INSTYTUT BADAWCZY LEŚNICTWA

INSTYTUT BADAWCZY LEŚNICTWA
Zakład Ekologii Lasu
Karol Sokołowski
Występowanie i charakterystyka mineralnych substancji
amorficznych w glebach bielicowych, rdzawych i brunatnych
dystroficznych
autoreferat rozprawy doktorskiej
promotor:
prof. dr hab. Józef Chojnicki
recenzenci:
dr hab. Danuta Czępińska-Kamińska
prof. nadzw. SGGW w Warszawie
dr hab. Kazimierz Januszek
prof. nadzw. AR w Krakowie
Sękocin Stary, 2012

WPROWADZENIE i CEL PRACY
Tematyka związana z mineralnymi substancjami amorficznymi (mineraloidami),
ich wpływem na procesy glebotwórcze była przedmiotem wielu badań (m.in. Houng 1966,
Lai i Swindale 1969, Wada 1985, Courchesne i Hendershot 1997, Onodera 2001, Wilson i
in. 2008, Nishikiori i in. 2010, Otsuka i Takahara 2010). W opinii wielu gleboznawców
(Farmer i in. 1980, Lundstrom i Farmer 1995, Gustafsson i in. 1995, 1998) substancje
amorficzne odgrywają dominującą rolę w transporcie mineralnych produktów wietrzenia,
szczególnie glinu i żelaza, w procesie bielicowania. Badania wskazują również na istotną
ich rolę w przemianach i akumulacji materii organicznej w glebach kwaśnych (Ookawa i
in. 2008). Z kolei duża pojemność sorpcyjna mineralnych substancji amorficznych (Suzuki
i in. 2001) ma znaczący wpływ na właściwości chemiczne, fizyczne i biologiczne gleb
bielicoziemnych wytworzonych z ubogich w minerały ilaste piasków. O wyborze tematu
przesądziło więc w pierwszej kolejności znaczenie substancji amorficznych w rozwoju
głównie gleb bielicoziemnych.
Kolejną ważną przesłanką była uboga baza danych dotycząca badań nad
mineralnymi substancjami amorficznymi w glebach Polski. Jedne z pierwszych opracowań
nad postaciami amorficznymi związków żelaza, glinu i krzemu występujących w glebach
Polski prowadzone były w rejonie Wzgórz Ostrzeszowskich (Kowalkowski 1968).
Dąbkowska-Naskręt (1990, 2009) w swych badaniach nad madami Wisły określiła
powierzchnię właściwą amorficznych i krystalicznych tlenków żelaza. Kaczorek i in.
(2004) metodą rentgenograficzną stwierdzili występowanie amorficznego tlenku żelaza
ferryhydrytu i krystalicznego getytu w rudach darniowych. Brak jednak jest
opublikowanych wyników badań dotyczących występowania i właściwości alofanu,
protoimogolitu czy imogolitu w glebach Polski.
Potwierdzeniem możliwości występowania tych mineraloidów w glebach
bielicoziemnych były także wcześniejsze wyniki badań gleb Kampinoskiego Parku
Narodowego (Czępinska-Kaminska 1986, 1993) i Puszczy Białej (Kuźnicki i in. 1970,
1978). Wskazują one na znaczne zawartości wolnego żelaza, glinu, krzemu w ekstrakcie
cytrynianu sodu, dwuwęglanu sodu po redukcji ditionitem w częściach ziemistych tych
gleb, z wyraźną ich akumulacją w poziomach iluwialnym gleb bielicowych i rdzawienia
gleb rdzawych.
2

Głównym celem niniejszej pracy było jakościowe oraz ilościowe oznaczenie
mineralnych substancji amorficznych (alofan, imogolit, protoimogolit, amorficzne tlenki i
wodorotlenki żelaza i krzemu) w profilu gleby bielicowej typowej, gleby rdzawej
bielicowanej, bielicy typowej oraz gleby brunatnej dystroficznej typowej. Oceniono także
przydatność metod zastosowanych do oznaczania tych mineraloidów w badanych glebach.
Ponadto została podjęta próba wyjaśnienia znaczenia tych substancji we właściwym dla
danej gleby procesie glebotwórczym.
POWIERZCHNIE BADAWCZE i METODYKA
Powierzchnie badawcze założono na terenie nadleśnictw Janów Lubelski i
Zagnańsk (ryc. 1). Po wyznaczeniu odpowiedniego miejsca w terenie - na glebach dobrze
wykształconych, o wyraźnej i dobrze zachowanej budowie profilowej - wykonano 4
odkrywki glebowe. Do analizy pobrano próbki glebowe ze środka całej wysokości danego
poziomu genetycznego. W pobliżu każdej odkrywki założono także powierzchnię
fitosocjologiczną (tab. 1), charakteryzującą płat danego zespołu roślinnego, który rośnie
bezpośrednio na analizowanej glebie.
Rycina 1. Lokalizacja powierzchni badawczych w nadleśnictwie Janów Lubelski
i nadleśnictwie Zagnańsk
3

