie biotyt wskazuje na znaczne zwietrzenie. Z iarna łyszczyków jasnych w ystępują w postaci bezbarw nych wydłużo-. nych blaszek (rys. 1).
Z m inerałów akcesorycznych stwierdzono, między innymi, w ystępo wanie glaukonitu o ziarnach odznaczających się agregatow ą budową oraz oliwkowozieloną barw ą.
Bardzo ch arak terystyczn e jest rozm ieszczenie substancji ilastej w po ziom ach genetycznych badanych typów gleb (rys. 1, 4, 5, 10). Substancja ilasta tw orzy szarą m asę m ineralną o niskich w spółczynnikach załam ania św iatła, cem entującą większe fragm enty, w szczególności ziarna kw arcu. Je s t ona najczęściej przem ieszana z drobnymi, wydłużonymi blaszkami łyszczyków oraz ze związkami żelaza i substancją organiczną. Pow oduje to, iż najczęściej żółtobrunatna, o różnej intensywności barw a tej frakcji jest zależna od udziału domieszek.
Związki żelaza tow arzyszące m inerałom ilastym powodują brunatne zabarw ienie gleby. Zaw artość ich w poszczególnych poziomach genetycz nych jest bardzo niejednolita. Poziom y próchniczne, następnie poziomy eluwialne zaw ierają ich znikomą ilość (rys. 3, 5, 7). Uwidacznia się to przezroczystością i zabarw ieniem szlifu w świetle przechodzącym . Spo strzeżenia te są zgodne z uzyskanym i danym i o ruchom ych związkach żelaza (tab. 2).
Poziom y iluwialne m ają znaczne ilości substancji żelazistej. W bada nych glebach poziomy przejściow e do skały m acierzystej zaw ierają zwiększoną ilość związków żelaza, co prowadzi do powstawania drobnych konkrecji żelazistych. W niektórych przypadkach kontury konkrecji są dobrze zaznaczone, niekiedy zaś rozm yte (rys. 1, 4).
Substancja organiczna w ystępująca w badanych profilach w ykazuje różny stopień rozkładu (rys. 7). Najczęściej w ystępuje w postaci czarnych ziarenek wielkości 40 - 16 p,. W poziomach próchnicznych otacza ziarna m ineralne cienką błonką, co utrudnia ich identyfikację. W poziomach niższych jest jej mało, przy rów nom iernym rozprzestrzenieniu.
W bardzo charak terystyczn y sposób w ystępują wolne przestrzenie. Ich kształt w obrębie danego profilu jest różny w poszczególnych pozio m ach genetycznych, natom iast analogiczne poziomy różnych typów
bada-12 T. Chodak
nych gleb m ają pod tym względem cechy zbliżone. W poziom ach próch-nicznych wolne przestrzenie m ają różnorodne kształty i nie są wyścielone substancją ilasto-żelazistą. W przypadku agregatow ej budowy m asy gle bowej są one większe, lecz jest ich wówczas m niej. Znam ienny układ porów w ystępuje w poziomach eluw ialnych, gdzie najczęściej rów no miernie rozłożone na powierzchni szlifu zajm ują znaczną jego część (rys. 3, 5).
Poziom y iluwialne m ają wolne przestrzenie, w których praw ie zaw sze można określić uprzyw ilejow aną dłuższą oś. Dna ty ch przestrzeni są nieraz ślepo zakończone, a ścianki są w yścielone substancją ilasto-żela-zistą (rys. 4, 8, 9). Nie zaobserwowano tego w poziomach brunatnienia, ponieważ substancja ilasto-żelazista jeist rów nom iernie rozłożona na po wierzchni szlifu; niem niej spotyka się tu kanaliki m ające w yścielone ścianki, które są często zasklepione.
W badanych glebach poziomy przejściowe do skały m acierzystej w y kazyw ały zbliżone cechy, w szczególności obserw ujem y spływ anie i w ar stw ow ą koncentrację substancji ilasto-żelazistej, w yścielającej wolne przestrzenie. W skale m acierzystej wolne przestrzenie są rozm ieszczone nierów nom iernie, często w postaci kanalików w różnym stopniu pokry tych substancją ilasto-żelazistą (rys. 2, 10). Stw ierdzono także w ystępo wanie w ykrystalizow anego węglanu wapnia, najprawdopodobniej kalcytu (rys. 2).
S K Ł A D M IN E R A L N Y F R A K C J I < 2 ii, 2 - 0,2 ц I < 0,2 ц
B a d a n i a r e n t g e n o s t r u k t u r a l n e . W ykonane debaj ogram y frakcji < 2 u w ykazały, że w ystępujący w niej kw arc w znacznej m ierze tłum i refleksy pochodzące od m inerałów ilastych, u trudniając ich iden tyfikację. Dlatego dla dalszych badań podzielono ją na dwie podfrakcje, a m ianow icie: 2 - 0,2 i < 0,2 \i. D yfrakcja i interferencja promieni ren t genowskich na kryształach tw orzących te podfrakcje um ożliwiła bliższe poznanie zaw artych w nich m inerałów (tab. 3).
