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 s tw a S G G W -A R w W a r sz a w ie
W S T Ę P
M inerały ilaste, obok związków organicznych, decydują o wielu właś ciwościach fizykochemicznych gleb. Niniejsze badania dotyczą frakcji gra- nulom etrycznych, które są podstawą wydzielenia gatunków gleb. P rób 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 E T O D Y K A
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 w irnikowym 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 tter- berga 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'destylow aną w stosunku [1:1].
10 z . Brogowski, A. Mazurek
Uziarnienie obliczono z ilości frakcji wydzielonych metodą A tterber- ga. K ationy wymienne (C a+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 Kap- pena.
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 w yrów nany w całym profilu w grupach frakcji < 0,1 mm. F rakcja piasku drob nego w ystępuje 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. W ahania 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%. W ahania 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 upraw ą 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 w yraźnie 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 w ystępują: illity, sm ektyty, chlory ty, a w dolnej części profilu również w erm ikulity. W górnej części profilu w ystępują
mi-T a b e l a 1 Skład gran u lornet ryczny gleby oznaczony metodą Atterberga
Granulometric com position o f soil determined by Atterberg method G łębokość
pobrania Poziom y % ziaren о średnicy w mm — % o f grains with diameter
próbek genetyczne --- --- !--- --- i".... ’ !i • ■ — - - ■,
! -Depth o f Genetic 1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,1 0,1-0,05 0,05-0,02 0,02-0,01 0,01-0,005 0,005-0,002 < 0 ,0 0 2 sampling horizons 1 cm _____________ 11________ J i 0 - 30 i i A p i 0,0 1,2 24,8 23,0 20,0 7,0 5,3 5,8 12,9 3 0- 60 i (2?) 0,0 1,0 6,6 18,5 36,5 10,6 7,0 7,6 12,0 6 0 - 90 1 m e 0,1 1,3 23,2 16,2 36,8 6,4 4,2 4,2 7,6 90-120 CG 0,0 ! ,° i 7,1 14,3 40,0 11,9 6,1 6,6 13,0 120-150 CG 0,0 0,9 ! 22,6 i 1 16,1 29,8 10,2 5,1 4,7 10,5 Średnio -- — 1,1 16,9 17,6 32,6 9,2 5,5 5,8 11,2 Average
12 Z. Brogowski, A. Mazurek
Ta b e l a 2 N iektóre właściwości fizykochemiczne gleby
Som e physico-chemical properties o f soil
G łębokość pobrania próbek D epth o f sampling cm pH K ationy wymienne — m eq /1 0 0 g gleby — Exchangeable cations -m e q /1 0 0 g o f soil v % = H 20 KCl C a2 + M g2 + i i K + N a + suma Si sum H h S i 100 (Si + H h) 0 - 30 6,4 i 5,8 0° ON 4^ 2,84 0,78 1,00 13,26 2,54 83,9 3 0 - 60 i 7,1 1i 6,8 7,90 ; 4,65 0,42 1,20 14,17 1 ,3 P 91,6 6 0 - 90 7,3 6,7 9,92 1 2,40 0,87 0,91 14,10 1,13 92,6 90-120 7,1 6,6 9,30 ' 1,52 0,36 1,39 12,57 1,38 90,1 ! 120-150 ! i i 7,0 6,4 12,10 j 3,31 0,50 1,80 17,71 1,30 93,2 ! Średnio Average _ i 1 - 9,57 2,95 0,59 i i 1,26 ! I 14,36 1,53 90,3
nerały mieszanopakietowe typu chloryt-w erm 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 m inerałów potw ierdza ją refleksy w zakresie:
— dla illitu 10,1 À, które po glikolowaniu nie w ykazują przesunięć, jak również prażenie w 550°C nie powoduje przesunięć, lecz jedynie wzmocnienie refleksu (rye. 1);
— dla sm ektytów 14,0 do 14,7 Ä, co wskazuje raczej na charakter m i nerałów o słabo uporządkowanej sieci i najprawdopodobniej mieszano- pakietowych: sm ektytów -w erm ikulitów lub chlorytów-werm ikulitów, gdyż pewna część po nasyceniu glikolem „ekspanduje” do 16,3— 18,7 À, część zaś, jak na przykład chloryt, nie „ekspanduje”. Obecność chlorytów przejaw ia 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 w skazują na obecność kaolinitu. We frakcji tej w ystępuje 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 w erm ikulitu, 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 dyfrakto- gramach w zakresie 10 do 14,2 Â dla tej frakcji są silnie rozmyte.
