Почвоведение, 2020, № 10, стр. 1287-1294
Pекторит – сингенетичный компонент слабодерновой слабоподзолистой почвы
Т. В. Алексеева a, *, А. О. Алексеев a
a Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН
142290 Московская область, Пущино, ул. Институтская, 2, Россия
* E-mail: alekseeva@issp.serpukhov.su
Поступила в редакцию 23.03.2020
После доработки 08.04.2020
Принята к публикации 28.04.2020
Аннотация
Ректорит (алевардит) – упорядоченный смешанослойный минерал, в котором пакеты слюды (А) и смектита (B) чередуются по типу ABABAB…, с содержанием по 50% каждого из пакетов. Как и другие упорядоченные образования, ректорит в природе встречается редко. В данной работе приводятся результаты изучения свойств и минерального состава слабодерновой слабоподзолистой почвы (Республика Коми). В тонкодисперсных фракциях горизонтов А1 и А2 этой почвы обнаружен ректорит. Изученная почва сформирована на породе легкого гранулометрического состава. Профиль почвы текстурно-дифференцирован по элювиальному типу. Значения ${\text{p}}{{{\text{H}}}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}}$ для минеральных горизонтов находятся в пределах 5.1–5.3. Минеральный состав фракций <2, 2–0.5 и <0.5 мкм изучен методом рентгеновской дифрактометрии. В минеральном составе ила почвообразующей породы преобладает смектит, представленный высокозарядным бейделлитом. Помимо этого, ил содержит слюду, вермикулит, каолинит и хлорит, а также тонкодисперсный кварц. Структура вермикулита хлоритизирована. Процессы преобразования минерального состава илистой фракции затрагивают верхние 40 см профиля, максимально проявляются в верхних 20 см. Здесь сокращается содержание смектита, при этом возрастает содержание тонкодисперсного кварца. Дополнительно материал содержит ректорит. Этот минерал выявлен на основании целочисленной серии рефлексов: 24.54 и 12.27 Å – для воздушно-сухих образцов. После насыщения этиленгликолем пик (001) смещается к 26.77 Å. Прокаливание в течение 2 ч при 550°С приводит к смещению данного пика к 10 Å. Полагаем, что ректорит формируется на ранней стадии преобразования смектита в иллит и является промежуточным звеном на пути этого преобразования.
ВВЕДЕНИЕ
Ректорит – упорядоченный смешанослойный минерал, в котором пакеты слюды (А) и смектита (B) чередуются по типу ABABAB…, с содержанием по 50% каждого из пакетов. Как и другие упорядоченные образования, ректорит в природе встречается сравнительно редко. Впервые этот минерал был обнаружен в конце XIX в. (Арканзас, США) [22, 26]. В тот же период аналогичный минерал был обнаружен в местности Альвар (Allevard) во Франции и получил название “алевардит”. В литературе чаще используется термин “ректорит”. В идеале его структура включает слои Na-слюды (парагонита) и смектита – бейделлита. Место Na могут занимать катионы K или Ca. В этом случае минерал принято называть K-ректоритом или Са-ректоритом [3, 4, 7, 26].
Для дифракционной картины ректорита характерно наличие целочисленной серии отражений кратных 24 Å (10 + 14 Å). Насыщение образцов этиленгликолем приводит к набуханию смектитовых пакетов, в результате чего (001) рефлекс ректорита сдвигается к 26–27 Å (10 + 17 Å). При прокаливании до 550°С по данным разных авторов этот рефлекс смещается к 20 либо к 10 Å [7, 9, 13, 19, 23, 26].
Вопрос о генезисе ректорита остается предметом дискуссий. Чаще других встречается минерал гидротермального происхождения [9, 10, 26]. Таковым, например, является ректорит из штата Арканзас [26]. Успешные лабораторные синтезы ректорита подтверждают этот факт [20, 24, 25].