F rak cja 2-0,2 ti zaw iera kw arc, m inerały z grupy illitu, kaolinitu oraz hydrobiotytu. Tylko w poziomach В i С gleby bdelicowej właściwej oraz w poziomach А / ', А /7 (Б ) i С czarnoziem u zbrunatniałego (profil 3 i 5) stwierdzono obecność m inerałów m ontm orylonitow ych. W omawianej frakcji illit dom inuje ilościowo nad pozostałymi m inerałam i ilastym i. W czarnoziem ie zbrunatniałym i szarej ziemi zbrunatniałej średnio ogle-jonej (profile 5 i 6) illit owe m inerały w ystępują w rów now adze ilościo wej z kaolinitowym i. W glebie brunatnej w yługow anej, glebach płowych oraz glebie bielico we j właściwej (profile 1, 2, 3 i 4) ze w zrostem głębo kości profilu ilość kaolinitu m aleje. M inerały z grupy hydrobiotytu
ziden-Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 13
T a b e l a 3 Występowanie minerałów we f r a k c ji 2 - 0 , 2 i < Co,2/ u
Occui'rence of ir.inerals in the f r a c t io n o f 2.0-0.2/ U and <CjD.2 Nr pro f i l u l ’r o -f i l e I * 0 . Poziom Horizon Głębo kość Depth cm F r a k c ja 2 - 0 . 2 /u. M inerały s Fi’a c tio n of 2 .0 -0 .2 / u î/.incrals fron the group
grupy: F r a k c ja <0,2/u .M inerały z grup^ F r a c tio n o f < 0 . 2 /и M inerals from the croup:
I К M H Q I К M H I A1 3-13 ++ ++ _ X +++ ++ ++ + _ /В/ >tó-50 ++ ++ - X +++ ++ + ++ -С 140-150 ++ + - - +++ ++ + ++ X 2 A1 3-13 ++ + - - +++ ++ ++ X X A-'J> 16-26 ++ _ _ _ +++ ++ ++ + _ 65-75 ++ + - - +++ ++ + + -- 140-150 ++ X - - +++ ++ + ++ -? Л, 3-13 ++ + _ + +++ +++ + + _ Д 16-26 ++ + _ + +++ ++ + + _ 3 3- 33-63 ++ + - + +++ ++ - ++ -с 141-151 ++ :c - + +++ ++ - ++ -4 A1 5-15 ++ + - - +++ + ++ + -A 2 20-30 ++ + - - +++ + ++ + -Ó0-70 ++ + + - +++ ++ + ++
-C
170-130 ++ - X - +++ ++ - ++ -* A1 10-20 ++ ++ - ++ +++ ++ ++ + -A1 55-45 ++ ++ X + +++ ++ ++ ++ -А-^/З/ 70-30 ++ ++ X ++ +++ ++ + ++ -С 14 0 -130 T + ++ + ++ +++ ++ ++ -6 A1 3-13 ++ -r + - - +++ ++ ++ - -, у / г / 63-73 ++ ++ - - +++ ++ + + - -CG 137-147 ++ ++• +++ ++ ++ I - jjri;p a i l l i t u ^ ro u p or.' i l l i t e l\ - rjrupr. > a o l i n i t u j r o u r 01 k a o l i n i t e I.’. - 'jruo.-i n o n t s o r y l o n it u jr c u p o i s : c n t r . o r i l lo n it e H - j r u j a h y d ro b ł o t k u ^rrcup o f h y ć r o b i o t i t e ч ~ ve-гс^rouj Oil cuc-t^ +++ ;> + + > + } > x
tyfikowano jedynie w czam oziem ie zbrunatniałym (profil 5), glebie pło wej (profil 3) oraz w glebie brunatnej (profil 1) w poziomach A 1 i (B). W e frakcji < 0,2 \i kw arc nie w ystępuje. Przew aża w niej illit, a m i nerałam i tow arzyszącym i są kaolinit i m ontm orylonit. Na podstawie względnych intensyw ności pierw szych, podstaw ow ych refleksów stw ierdza
14 T. Chodak
się, że przy zbliżanej ilości dllitu w badanych profilach ilość kaolinitu m aleje ze w zrostem głębokości profilu, a m ontm orylonitu w zrasta. W yją tek stanow i szara ziemia zbrunatniała średnio oglejona, gdzie w całym profilu nie stw ierdzono m ontm orylonitu, a kaolinit w ystępuje w rów no wadze ilościowej z illitem. Domieszki hydrobiotytu znaleziono tylko w poziomie С gleby brunatnej wyługowanej (profil 1) i poziomie A 1 gleby płowej (profil 2).
Analogiczne wyniki otrzym ali autorzy badający podobne obiekty [6, 7, 10, 11, 12, 17, 19, 20, 21, 23, 24].