Tabela 1. Liczba założonych powierzchni fitosocjologicznych z uwzględnieniem faz i
stadiów rozwojowych oraz gatunku panującego
nr
powierzchni/
odkrywki
lokalizacja
współrzędne GPS
N E
wiek
faza rozwojowa
drzewostanu
gatunek
panujący
1
nadleśnictwo Janów
Lubelski
50,36453 22,34121 95
drzewostan
dojrzały
sosna
2
nadleśnictwo Janów
Lubelski
50,40070 22,19415 96
drzewostan
dojrzały
sosna
4
6
nadleśnictwo Janów
Lubelski
nadleśnictwo
Zagnańsk
50,38395 22,24343 106 starodrzew jodła
50,58041 20,38172 85
drzewostan
dojrzały
buk / jodła
Badania laboratoryjne w całej masie gleby obejmowały następujące analizy:
- oznaczenie składu granulometrycznego metodą Casagrande’a w modyfikacji
Prószyńskiego
- oznaczenie pH w H 2 O i 1M KCl metodą elektrometryczną
- oznaczenie węgla organicznego (C) przy wykorzystaniu analizatora TOC (Total
Organic Carbon)
- oznaczenie azotu ogólny (N) metodą Kjeldahla
- obliczenie stosunku węgla do azotu (C/N)
- oznaczenie kationów metali o charakterze zasadowym: potasu (K), wapnia
(Ca), Magnezu (Mg) i sodu (Na) w 1 M octanie amonu
- obliczenie sumy kationów metali o charakterze zasadowym (S=K+Ca+Mg+Na)
- oznaczenie kwasowości hydrolitycznej (H) w kompleksie sorpcyjnym metodą
Kappena
- obliczenie wymiennej pojemność sorpcyjna gleby, jako T = S + H
- obliczenie stopnia nasycenia kompleksu sorpcyjnego jonami metali o
charakterze zasadowym (V % ) na podstawie wzoru: V = · 100%
4

Oznaczenie mineralnych substancji amorficznych wykonano czterema metodami:
1) Metoda selektywnej ekstrakcji żelaza (Fe), glinu (Al) i krzemu (Si)
Analizom poddano frakcję o średnicy ziaren

Analizując widma poszczególnych próbek zakres spektralny 4000 cm-1- 400cm-1
podzielono na cztery fragmenty. Pierwszy od 4000 cm-1 do 1500cm-1, drugi od 1500cm-1
do 860cm-1, trzeci od 860cm-1 do 630 cm-1. Czwarty poniżej 630 cm-1. Taki podział
ułatwił analizę częstości i intensywności poszczególnych pasm oraz porównanie widm
badanych próbek podzielonych na 4 typy gleb. W każdym zakresie porównywano zmiany
częstości oraz intensywności poszczególnych pasm oraz poszukiwano pasm
charakterystycznych dla danej próbki – nazwanej danym poziomem genetycznym.
3) Analiza w transmisyjnym mikroskopie elektronowym (TEM)
Do przygotowania próbek, które poddane zostały analizie w transmisyjnym
mikroskopie elektronowym wykorzystano metodykę Yoshinaga i Aomine (1962).
Przesianą glebę, przez sito o średnicy oczek 0,1mm, poddano kolejno: mineralizacji
materii organicznej 6% wodą utlenioną (H 2 O 2 ), procedurze DCB (ditionit – cytrynian -
dwuwęglan) oraz gotowaniu w 2% wodorotlenku sodu (NaOH). W poszczególnych
etapach sukcesywnie odwirowywano frakcję, aż do uzyskania frakcji o średnicy ziaren <
0,2µm. Następnie przygotowany preparat nakrapiano na siatkę pokrytą formvarem
(formvar carbon grids) i pozostawiano do wyschnięcia.
4) Analiza rentgenograficzna (XRD)
Przygotowanie preparatów do analiz rentgenowskich oparto na metodyce Jacksona
(1979) oraz Brindleya i Browna (1980). Do badań pobrano próbki z poziomów
wzbogacania badanych gleb. Sporządzono naturalne (bez wysycenia) preparaty
sedymentowane (orientowane). Z wydzielonej uprzednio frakcji ilastej (o średnicy ziaren

WYNIKI
Charakterystyka powierzchni badawczych
Na podstawie wykonanych zdjęć fitosocjologicznych wyróżniono następujące
zespoły roślinne z odpowiadającymi im typami siedliskowymi lasu podanymi w
nawiasach: Leucobryo-Pinetum – subatlantycki bór sosnowy świeży (Bśw), Abietetum
polonicum - wyżynny jodłowy bór mieszany (LM wyż. św.), oraz Luzulo luzuloidis-
Fagetum - acidofilna buczyna górska (LM wyż. św.).
Na podstawie właściwości morfologicznych analizowanych gleb, które są
determinowane charakterystycznymi dla nich procesami glebotwórczymi, wyróżniono
następujące typy i podtypy gleb: gleba bielicowa typowa (fot. 1), gleba rdzawa z cechami
bielicowania (fot. 2), bielica typowa (fot. 3) oraz gleba brunatna dystroficzna typowa (fot.
4).
Fotografia 1. Dojrzały drzewostan na powierzchni 1 i profil gleby bielicowej typowej
7