Помимо гидротермальной, в литературе имеются указания на вторичную – диагенетическую и метаморфическую природу ректорита. К таковым относят находки этого минерала в отложениях палеозоя. Одни авторы рассматривают его в качестве продукта преобразования парагонита, другие – как продукт аградационной трансформации смектита при относительно низких температурах (145–280°С). Вопросы о механизмах формирования упорядоченного смешанослойных минералов, в том числе ректорита, так же как о необходимых предшественниках, являются предметом дискуссий [26].
Находки упорядоченно смешанослойных минералов в зоне гипергенеза, в частности, в почвах, исключительно редки [6]. Одно из первых упоминаний о находке почвенного ректорита принадлежит Б.П. Градусову. Изученная им примитивная почва из Карелии сформирована на слюдистом сланце. Ректорит обнаружен во фракции <1 мкм, выделенной из горизонта В этой почвы. Материал данного горизонта обогащен гумусом (5.55%), имеет кислую реакцию: ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ составляет 3.57 [2, 9].
Лисица и Тихонов [11] показали, что одним из продуктов трансформации биотита в дерново-подзолистой почве Белоруссии является упорядоченный смешанослойный биотит-вермикулит. Авторы высказывают мнение, что эта фаза является одной из стадий последовательного трансформационного преобразования биотита в вермикулит. Вермикулизация слюдяных пакетов, по мнению этих авторов, является характерным процессом преобразования минералов подзолистых горизонтов.
Соколова [15] сообщает о находке в илистой фракции подзолистой почвы Алданского нагорья упорядоченно-смешанослойного слюда-вермикулита. Этот минерал обнаружен во всех горизонтах почвы, кроме подзолистого. В тонкопылеватой фракции этой почвы особенно в ее верхних горизонтах обнаружен упорядоченно-смешанослойный слюдисто-монтмориллонитовый минерал.
В работе Убугунова с соавт. [19] приводятся сведения о находке ректорита в мерзлотной почве Бурятии, сформированной на аллювии. Небольшое количество ректорита обнаружено в составе илистой фракции аллювия на глубине 54–115 см. Минерал состоит из пакетов диоктаэдрической слюды и монтмориллонита в равных долях. Выше по почвенному профилю этот минерал не выявлен. По заключению авторов ректорит в этой почве является унаследованной фазой. Характеристики среды существования ректорита следующие: рН 7.7–8.5, содержание карбонатов 7.0–8.5%, содержание ила <10%, содержание гумуса ниже 0.6%. Авторы заключают, что в верхней части почвенного профиля структура ректорита не сохранилась. Она преобразована в неупорядоченную структуру слюда-смектитового состава.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ
В настоящей работе приводятся результаты изучения свойств и минерального состава слабодерновой слабоподзолистой суглинистой почвы (Umbric Albeluvisols по классификации WRB) под березняком с подростком ели. Профиль почвы заложен на территории стационара “17-й километр” Института биологии Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар).
Результаты изучения показали, что тонкодисперсные фракции горизонтов А1 и А2 этой почвы содержат упорядоченный смешанослойный минерал – ректорит. Целью работы является выяснение генезиса этого редкого для почв минерала.
Лабораторные исследования включали получение базовых характеристик почвы: рН, гранулометрический состав, содержание Сорг, содержание карбонатов. Минеральный состав тонкодисперсных фракций (<2, 2–0.5 и <0.5 мкм) изучали методом рентгеновской дифрактометрии на дифрактометрах ДРОН-3 и Bruker D2 Phaser. Для диагностики глинистых минералов использовали ориентированные препараты. Был получен следующий комплекс дифрактограмм: Mg-форма воздушно-сухие, Mg-форма насыщенные этиленгликолем, Mg-форма прокаленные до 350 и 550°С, Са-форма воздушно-сухие, Са-форма насыщенные этиленгликолем, Са-форма прокаленные до 550°С, K-форма воздушно-сухие, K-форма насыщенные этиленгликолем, Li(Грин-Кели)-тест. Перед насыщением катионами образцы обрабатывали 10%-ным раствором Н2О2 на кипящей водяной бане. Полуколичественную оценку содержания фаз в составе илистой фракции осуществляли с применением программы Diffrac.Eva 5.1. Элементный состав валовых образцов и фракции <2 мкм изучали рентген-флюоресцентным методом (Spectroscan Makc-GV).