B a d a n i a t e r m o g r a f i c z n e . K rzyw e term iczne analizy różni cowej (rys. 11) dla gleby brunatnej (profil 1) w skazują na obecność we frakcji koloidalnej m inerałów illitowych. O w ystępow aniu ty ch m in era łów św iadczy efekt endoterm iczny w tem peraturze 180, 580 oraz 900°C . Duży -pierwszy efekt endoterm iczny należy najprawdopodobniej przypi sać również obecności m ontm orylonitu. Słaby efekt egzoterm iczny w te m peraturze ok. 950°C pochodzi prawdopodobnie od kaolinitu i illitu.
Term ogram y gleby płowej (profil 2, rys. 12) świadczą o obecności w badanej frakcji illitu i kaolinitu. W próbce z poziomu С tej gleby nie znaczny efekt egzoterm iczny w tem peraturze 960°C w skazuje na m niej szą ilość kaolinitu niż w poziomach w yższych, gdzie efekt ten jest w ięk szy. Rozdwojony pierw szy efekt endoterm iczny w poziomie С ъ jak rów nież jego wielkość w pozostałych poziomach sugerują obecność m ontm o rylonitu.
K rzyw e DTA w ykonane dla profilu gleby bielicowej (profil 3, rys. 13) są podobne do krzyw ych poprzednio omówionych z tą różnicą, że w po ziomie С tego profilu w ystępuje więcej kaolinitu, o czym świadczy więk szy efekt egzoterm iczny w tem peraturze 940°C .
Term ogram y wykonane dla czam oziem u zbrunatniałego (profil 5, rys. 14) sugerują w ystępow anie we frakcji koloidalnej illitu, m ontm ory lonitu oraz kaolinitu, lecz w różnych ilościach w poszczególnych pozio m ach. Nieco większy efekt w tem peraturze 945°C w poziomach A ( i A / ' wskazuje na zwiększoną zaw artość kaolinitu w porównaniu z poziomami
A /
7(.B)
i C. Ze w zrostem głębokości profilu zwiększa się pierw szy efektendoterm iczny, co najprawdopodobniej wskazuje na w zrastającą ilość m ontm orylonitu, szczególnie w poziomach А 1"/(Б ) i C.
Szara ziemia zbrunatniała (profil 6, rys. 15) zaw iera we frakcji koloi dalnej illit i kaolinit w zbliżonej ilości. W om aw ianym profilu woda okludowana i hydratacyjna uwalniana jest w 150°C . Poniew aż następuje to w tem peraturze niższej o ok. 2 0 ° С niż w .innych próbkach, można przypuszczać, że zaw artość -substancji bezpostaciowej jest tu wyższa niż w pozostałych badanych glebach. Dla przykładu: stra ta ciężaru w
anali-Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 15 Poziom GfębokoSC Horizon Depth cm / 1 , 3-13 (В) 40-50 С 140-150
Rys. 11. Profil 1. Krzywe termicznej analizy różnicowej frakcji < 0,2 \i gleby brunatnej
Profile No. 1. Curves of differential therm ic analysis of the < 0,2 [i fraction of brown soil Poziom GfçbokoSù Horizon Depth 940 cm A1 3-13 A3 1b~Z6 B3 65-75 С 140-150 160 180
Rys. 12. Profil 2. Krzywe termicznej analizy różnicowej frakcji < 0,2 \i gleby płowej
Profile No. 2. Curves of differential therm ic analysis of the < 0,2 \i fraction of soil lessivé
zowanych próbkach wynosi 15% w glebie płowej (profil 2) i 18% w czar-
noziemie zbrunatniałym (profil 4). Kształt krzywej TG zależy od aktual
nej wilgotności próbki, dlatego bez uwzględnienia tego czynnika trudno
dopatrzyć się przy jej analizie występowania określonych zależności.
Reasumując w yniki badań rtg i trg można stwierdzić, że w badanych
glebach nie uwidacznia się wyraźnie zróżnicowanie mineralne frakcji ko
loidalnej pod względem jakościowym, natomiast można zauważyć pewne
zróżnicowanie ilościowe w poszczególnych poziomach genetycznych ba
danych gleb.
1 6 T. Chodak Poziom 6fębokośC Horizon Depth cm ^ A1 5-15 - Аг 20-30 , В 60-70 т -150
Rys. 13. Profil 4. Krzywe termicznej analizy różnicowej frakcji < 0,2 u gleby bielicowej
Profile No. 4. Curves of differential thermic analysis of the < 0,2 u fraction of podzolic soil ЭЧ6 Poziom Horizon GfęóokoSć Depth cm 10-20 35-45 70-80 140-150
Rys. 14. Profil 5. Krzywe termicznej analizy różnicowej frakcji < 0,2 ii czarnoziemu zbrunatniałego
Profile No. 5. Curves of differential therm ic analysis of the < 0,2 u fraction of browned chernozem
B a d a n i a f r a k c j i k o l o i d a l n e j
p o d m i k r o s k o p e m
e l e k t r o n o w y m . W celu potwierdzenia wyników badań rtg i trg
wykonano dodatkowo zdjęcie elektromikroskopowe frakcji <C 0,2
\i
w po
większeniach 2000 i 7200 razy. Duża zdolność rozdzielcza mikroskopu
elektronowego umożliwia bezpośrednią obserwację cząstek frakcji koloi
dalnej.
Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 17 GfębotioSć Depth cm г 3 - 1 3 6 6 - 7 8 1 3 7 - 1 4 7
165
Rys. 15. Profil 6. Krzywe termicznej analizy różnicowej frakcji < 0,2 f.i szarej ziemi zbrunatniałej
Profile No. 6. Curves of differential therm ic analysis of the < 0,2 u fraction of browned grey earth
stwierdzić występowanie illitu, kaolinijtu i montmorylonitu. Zdjęcia elek-
tronomikroskopowe wykazują brak krystalitów, które można przypisać
haloizytowi, natomiast występują krystality o kształtach zbliżonych do
heksagonalnych, a więc odpowiadające kaolinitowi (rys. 16, 17, 19).
Występujące m inerały grupy illitu są bardzo zróżnicowane pod wzglę
dem wielkości i często wykazują przezroczystość (rys. 16, 18). Niektóre
ziarna
m a j ąnieostre kontury i są w nierównym stopniu przezroczyste
(rys. 20, 21). Są to najprawdopodobniej skupienia montmorylonitu. Na
leży przypuszczać, że podobny wygląd mają połączenia mineralno-orga-
niczne. Występująca w badanej frakcji silnie rozdrobniona substancja
bezpostaciowa widoczna jest na zdjęciach najprawdopodobniej jako bez
kształtne ciemne plamy (rys. 19).
Jak z tego widać, minerały ilaste w badanej frakcji nie odznaczają
się dobrym stopniem krystalizacji, a z oznaczeń rtg i trg można nadto
sądzić o występowaniu w badanych glebach interstratyfikowanych mine
rałów typu: illit — montmorylonit.
P O W I E R Z C H N I A W Ł A Ś C I W A I W O D A H I G R O S K O P O W A
M inerały ilaste mają dużą powierzchnię właściwą. Dlatego ta część
gleby wykazuje tak dużą aktywność.
Na podstawie uzyskanego składu mineralnego (tab. 4, rys. 11 - 15),
starano się znaleźć zależność między składem minerałów ilastych a w iel
kością powierzchni właściwej w poszczególnych poziomach genetycznych
badanych gleb. Wyliczona powierzchnia właściwa wykazuje znaczne zróż
nicowanie w poziomach eluwialnych i iluw ialnych. Występuje to wyraź
nie w naturalnych próbkach glebowych. W glebie bielieowej właściwej
945
Poziom Horizon
ai/(b,i
Rys. 16. Profil 1. Gleba
brunatna — poziom A x.
F rak cja < 0,2 |л. Powięk szenie 7200 X
Profile No. 1. Brown
soil — Aj horizon. The fraction of < 0.2 |л. En
largement 7200 X
Rys. 17. Profil 1. Gleba brunatna — poziom (B). Frakcja < 0,2 [i. Powięk
szenie 2000 X Profile No. 1. Brown soil
— (В) horizon. The fra c
tion of < 0.2 [i. Enlarge ment 2000 X
Rys. 18. Profil 2. Gleba płowa — poziom B :J. F rak cja < 0,2 (Li. Powiększe
nie 7200 X Profile No. 2. Soil lessivé — B3 horizon. The fra c tion of < 0.2 ц. Enlarge
Rys. 19. Profil 4. Gleba
bielicowa — poziom A*.
Frak cja < 0,2 ц. Powięk szenie 2000 X Profile No. 4. Podzolic soil — A 2 horizon. The fraction ot < 0.2 pi. En
largement 2000 X
Rys. 20. Profil 4. Gleba
bielicowa — poziom B.