Gliko-Skład m ineralny frakcji <0,02 mm gleby 13
T a b e l a 3 Skład mineralny ziaren glebowych o średnicy < 0 ,0 2 mm oraz zawartość próchnicy we frakcjach
i w glebie
M ineralogical 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
1 Próchnica w glebie < 0 ,0 0 2 ! 0,002-0,005 0,005-0,01 j ! 0,01-0,02 Humus in soil % 0 -3 0 aaabbbcceii 5,96** aaabbccddee 5,76 ! aaabbef 3,67 nie oznaczono n.d. 2,63 ! 1,10 30-60 aaabbcceiii 5,76 aabbbccdde 4,17 aabbbccefgg 2,88 aabbeeeffg 0,90 0,70 1 6 0-90 nie oznaczono n.d. 5,00 aabbbccdeggg 3,06 aaefggg 2,88 aacceeeffhh 0,90 1 i 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
* Oznaczenie jakości minerałów: — Determ ination 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 — m ieszanopakietowy illit-smektyt — mixed-layer illite-smectite h — m ieszanopakietowy chloryt-smektyt — mixed-layer chlorite-smectite
1 — m ieszanopakietowy chloryt-wermikulit — mixed-layer chlorite-vermiculite
Liczba znaków odpowiada występowaniu m inerałów: — N o o f dots equal am ounts o f minerals : 3 znaki — dominacja — dom ination (a a a)
2 znaki — średnia zawartość — average am ounts (a a) 1 znak — dom ieszka — admixture (a)
** Procent próchnicy (С organiczny х 1,724) — Percentage o f humus (organic С x 1.724)
lowanie spowodowało ekspansję sieciową m inerałów od 11,9 do 17,6 Ä z m niejszym 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 w iający 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. Dyfraktogram y frakcji < 0,002 mm Fig. 1. Diffractogram s of fractions < 0.002 mm
Rye. 2. Dyfraktogram y 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 ze- olitów [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 A i w ystępuje głównie illit z domieszką chlorytów — refleksy 10,0 i 7,14 Â oraz 13,9— 14,0 Â . Glikolowanie i podgrzewanie do tem pera tu ry 550°C nie zmieniały w zasadzie położenia refleksów, z w yjątkiem 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 m inerałam i nie pęczniejącymi, tj. illitem i chlorytem, w ystępuje sm ektyt oraz m inerały mieszanopakietowe typu illitu-sm ektytu. Zbliżony zestaw m inerałów w ystępuje 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 w ystępuje 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 w ystępują 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 m inerałem w tej frakcji jest kw arc 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 sm ektytu. Za stanaw iający jest fakt w ystępowania 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 i l 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 g l e b y . O pojemności sorpcyjnej gleb decydują, poza m inerałam i 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. Natom iast 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. Dyfraktogram y frakcji 0,005—0,01 mm Fig. 3. Diffractogram s of fractions 0.005—0.01 mm
Rye. 4. Dyfraktogramy frakcji 0,01—0,02 mm Fig. 4. Diffractogram s of fractions 0.01—0.02 mm
Skład m ineralny frakcji <0,02 mm gleby 19
sorpcyjnej, tj. sm ektyt, w erm ikulit w najdrobniejszej frakcji oraz m inera ły o średniej zdolności sorpcyjnej, tj. illit, chloryt i mieszanopakietowe (tab. 3). Mała zawartość m inerałów 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 S K U S J A
Gleby współczesnych dolin rzecznych, powstających w w yniku 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 w arunkach, jak kaolinit. Tymczasem w badanych frakcjach gleby aluwialnej nie stwierdzono na w et śladów kaolinitu. W zbliżonych osadach, lecz wiekowo starszych, li czących około 10 500 lat (starorzecze Wisły — Kazuń Polski [1]) kaolinit w ystępuje w niewielkich ilościach. Należy sądzić, że w glebach obszaru Polski m inerały z grupy kaolinitów w ystępują 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 m inerałem 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 — sm ektyt. 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: kw arc 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 spławial- nych < 0,01 mm.
2 0 Z. Brogowski, A. Mazurek
W badanych frakcjach o średnicy 0,005—0,01 i 0,01—0,02 w ystępuje mniej lub bardziej w yraźny refleks w zakresie 6,32—6,50 À, sugerujący istnienie specyficznego m inerału. 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 h ar- motom należący do grupy zeolitów. Być może są to inne m inerały przej ściowe powstające w czasie transform acji minerałów pierw otnych [5, 9, 11]. Spraw a ta wymaga w yjaśnienia i ścisłej identyfikacji [5], a szczegól nie ilościowego ujęcia. Próby ilościowego oznaczenia m inerałów ilastych w utw orach 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 tw ierdzają 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 m inerałów w tór nych — ilastych, a w przewadze w ystępują m inerały pierwotne — kw arc 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.
— C harakter m inerałów 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 if f e r e n t ia t io 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 f r 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 s e th e g e n e t ic h o r iz o n s o f s o ils o n 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 o u rn . o f S o il S e i. 11, 1976, 2, 115— 122.
[3] B r o g o w s k i 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 ilit y o f z e o lite o c c u r r e n c e in th e s o ils o f P o la n d . Z e sz . p ro b l. P o st. N a u k ro l. 1983, 220, 489— 494.