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Свойства почвы. Изученная почва сформирована на суглинистых отложениях, в гранулометрическом составе преобладает фракция крупной пыли (табл. 1). Профиль почвы текстурно-дифференцирован по элювиальному типу. Содержание фракции <1 мкм находится в пределах 9–22% с минимумом в оподзоленном горизонте А2, который представлен легким суглинком. Здесь отмечено максимальное содержание фракции крупной пыли – 55% и тонкой пыли – 8%. Суммарное содержание пыли в этом горизонте составляет 71%. Отметим, что “мучнистость” подзолистого горизонта Докучаев рассматривал в качестве его характерного признака [8]. Верхние 10 см профиля (горизонт А1) обогащены органическим веществом: содержание Сорг достигает 4.5%. В оподзоленном горизонте А2 и ниже содержание Сорг уменьшается до 0.6% и далее до 0.3%. Почва бескарбонатна в пределах всего профиля. Значения ${\text{p}}{{{\text{H}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ для минеральных горизонтов составляют 5.1–5.3.
Таблица 1.
Горизонт | Глубина, см | ${\text{p}}{{{\text{H}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ | Cорг, % | Гранулометрический состав (мм), % | |||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1–0.25 | 0.25–0.05 | 0.05–0.01 | 0.01–0.005 | 0.005–0.001 | <0.001 | ||||
AO | 0–5 | 5.04 | 9.14 | Не опр. | |||||
А1 А2 В1 В2 ВС |
5–12 12–19 19–37 37–53 53–60 |
5.07 5.29 5.09 5.12 5.29 |
4.52 0.61 0.44 0.31 0.29 |
1.71 0.62 0.33 0.18 0.24 |
29.08 19.91 19.94 14.52 14.16 |
41.34 54.99 51.60 53.57 45.48 |
8.59
7.68
9.75
6.54 12.4 |
6.14 8.09 6.09 5.73 5.38 |
13.14 8.71 12.29 19.46 22.34 |
Минеральный состав илистой фракции. В минеральном составе фракции <2 мкм, выделенной из почвообразующей породы, преобладает смектит. Его содержание в сумме с хлоритом и вермикулитом составляет около 50%. Рентгендифрактограммы образцов, насыщенных К+ в воздушно-сухом состоянии, после их сольватации этиленгликолем, а также результаты Li-теста показали, что смектит представлен высокозарядной фазой бейделлитового типа. Помимо этого, ил содержит иллит (около 5%), каолинит (до 19%), а также тонкодисперсный кварц (около 10%) и полевые шпаты (16%). Структура вермикулита хлоритизирована (рис. 1 и 2). Процессы преобразования минерального состава илистой фракции затрагивают верхние 40 см профиля, но максимально проявляются в горизонтах А1 и А2. Здесь сокращается содержание смектита. В сумме с хлоритом и вермикулитом оно составляет 27–32%. При этом в два раза возрастает содержание тонкодисперсного кварца (18–22%). Содержание каолинита, иллита и полевых шпатов остается практически постоянным. Смектит в этой части профиля, так же как в почвообразующей породе, представлен высокозарядным бейделлитом. Хлорит сохраняется в пределах всего профиля, включая и верхний горизонт. Вермикулит в пределах всего профиля хлоритизирован. Дополнительно илистая фракция этих двух горизонтов содержит небольшое количество упорядоченно-смешанослойной фазы слюда-смектитового состава. Максимальное содержание данной фазы отмечается в горизонте А2 (до 12%) против 4% в горизонте А1.