F rak cja < 0,2 ц. Powięk szenie 2000 X Profile No. 4. Fodsolic
soil — В horizon. The
fraction of < 0.2 |л. En largement 2000 X
Rys. 21. Frofil 5. Czar-noziem zbrunatniały — poziom Ai"/(В). Frak cja < 0,2 (я. Powiększenie
2000 X
Profile No. 5. Browned
chernozem — Ai"/{B)
horizon. The fraction of < 0.2 (л. Enlargement
18 T. Chodak
T a b e l a 4 Pow ierzchnia właściwa i zawartość wody higroskopowej w poszczególnych fr a k c ja c h
S p e c if ic area and hygroscopic w ater conten t in p a r t ic u la r f r a c t io n s
Nr p ro f i lu P ro fi le ьО. Poziom Horizon Głębo kość Depth cm Próbka w c a ło ś c i Sample, t o t a l F ra k c je F r a c tio n of С 2/1 F ra k c je F r a c tio n o f 2 -0 ,2 /1 F ra k c je F r a c tio n o f < 0 ,2 / ! w'oda h ig ro s - kopowa zwyczaj na common hygros copic water V.’h /0 powierz chnia właś ciwa s p e c i f i c area 2Pw ir/Vg 7/h Pw m2/g Wh :/o Pw e2/s Wh Pw m2/g 1 A1 5-15 1.0 51,8 n .o . n. 0. 5 ,7 2 2 4 ,3 9 ,9 3 6 5 ,7 / в / 40-50 0 ,9 4 9 ,6 8 , 0 2 2 2 ,2 5 ,1 1 4 5 ,4 5 ,9 27 6 ,7 С 140-150 0 ,6 52,0 7 ,5 5 1 5 ,6 4 ,5 2 5 4 ,7 8 ,4 5 8 6 ,1 2 А1 5-15 1 ,0 2 1,5 7 ,6 22 5 ,5 2 ,3 1 0 2 ,8 7 ,9 2 5 5 ,0 4 16-26 0 ,5 1 5 ,3 s 1 1 2 1 6 ,9 2 ,2 9 7 ,2 8 , 0 290,0 Б- 65-75 0 ,9 4 9 ,4 7 ,4 2 8 6 ,0 2 ,6 1 6 2 ,5 6 ,5 5 0 6 ,1 с' 140-150 0 ,9 5 5 , 6 7 , 5 2 5 7 ,8 2 ,5 1 6 4 ,1 6 , 0 2 7 4 ,7 4 Л1 5- I5 1 , 0 2 3 , 5 5 , 5 2 1 0 ,9 2 ,7 1 0 1 ,1 n .o . 250,6 А2 16-26 0 , 5 1 5 ,6 4 ,6 18 2 ,5 1 , 8 08,0 5 , 2 210, С 3 55-65 1 , 0 7 1 ,9 6 , 6 24-4,6 5 ,9 14 6 ,9 6 , 2 3 0 1 , 1 С 141-151 0 , 6 2 1 ,0 6 , 5 2 7 4 ,5 5 ,2 2 2 2 , 8 7 ,5 5 5 7 ,5 5 10-20 1 ,1 2 7 ,9 7 ,o 5 1 8 ,5 5 , 3 20 1 ,1 8 , 5 19 1 ,7 А1 55-45 0 , 6 5 1 ,9 0» —0 5 6 2 , 0 2 ,1 12 4 ,2 7 ,8 2 6 9 , 0 А{7Б/ 70-80 0,9 4 9 ,5 ь ,5 5 5 9 ,5 2 , 6 155,5 8 , 0 5 9 3 ,7 С 140-150 n .o . n .o . 7 ,1 5 9 6 ,0 2 , 8 2 1 1 ,4 7 , 3 2 4 9 ,0 6 А1 5-1З 1 ,5 5 9 ,5 1 1 ,5 5 2 5 ,5 4 ,5 n. 0. 7 ,9 n .o . А-. /В/ 68-73* 1 ,4 2 9 , 5 S ,3 5 5 4 ,2 4 ,5 1 6 1 ,6 3 , 9 502,0 CG 137-147 0 ,7 5 1 ,5 S»7 2 7 5 ,6 4 ,6 18 9 ,1 9 , 3 56 8 ,8
(profil 4) poziom A 2 m a przeszło pięciokrotnie m niejszą powierzchnię w łaściw ą niż poziom B. Mniej zróżnicowane są pod tym względem profile gleby brunatnej, czarnoziem u i szarej ziemi zbrunatniałej (profile 1, 4, 5).
Pow ierzchnia w łaściw a frakcji < 2 badanych gleb jest w poszcze gólnych poziomach mniej zróżnicowana. Je s t to spowodowane n ajp raw dopodobniej tym , że frak cji tej nie oczyszczano z substancji organicznej. Znacznie większe zróżnicowanie profilowe wykazuje powierzchnia właściw a frakcji 2 - 0,2 u, w której usunięto substancję organiczną (tab. 4). Pow ierzchnia w łaściw a frak cji koloidalnej badanych gleb (bez sub stancji organicznej) w różnych poziomach genetycznych w aha się w g ra nicach 200 - 400 m 2/g. Największe w artości m a j ą poziom y skały m acie rzystej, iluw ialne i brunatnienia. W iąże się to niew ątpliw ie z w ystępo w aniem w ty ch poziomach m ontm orylonitu (tab. 3, rys. 18, 20, 21). Z a obserw ow aną niezgodność z oznaczonym składem m ineralnym dla tej
zwięk-Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 19
szoną ilością substancji bezpostaciow ych silnie rozdrobnionych. Istnieje duża współzależność m iędzy wielkością powierzchni właściwej (tab. 4) a składem m echanicznym badanych gleb (tab. 1).
W próbkach, w których oznaczono powierzchnię w łaściwą, określono rów nież zaw artość wody higroskopowej (tab. 4). Zależność m iędzy wodą higroskopową, wielkością uziarnienia i składem m ineralnym jest w yraźna (tab. 2 - 4 ) . W raz ze zmniejszaniem się frakcji w zrasta ilość wody higros kopowej, ale w zrasta również w ty ch frakcjach procentow y udział m ine rałów ilastych. Trzeba podkreślić, że na zaw artość wody higroskopowej w pływ a nie tylko średnica cząstek i ich skład m ineralny, lecz w znacznej m ierze obecność substancji organicznej.