Skład m ineralny frakcji <0,02 mm gleby 21
’[4] C h o d a k T.: I n v e s t ig a t io n s o n p r o p e r tie s a n d m in e r a l c o m p o s itio n o f s o 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 e g io n . Z esz. n a u k . A R -W r o 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 t h 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 e th o d s o f s tu d y in g m in e r a l c o m p o s itio n a n d o r g a n ic m a tte r in so ils. Y L Y M P u b lis h in g H o u s e A s z h 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 s k ła d u m in e r a ln e g o f r 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 le b o z n . 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 t e g le b w y t w o r z o n y c h ze s k a ł g ó r n o - t r ia s o w y c h w T a tr a ch . R o cz. g le b o z n . 15, 1965, 1, 3— 20. [9] K o m o r n i c k i T.: O r g a n ie d e r iv a t iv e s o f c la y m in e r a ls . R o cz. g le b o z n . 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 s o ils d e v e lo p e d fr o m lo e s s e s . R ocz. g le b o z n . 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 t e d d e p o s its o f th e R y b n ik c o a l b a s in (U p p er S ile s ia ). M in er. P o l. 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 a d y o k o lic W ila n o w a . R ocz. N a u k roi. S e r . 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 if f e r e n t ia t io n o f so m e sa n d y so ils. P o lis h J o u r n . 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 z o lic s o ils d e v e lo p e d fr o m c o a s ta l d u n e sa n d s o f d iffe r e n t a g e . R ocz. g le b o z n . 14, 1964, 2, 375— 378.
[15] S t o c h L. , S i k o r a W.: I n v e s t ig a t io 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 s o ils a n d lo a m s . R ocz. g le b o z n . 19, 1968, 291— 298.
[16] U z i a k S.: C la y m in e r a ls in s o ils fo r m e d fr o m lo e s s . 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 s itio 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 s ilt d e p o s its o f d iffe r e n t o r y g in . R ocz. g le b o z n . 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 t it a t iv e a n a ly s is o f c la y sa m p le s . M in e r a 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 СО СТАВ Ф РА К Ц И И < 0 ,0 2 м м А Л Л Ю В И А Л Ь Н О Й ПОЧВЫ Кафедра почвоведения Варшавской сельскохозяйственной академии Р е з юм е Исследования минерального состава фракции < 0 ,0 2 м м 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 м етоду 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 преобладаю т 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 6 0 -1 2 0 см пр еобл адаю т смесево-пакетные минералы типа: штлит-смектит и хлорит- -смектит. К ром е кварца выступают также полевые шпаты. Во фракции 0,0 1 -0 ,0 2 м м состав илистых материалов не характеризуется разнообразием. В значительных количествах высту паю т только иллиты и хлориты, при преобладании первичных микералов-кварца и полевых ш патов. Z . B R O G O W S K 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 < 0.02 m m O F A L L U V I A L S O IL 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 S u m m a r y
I n v e s t ig a t io n s o n m in e r a l c o m p o s itio n o f fr a c tio n s o f < 0.02 m m w e r e c a rried o u t on a llu v ia l s o 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 s o il is s itu a te d on t h e c o n te m p o r a r y V is tu la te r r a c e in th e v ic in it y o f W ila n ó w .
G r a n u lo m e tr ic fr a c tio n s w e r e s e p a r a te d b y th e A t t e 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 a n d th e r m a l p a p tiz a tio n o f th e s o 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 c te r o ccu r in e q u a l p r o p o r tio n s in a ll th e in v e s t ig a t e 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 ro le, b e s id 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 r o u p o f s m e c tite s a n d v e r m ic u lli- t e s a s w e ll as in te r s tr a tifie d o n e s o f th e c h lo r it e - v e r m ic u llit e ty p e . In th e fr a c tio n o f 0.002— 0.005 m m m in e r a ls fr o m th e g r o u p o f s m e c t it e s p r e d o m in a te , w h e r e a s illit e a n d c h lo r ite a s w e ll a s v e r m ic u llit e in so m e h o r iz o n s o c cu r in lo w e r q u a n titie s .
In th e so m e fr a c tio n a ls o in t e r s t r a t if ie d m in e r a ls o f th e i llit e - s m e c t it e 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 s tr o n g ly d if f e r e n t ia t e d in r e s p e c t o f th e m in e r a l c o m p o s itio n . In p a r tic u la r g e n e tic h o r i z o 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 r izo n s la y in g a t th e d e p th o f 60— 120 cm in t e r s t r a t if ie d m in e r a ls o f th e i llit e - s m e c t it e a n d c h lo r it e - s m e c t ite ty p e p r e v a il. B e s id e q u a rtz , a ls o fe ld s p a r s o c c u r in g in s ig n ific a n t a m o u n ts... In th e f r a c tio n o f 0.01— 0.02 m m th e c o m p o s itio n o f c la y m in e r a ls is n o t d iv e r s ifie d . O n ly illit e s a n d c h lo r ite s o c cu r in h ig h e r a m o u n ts a t a p r e v a le n c e o f
p r im a r y m in e r a ls , i.e. q u a r tz a n d fe ld s p 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 l e b o z n a w s t w a S G G W - A R W a r s z a w a ul. R a k o w i e c k a 26