Для получения более детальных характеристик минерального состава фракция <2 мкм, выделенная из материала горизонтов А1 и А2, была разделена на подфракции: 2–0.5 и <0.5 мкм. Образцы были насыщены Са2+, их минеральный состав изучен с применением описанных выше стандартных тестов-приемов диагностики. Полученные дифрактограммы для подфракций, выделенных из гор. А2, приведены на рис. 3 и 4. Минеральный состав обеих подфракций практически идентичен: преобладающими фазами являются бейделлит и тонкодисперсный кварц. Упорядоченно смешанослойная фаза слюда-смектитового состава выявлена на основании целочисленной серии рефлексов: 24.54 и 12.27 Å – для воздушно-сухих образцов (рис. 3, А). После сольватирования образца этиленгликолем пик 24.54 Å смещается к 26.77 Å, что отвечает насыщенной Ca и сольватированной этиленгликолем решетке смектита с положением d001 = 16.77 Å. Прокаливание образца в течение 2 ч при 550°С приводит к смещению пика к 10 Å. На основании полученных данных эта минеральная фаза отнесена к ректориту.
Материал илистой фракции горизонта В1 демонстрирует изменения в характеристиках смектитовой фазы, которая представлена здесь бейделлитом без признаков смешанослойности (рис. 1). Содержание бейделлита в этом горизонте заметно сокращается по сравнению с почвообразующей породой (35%). Минерал отличается от бейделлита нижележащего горизонта и почвообразующей породы уменьшением интенсивности рефлекса 16.67 Å на дифрактограмме образца, насыщенного этиленгликолем. Рефлекс расширяется и становится асимметричным. Отмеченные изменения свидетельствуют об ухудшении степени окристаллизованности решетки минерала, что может являться как следствием разрушения структуры бейделлита, так и возможной аккумуляции в данном горизонте продуктов разрушения материала вышележащей части профиля. Содержание тонкодисперсного кварца, как и в горизонтах А1 и А2, составляет около 19%, что в 2 раза превышает его содержание в почвообразующей породе. Содержание других фаз остается без изменений.
Валовой химический состав почвенных образцов представлен в табл. 2. Полученные данные отражают текстурную дифференциацию профиля. Материал горизонтов А1 и А2, в меньшей степени горизонта В1, обогащен SiO2. Прирост содержания SiO2 в подзолистом горизонте А2 по сравнению с почвообразующей породой составляет около 8%. При этом содержание Al2O3 здесь снижено до 5.9–6.3% по сравнению с 9.0% в почвообразующей породе. Содержание Fe2O3 также снижено: до 2.0–2.3% по сравнению с 3.4% в почвообразующей породе. Рассчитанный по Роде [14] элювиально-аккумулятивный коэффициент (EAR) для Al2O3 для горизонта А2 составил (–37%), для Fe2O3 – (–47%). Для остальных элементов этот показатель заметно меньше: –8…–12%. Величина отношения Si/Al для горизонтов А1 и А2 достигает 21–22 по сравнению с 13 для почвообразующей породы. Материал горизонтов А1, А2 и В1 демонстрирует прирост в содержании TiO2. Величина EAR для этого оксида для горизонта А2 составила (+46%). Величина отношения Ti/Al, наряду с Si/Al, отражает текстурную дифференциацию профиля, а именно обогащенность материала горизонтов А1 и А2 фракциями пыли и тонкого/среднего песка. Поведение величин этих отношений демонстрирует прямую зависимость с величиной R2 = 0.99. Ранее [1, 17] показано, что и для других текстурно-дифференцированных почв таких, как солонцы и светло-каштановые солонцеватые почвы, характерен прирост величины отношения Ti/Al для элювиальных горизонтов. Эта особенность химического состава объясняется в первую очередь остаточным накоплением устойчивых минералов, прежде всего, кварца, а также рутила. Как известно, зерна кварца часто имеют включения оксидов Ti, что также может отражаться на химическом составе почвы.
Таблица 2.