R U C H L IW O Ś Ć F R A K C J I K O L O I D A L N E J
D otychczasowe badania nie uwzględniają najczęściej aktualnej zdol ności m igracji cząstek m niejszych od 0,2 ji, znajdujących się już w istnie jących poziomach genetycznych różnych typów gleb [7, 10, 11, 12, 19, 20, 21, 23, 24]. Z tych też względów zastosowano metodę analizy ru ch liwości frakcji koloidalnej podaną przez B l ü m e l a , J a n i k a i S c h i l l e r a [2], która pozwala określić, w jakim stopniu frak cja ta podatna jest n a w ypłukujące działanie wody i 0,2% roztw oru węglanu litu.
Porów nując ilość cząstek < 0,2 ц w ypłukanych przez wodę oraz ilość cząstek w ypłukanych przez roztw ór w ęglanu litu z tej samej próbki, m ożem y zorientow ać się w aktualnej ilości cząstek koagulujących. W szczególności przy porównaniu w artości otrzym anych w pierw szym w i row aniu z wodą i 0,2-procentow ym roztw orem L i2C 0 3 uwidacznia się koagulujące działanie kationów m etali, co w yraża się wielkością współ czynnika koagulacji K .
Hydrofilność i hydrofobowość koloidów glebowych decyduje o wiel kości współczynnika stabilizacji St. Zdolność przem ieszczania się cząstek koloidalnych w profilu glebow ym jest odwrotnie proporcjonalna do ich koagulacji i stabilizacji. Dlatego też odwrotność sum y współczynnika koagulacji i stabilizacji nazwano współczynnikiem ruchliw ości koloi dalnej R.
Uzyskane w artości K , St i R dla poszczególnych poziomów genetycz nych badanych gleb (tab. 5) pozw alają je podzielić na dwie grupy. Do pierwszej należy gleba brunatna w yługow ana (profil 1), czarnoziem zbru natniały (profil 5) oraz szara ziemia zbrunatniała średnio oglejona (pro fil 6), do grupy drugiej natom iast — pozostałe gleby. Za podstaw ę tego podziału przyjęto zróżnicowania w ilości wydzielonej frakcji < 0,2 \i w pierw szym wirow aniu z wodą. W grupie pierwszej woda we w szyst kich poziomach genetycznych badanych gleb zdolna jest przeprowadzać
T a b e l a 5
Współczynnik k o a g u la c ji/К/, s t a b i l i z a c ji /St/ i ru ch liw o ści /R/ f r a k c ji k o lo id a ln e j uzyskanej metodą B lim ela i współpracowników /2/ C o e ffic ie n t of coagu lation /К/, s t a b iliz a tio n /St/ and m o b ility /Н/ 01' e o lio id a l f r a c t io n obtained by the method of Blumel ала a l . /2/
Nr pro f i l u Pro f i l e No. Poziom Horizon Głębo kość Depth cm F r a k c ja ko lo id aln a cm^ C o llo id a l f r a c t io n , cnr К L iI WI S t L iI I + I I I R 1 woda destylowana
d is t i ll e d water 0 ,2 c/o I^CO^
V/I I + I I I K+St I I I I I I 11 + I I I I +11+ I I I I I I I I I 1 11 + I I I I + I I + I I I 1 A1 3-13 3 ,o 2 ,8 2 ,3 5 ,1 8 ,1 4 ,2 4 ,7 2 ,6 7 ,3 1 1 ,5 1 ,4 1 .4 0 ,3 6 /В/ 40-50 4 .3 4 ,3 3 ,2 7 ,5 1 1 ,8 5 ,2 6 ,1 3 ,7 9 ,8 1 5 ,0 1 ,2 1 ,3 0 ,4 1 /В//С 90-100 0 ,8 0 ,8 3 ,4 4 ,2 5 ,0 7 ,0 6 ,7 3 ,4 10 ,1 1 7 ,1 8 ,7 2 ,4 0 ,0 9 С 140-150 0 ,6 0 ,6 1 ,2 1 ,8 2 ,4 2 ,0 1 ,7 1 ,0 2 ,7 4 ,7 3 ,3 1 ,5 0 ,2 0 2 A1 3-13 0 ,2 1 ,2 0 ,8 2 ,0 2 ,2 2 ,1 3 ,9 2 ,3 6 ,2 8 ,4 1 0 ,5 3 ,1 0 ,0 7 16-26 0 ,8 1 ,0 1 ,4 2 ,4 3 ,2 . 