Горизонт | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | K2O | MgO | TiO2 | Si/Al | SiO2/ R2O3 | Ti/Al |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
A1 A2 B1 B2 BC C |
76.93 77.07 73.28 70.19 70.14 69.37 |
5.93 6.31 7.66 8.75 8.63 9.03 |
2.26 2.01 2.64 3.31 3.27 3.44 |
0.82 0.72 0.71 0.67 0.62 0.72 |
1.94 2.08 2.08 2.13 2.09 2.12 |
0.57 0.56 0.62 0.59 0.51 0.55 |
0.686 0.729 0.653 0.582 0.598 0.555 |
22.06 20.76 16.27 13.64 13.81 13.06 |
9.39 9.26 7.12 5.82 5.89 5.56 |
0.147 0.147 0.109 0.088 0.086 0.084 |
EAR, % | ||||||||||
гор. А2 | –37 | –47 | –10 | –12 | –8 | +46 | ||||
гор. B2 | –20 | –27 | –7 | –7 | +7 | +11 |
Химический состав илистой (<2 мкм) фракции, выделенной из материала почвенных горизонтов, представлен в табл. 3. Как и валовые образцы, илистая фракция горизонтов А1, А2 и В1 обогащена SiO2 и TiO2. Элювиально-аккумулятивный коэффициент для TiO2 в горизонте А2 составляет (+85%). Прирост в содержании TiO2 здесь по сравнению с породой составил 95%, что несоизмеримо с накоплением SiO2 (+10%). Следовательно, помимо остаточного накопления TiO2 в составе тонкодисперсного кварца и в виде самостоятельной фазы после выноса Fe, например, из двойных оксидов этих металлов, имеется дополнительный источник Ti. Одно из возможных объяснений этого явления – биогенная мобилизация Ti. Феномен аккумуляции TiO2 в верхних горизонтах некоторых почв нуждается в дальнейших исследованиях.
Таблица 3.
Горизонт | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | K2O | MgO | TiO2 | Si/Al | Ti/Al |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
А1 А2 В1 В2 ВС |
64.00 63.70 64.06 58.60 58.31 |
14.70 14.78 17.00 14.94 15.56 |
10.95 7.89 7.62 7.48 7.85 |
1.60 1.11 1.23 1.41 1.56 |
2.44 2.37 2.26 2.31 2.26 |
1.52 1.74 2.46 2.66 2.63 |
1.110 1.153 0.783 0.581 0.571 |
8.70 8.62 7.53 7.84 7.49 |
0.096 0.099 0.059 0.050 0.047 |
EAR, % | |||||||||
гор. А2 | –13 | –8 | –35 | –4 | –39 | +85 | |||
гор. B1 | 0 | –11 | –28 | –9 | –15 | +25 |
Элювиально-аккумулятивные коэффициенты для остальных элементов в горизонте А2 демонстрируют потери. Максимальный вынос отмечен для Mg, Ca и Al.
Выше показано, что ни гранулометрический, ни химический составы валовых образцов изученной почвы не свидетельствуют в пользу формирования иллювиального горизонта. Роде [14] указывал на то, что в подзолистых почвах “…само образование иллювиальных горизонтов не является обязательным”. Позже на массовом материале этот вывод подтвердили Тонконогов [18] и Соколова с соавт. [16]. Вместе с тем данные химического состава илистой фракции показали некоторое накопление Al2О3 в горизонте В1 на фоне потерь остальных элементов. При этом профильное распределение илистой фракции свидетельствует об элювиальной природе горизонта В1 (табл. 1). Возможно, что в этой части профиля имеет место накопление аморфных Al-содержащих минералов (аллофанов – (прото)имоголита)), что отвечает альфегумусовому процессу. Развитие такого наложенного процесса по профилям текстурно-дифференцированных подзолистых и дерново-подзолистых почв в деталях изучено Тонконоговым [18]. Этим автором, почвы, распространенные в окрестностях г. Сыктывкар, определены как подзолистые с субпрофилем подзола альфегумусового. Специфика минерального состава илистой фракции горизонта В1, в частности сокращение содержания смектитовой фазы и снижение ее степени окристаллизованности отмечена выше (рис. 1, Б). Осаждению аллофанов может способствовать и значительное утяжеление гранулометрического состава нижележащего горизонта, выполняющего роль текстурного барьера для нисходящих потоков влаги и растворенных веществ.
Таким образом, тенденции в профильном распределении макроэлементов для валовых образцов изученной почвы отвечают выраженной текстурной элювиальной дифференциации профиля. Рассчитанные элювиально-аккумулятивные коэффициенты для подзолистого горизонта А2 показали опережающий вынос Fe2O3 и Al2O3 и заметную аккумуляцию TiO2. Величины отношений Si/Al, Ti/Al, SiO2/R2O3 наряду с результатами гранулометрического состава свидетельствуют, что процессом подзолообразования в разной степени охвачены верхние 40 см профиля, включая горизонт В1.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Ректорит, обнаруженный в тонкодисперсных фракциях материала из верхней – оподзоленной части профиля слабодерновой слабоподзолистой почвы, является аутигенным сингенетичным компонентом этой почвы. В качестве его предшественника выступает высокозарядный смектит бейделлитового типа. Наличие ректорита является проявлением процесса иллитизации и свидетельством его стадийности. Ректорит в этом случае представляет собой начальную стадию аградационной трансформации бейделлита. Последующее формирование неупорядоченных смешанослойных иллит-смектитов с различным соотношением фаз – широко распространенное явление в почвах равнинных территорий России [6, 7]. Такую последовательность в стадийном формировании смешанослойных минералов авторы объясняют энергетической выгодностью формирования упорядоченных структур [5, 12].
Вывод о том, что начальной стадией трансформации глинистых минералов в почвах являются именно упорядоченные (регулярные) структуры, которые далее через серию неупорядоченно-смешанослойных фаз трансформируются в новую индивидуальную фазу приводятся в работе Лисицы и Тихонова [11], где авторы пишут о трансформационных переходах в ряду биотит(флогопит)-вермикулит. Дриц и Сахаров [9] показали, что в ректоритовых звеньях со временем возрастает число повторений соседних слюдистых пакетов (до пяти), и этот мотив становится основным. Градусов [6] указывает, что как деградация, так и аградация глинистых минералов сопровождается образованием фаз упорядоченных форм смешанослойных образований.
Редкие находки почвенного ректорита и других аутигенных упорядоченных смешанослойных минералов, как правило, приурочены к подзолистым почвам. Среди факторов, способствующих формированию ректорита в изученной слабодерновой слабоподзолистой почве, следует назвать наличие высокозарядного бейделлита в качестве предшественника, источника K (слюды, полевые шпаты), источника Al и условий, обеспечивающих его подвижность (тип гумуса, условия кислой реакции среды, промывной режим и др.). Их совокупность способствует необменной фиксации калия в межслоях смектита, сопряженной с замещением Si на Al в прилегающих тетраэдрических сетках. Необходимый ионный Al формируется в процессе растворения силикатов в агрессивной среде подзолистых горизонтов. Процесс формирования ректорита, по-видимому, облегчается в случае, если смектитовая фаза представлена высокозарядным бейделлитом, в котором заряд сосредоточен преимущественно в тетраэдрах. В почвах северных широт процесс высвобождения элементов, необходимых для построения подобных структур, характеризуется малыми скоростями. Постепенное высвобождение элементов и их низкие концентрации в почвенной системе также создают предпосылки для формирования упорядоченных структур [12, 21].
Список литературы
Алексеева Т.В., Алексеев А.О., Демкин В.А., Алексеева В.А., Соколовска З., Хайнос М., Калинин П.И. Физико-химические и минералогические признаки солонцового процесса в почвах нижнего Поволжья в позднем голоцене // Почвоведение. 2010. № 10. С. 1171–1189.
Градусов Б.П. Ректорит в почве // Доклады АН СССР. Сер. Геология. 1967. Т. 172. № 1. С. 181–183.
Градусов Б.П., Капитонов М.Д., Чижикова Н.П. Исследования лабильного компонента ректорита из Кули-Колона, насыщенного межслоевыми катионами // Записки Всесоюзного минералогического общества. Сер. II. Ч. 96. М.–Л., 1967. С. 728–732.
Градусов Б.П., Чижикова Н.П., Травникова Л.С. О природе межслоевых промежутков в ректорите из Дагестана // Доклады АН СССР. Сер. Геология. 1968. Т. 180. № 2. С. 446–448.
Градусов Б.П. Об изменении слоистых силикатов в кислых таежных почвах // Почвоведение. 1972. № 11. С. 101–113.