2 ,6 2 ,2 1 ,1 3 ,3 5 ,9 3 ,2 1 ,3 0 ,2 2 V B5 4 0-50 0 ,4 1 ,8 2 ,8 4 ,6 5 ,0 2 ,4 3 ,8 2 ,7 6 ,5 ó ,9 6 ,0 1 ,5 0 ,1 3 B} 65-75 - - 0 ,3 0 ,3 0 ,3 4 ,4 7 ,3 3 ,4 10,7 1 5 ,1 100 3 6 ,0 0 ,0 1 Bj/C 85-95 - - 0 ,2 0 ,2 0 ,2 0 ,5 7 ,5 3 ,2 1 0 ,7 11 ,2 100 5 2 ,5 0 ,0 1 с 140-150 - - 0 ,4 0 ,4 0 ,4 1 ,2 4 ,2 2 ,4 6 ,6 7 ,8 100 1 6 ,0 0 ,0 1 3 A1 3-13 0 ,2 0 ,3 0 ,5 0 ,8 1 ,0 4 ,6 5 ,2 1 ,8 7 ,0 1 1 ,6 23,0 8 ,7 0 ,0 3 A5 16-26 0 ,3 0 ,3 0 ,4 0 ,7 1 ,0 1 ,7 1 ,0 2 ,7 3 ,7 5 ,4 1 1 ,0 3 ,8 0,07 B5 53-63 - - - 8 ,0 6 ,5 6 ,5 1 3 ,0 2 1 ,0 100 100 0 ,0 1 0 141-151 0 ,2 2 ,2 2 ,5 4 ,7 4 ,9 4 ,0 3 ,2 3 ,5 6 ,7 1 0 ,1 2 0 ,0 1 ,4 0 ,0 5 4 A1 5-15 0 ,1 0 ,4 0 ,6 1 ,0 1 ,1 2 ,0 2 ,2 1 ,2 3 ,4 5 ,4 2 0 ,0 3 ,4 0 ,0 4 A2 20-30 0 ,2 1 ,1 1 ,6 2 ,7 2 ,9 2 ,3 2 ,0 1 ,9 3 ,9 6 ,2 1 1 ,5 1 ,4 0 ,0 8 a2/b 55-45 - 0 ,1 0 ,6 0 ,7 0 ,7 6 ,1 3 ,5 2 ,2 5 ,7 1 1 ,8 100 8 ,1 0 ,0 1 В 60-70 - - 0 ,1 0 ,1 0 ,1 4 ,4 5 ,1 2 ,6 7 ,7 1 2 ,1 100 7 7 ,0 0 ,0 1 B/C 95-105 - 0 ,1 0 ,1 0 ,2 0 ,2 1 ,2 2 ,2 1 ,0 3 ,2 4 ,4 100 1 6 ,0 0 ,0 1 С 170-180 0 ,1 1 ,5 1 ,4 2 ,9 3 ,0 1 ,0 1 ,6 1 ,5 3 ,1 4 ,1 1 0 ,0 1 ,1 0 ,0 9 5 10-20 0 ,2 0 ,5 0 ,7 1 ,2 1 ,4 2 ,4 1 ,7 1 ,6 3 ,3 5 ,7 1 2 ,0 2 ,7 0 ,0 7 Al 36-^6 1 ,3 1 ,8 1 ,7 3 ,5 4 ,8 3 ,0 2 ,1 1 ,8 3 ,9 6 ,9 2 ,3 1 ,1 0 ,3 0 70-80 1 ,0 3 ,8 3 ,4 7 ,2 8 ,2 10 ,1 6 ,4 4 ,5 1 0 ,9 2 1 ,0 1 0 ,1 1 ,5 0 ,0 9 С 140-150 0 ,2 0 ,6 0 ,7 1 ,3 1 ,5 4 ,1 1 ,8 2 ,3 4 ,1 8 ,2 2 0 ,5 3 ,1 0 ,0 4 6 A1 3-13 1 ,0 1 ,8 1 ,4 3 ,2 4 ,2 2 ,5 2 ,5 2 ,2 4 ,7 7 ,2 2 ,5 1,5 0 ,2 5 А-.//В/ 68-78 1 ,4 2 ,1 1 ,7 3 ,8 5 ,2 4 ,2 4 ,3 2 ,5 6 ,8 1 1 ,0 3 ,0 1 ,8 0 ,2 0 CG 137-147 2 ,4 2 ,6 2 ,4 5 ,0 7 ,4 5 ,4 2 ,7 1 ,5 4 ,2 9 ,7 2 ,2 0 ,8 0 ,3 0
Substancja koloidalna gleb wytworzonych z lessów 21
do roztw oru cząstki koloidalne. W w yniku tego otrzym ane w artości współ czynnika koagulacji i stabilizacji dla ty ch gleb przyjm ują niskie w artości, natom iast współczynnik ruchliw ości osiąga w artości najw yższe.
O dużej koagulacji i stabilizacji frakcji < 0,2 \i w drugiej grupie gleb świadczy fakt, że woda destylow ana w pierw szym w irow aniu w niektó ry ch poziomach nie może w ypłukać znajdujących się tam koloidów. Od nosi się to w szczególności do poziomów iluwialnych. W przypadku gleby płowej (profil 3) frakcja < 0,2 \i w poziomie B 3 jest tak trw ała, że naw et trzyk rotn e zadawanie próbki wodą nie wypłukuje znajdujących się w próbce koloidów. Z ty ch względów dla tego poziomu w artości współ czynnika stabilizacji i koagulacji p rzyjm ują w artości większe od 100. W tyda przypadkach w artość współczynnika ruchliwości oznaczono jako m niejszą od 0,01; takie w artości m ają poziomy B 3, B 3/C i С gleby płowej (profil 2), a tym sam ym duży stopień stabilizacji, a m ały stopień ruchli wości. Gleba płowa w profilu 3 m a w poziomach A x i A 3 m niejszy współ czynnik ruchliw ości niż w analogicznych poziomach gleby płowej w pro filu 2. W iększą również ruchliwość w profilu 3 m ają cząsteczki koloi dalne w poziomie skały m acierzystej.
Otrzym ane ilości koloidów w 0,2-procentow ym L i2C 0 3 świadczą, że wszystkie badane gleby zbliżone są do siebie pod względem ilości ko loidów w odpow iadających sobie poziomach. Z drugiej zaś stron y obli czone zależności w ykazują, że koloidy te są w różny sposób podatne na w ypłukujące działanie wody. W idoczne jest powiązanie ty ch zależności z poziomem genetycznym gleby.
F ra k cja koloidalna najłatw iej ulega wypłukaniu z próbek pobranych z gleby brunatnej w yługow anej, z czarnoziem u zbrunatniałego i szarej ziemi zbrunatniałej średnio oglej onej, gdzie w artości te dla w spółczyn nika ruchliw ości w porównaniu z innymi glebami są duże (tab. 5). Zróż nicow anie profilowe w tych glebach jest nieznaczne. N atom iast w artości otrzym ane dla gleb płow ych i gleby bielicowej właściwej wskazują na dużą stabilność cząstek koloidalnych w poziomach iluw ialnych i skale m acierzystej oraz n a znaczną ich ruchliw ość w poziomach próchnicz-nych i w ym yw ania.
W glebie brunatnej właściwej (profil 1) ruchliw ość koloidów w po ziomie (B) jest znacznie większa niż w poziomie (B)/C, n a co w skazują określone dla nich współczynniki. Również w poziomie A [ w czarnozie- m ie zbrunatniałym obserw ujem y najw iększą ruchliw ość w stosunku do pozostałych poziomów. Obserwacje te pozwalają przypuszczać istnienie procesu eluwialnego w w ym ienionych glebach.
Istnieje również zależność m iędzy wielkością współczynnika ruchli wości, stabilizacji i koagulacji a poziomem genetycznym danego typu gleby (tab. 1, 2, 5).
22 T. Chodak
Stw ierdza się że między składem m ineralnym frakcji koloidalnej i jej ruchliw ością w badanych profilach glebowych nie zachodzi prosta za leżność. Tylko w poziomach skały m acierzystej m ożna spostrzec wpływ składu m ineralnego frakcji < 0,2 jx na jej ruchliw ość. Zwiększona za w artość m ontm orylonitu w pływ a najprawdopodobniej na zwiększenie współczynnika ruchliw ości, co m a m iejsce w profilach 1, 3, 4 i 5. Zależ ności tej nie obserw uje się w szarej ziemi zbrunatniałej (profil 6). Znacz na ruchliw ość w ty m profilu spowodowana jest, -być może, obecnością substancji bezpostaciowej. Na łatw e przem ieszczanie np. alofanów, zw raca uw agę G o r b u n o w , B r e w e r i in. [7, 3].
O bserw acje m ikrom orfologiczne w poszczególnych poziomach gene tycznych i wyniki badań nad ruchliw ością frakcji koloidalnej pozw alają przypuszczać, że w ystępują tu pewne zależności. W celu -potwierdzenia tych przypuszczeń posłużono się kinetycznym rów naniem procesu kol-m atacji, podanykol-m przez L i t w i n i s z y n a [16]
cJ P
- r — = * ( A - P ) n, O t
gdzie: a i A są stałym i, a N — koncentracją cząstek zawiesiny w płynie. Jeśli założym y, że w obrębie badanych gleb m aksym alna koncentra cja zatrzym anych cząstek A = const oraz N = const, to przy m aleją cych w artościach rzeczyw istej koncentracji zatrzym anych cząstek P b ę dzie zwiększać się zm iana koncentracji zatrzym anych cząstek d P / d t ; oznacza to większą ruchliw ość frakcji koloidalnej.
W badanych glebach obserw ujem y tę zależność szczególnie w pozio m ach eluw ialnych, gdyż w nich jest najm niejsza rzeczyw ista koncen tra cja zatrzym anych cząstek P. N atom iast w poziomach iluwialnych i w dolnych częściach poziomów brunatnienia (np. profil 1, 2), gdzie rzeczy w ista koncentracja zatrzym anych cząstek jest w yższa, otrzym ujem y mniejsze zm iany koncentracji zatrzym anych cząstek dP/ dt . Mówi nam to o mniejszej ruchliw ości, a tym sam ym o niższym współczynniku ru chliwości. Można to zapisać następująco, zakładając dla danego układu ciała porow atego:
Pi > Pt,
przy założeniu A i N = const, z rów nania Litw iniszyna otrzym ujem y: 0 P i ^ d P i
d t ^ d t '
Na tej podstawie m ożna przypłaszczać, że w m iarę nasilenia procesu eluwialnego w zrastać będzie zmiana koncentracji zatrzym anych cząstek w ty m poziomie. W przypadku procesu iluw ialnego będzie odwrotnie.