Градусов Б.П. Размещение типов изменений смешанослойных образований в почвообразующих породах и почвах СССР // Литология и полезные ископаемые. 1974. № 2. С. 78–86.
Градусов Б.П. Минералы со смешанослойной структурой в почвах. М.: Наука, 1976. 128 с.
Градусов Б.П., Фрид А.С., Градусова О.Б. Эвоюция подзолистых горизонтов суглинистых подзолистых и дерново-подзолистых почв по показателям ила и основных оксидов // Бюл. Почв. ин-та им. В.В. Докучаева. 2005. № 57. С. 19–30.
Дриц В.А., Сахаров Б.А. Рентгеноструктурный анализ смешанослойных минералов. М.: Наука, 1976. 256 с.
Котельников Д.Д., Конюхов Д.Д. Глинистые минералы осадочных пород. М.: Недра, 1986. 247 с.
Лисица В.Д., Тихонов С.А. О трансформации биотита в дерново-подзолистых почвах // Почвоведение. 1969. № 11. С. 98–106.
Муравьев В.И., Сахаров Б.А. Экспериментальное моделирование эпигенетической гидрослюдизации монтмориллонита // Эпигенез и его минеральные индикаторы. Тр. ГИН вып. 221. М.: Наука, 1971. С. 62–70.
Рентгенография основных типов породообразующих минералов (слоистые и каркасные силикаты) / Под ред. Франк-Каменецкого В.А. Л.: Недра, 1983. 359 с.
Роде А.А. Избр. тр. Т. 2. Подзолообразовательный процесс. М.: Почв. ин-т им. В.В. Докучаева, 2008. 480 с.
Соколова Т.А. Глинистые минералы в почвах гумидных областей СССР. Новосибирск: Наука, 1985. 250 с.
Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах. Тула: Граф и К., 2005. 336 с.
Татьянченко Т.В., Алексеева Т.В., Калинин П.И. Минералогический и химический составы разновозрастных подкурганных палеопочв южных Ергеней и их палеоклиматическая интерпретация // Почвоведение. 2013. № 4. С. 379–392.
Тонконогов В.Д. Глинисто-дифференцированные почвы Европейской России. М., 1999. 156 с.
Убугунов В.Л., Хитров Н.Б., Чижикова Н.П., Убугунова В.И., Варламов Е.Б., Жамбалова Д.А., Чечетко Е.С. Свойства и минералогический состав темногумусовой квазиглеевой солончаковой солонцеватой крио-турбированной мерзлотной почвы Баргузинской котловины (Бурятия) // Бюл. Почв. ин-та им. В.В. Докучаева. 2018. Вып. 92. С. 62–94.
Франк-Каменецкий В.А., Котов Н.В., Гойло Э.А. Трансформационные преобразования слоистых силикатов при повышенных Р-Т параметрах. Л.: Недра, 1983. 151 с.
Шутов В.Д., Дриц В.А., Сахаров Б.А. Динамика преобразования монтмориллонита в гидрослюду при региональном эпигенезе // Эпигенез и его минеральные индикаторы. Тр. ГИН. Вып. 221. М.: Наука, 1971. С. 54–61.
Brackett R.R., Williams J.F. Newtonite and rectorite – two new minerals of the kaolinite group// Am. J. Sci. 1891. V. 42. P. 11–21.
MacEwan D.M.C., Ruiz-Amil A. Interstratified Clay Minerals // Ch. 8 in Soil Components. V. 2. Inorganic Components. Springer-Heidelberg, 1975. P. 265–334.
Matsuda T., Henmi K. Synthesis and properties of regularly interstratified 25 Å minerals // Clay Sci. 1983. № 6. P. 51–66.
Matsuda T., Kurosaki M. Ca-bearing rectorite – type mineral from Roseki deposits, Japan // Okoyama University Earth Sci. Rep. 1996. № 3. P. 47–56.
Wilson M.J. Sheet silicates. Clay minerals. Second edition. Rock-formimg minerals. V. 3C. The Geological Society. London, 2013. 722 p.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Почвоведение