Fotografia 2. Dojrzały drzewostan na powierzchni 2 i profil gleby rdzawej bielicowanej
Fotografia 3. Dojrzały drzewostan na powierzchni 4 i profil bielicy typowej
8

Fotografia 4. Dojrzały drzewostan na powierzchni 6 i profil gleby brunatnej dystroficznej
typowej
Charakterystyka mineralnych substancji amorficznych
1. Metoda selektywnej ekstrakcji pedogenicznych form żelaza (Fe), glinu (Al) i
krzemu (Si)
Wszystkie analizowane gleby charakteryzują się obecnością mineralnych substancji
amorficznych wyliczoną wzorami empirycznymi (tab. 2). Przy zastosowaniu wzoru
uwzględniającego molowy stosunek glinu do krzemu zawartość mineraloidów z grupy
alofanu jest najwyższa w bielicy, w poziomie wzbogacania Bhs (3,95%). W kolejności
malejącej procentowa zawartość alofanu, protoimogolitu oraz imogolitu w poziomie
wzbogacania układa się następująco: w glebie rdzawej (Bsv) 2,83%, w glebie bielicowej
(Bhs1) 2,47% i w glebie brunatnej dystroficznej (Bw) 1,10%. W spągowej części poziomu
wzbogacania (Bhs2) gleby bielicowej typowej zawartość powyższych mineraloidów
wynosi 1,28%, a w bielicy, w przejściowym poziomie (BhsC) około 1%.
Charakterystyczny wzrost zawartości mineraloidów z grupy alofanu następuje w
analizowanych glebach, gdzie widoczne są cechy oglejenia, szczególnie obliczona wzorem
b) (Kleber i in. 2004).
9

Zawartość ferryhydrytu we frakcji gleby o średnicy ziaren

Tabela 2. Zawartość mineralnych substancji amorficznych w analizowanych glebach
grupa grupa
głębokosć Alo Alp Sio Fe
poziom
o
(Alo-Alp)/Sio alofanu a) alofanu b) ferryhydryt
[cm] mmol/kg % %
gleba bielicowa typowa
As 11-14 187 29 85 0,11 1,86 0,29 0,28 0,19
Es 14-20 170 26 84 0,08 1,73 0,27 0,28 0,14
Bhs1 20-31 1895 481 639 0,39 2,21 2,47 2,12 0,67
Bhs2 31-45 851 160 397 0,16 1,74 1,28 1,32 0,27
BhsC 45-67 393 60 188 0,07 1,76 0,61 0,63 0,12
C 67-110 246 25 155 0,04 1,43 0,45 0,51 0,07
Cg 110-180 152 122 247 0,01 0,12 0,51 0,82 0,02
gleba rdzawa bielicowana
AE 7-20 410 58 136 0,35 2,57 0,62 0,45 0,59
Bsv 20-65 1236 134 306 0,31 3,60 2,83 1,02 0,53
BvC 65-90 711 100 257 0,14 2,38 1,07 0,86 0,24
C 90-160 207 20 57 0,08 3,29 0,40 0,19 0,13
Cg 160-200 92 10 415 0,03 0,20 0,87 1,38 0,04
bielica typowa
Es 8-22 147 9 312 0,19 0,44 0,69 1,04 0,33
Bhs 22-40 2236 363 576 0,68 3,25 3,95 1,91 1,15
BhsC 40-67 682 83 295 0,16 2,03 1,06 0,98 0,27
C 67-105 267 47 55 0,14 4,00 0,85 0,18 0,24
Cg 105-200 380 32 329 0,12 1,06 0,86 1,09 0,20
gleba brunatna dystroficzna typowa
A 3-7 97 19 357 0,15 0,22 0,75 1,19 0,26
Bw 7-55 313 27 478 0,24 0,60 1,10 1,59 0,41
2C 55-100 298 55 372 0,30 0,65 0,87 1,24 0,51
3C 100-200 331 35 327 0,06 0,91 0,81 1,09 0,11
a) wg Parfitt i Wilson (1985); grupa alofanu = 100∙Si o /{23,4-5,1[(Al o -Al p )/Si o ]}; b) wg Kleber i in. (2004); grupa alofanu = (Si o )∙7,1
współczynnik korelacji
wzorów a) i b)
0,981
0,463
0,791
0,934

2. Metoda spektroskopii w podczerwieni (IR)
Widma próbek badanych gleb wykazują pasma charakterystyczne dla obecności
mineralnych substancji amorficznych. Ich obecność oraz intensywność różni się w
poszczególnych zakresach spektralnych. W bielicy typowej (ryc. 2) pasma występujące
przy 1165cm -1 , 1088cm -1 , 1033cm -1 , 913cm -1 są odpowiedzialne za takie same układy
drgające, jakie występują w glebach bielicowej i rdzawej. Jest to ten sam układ trzech
częściowo zachodzących na siebie bardzo intensywnych pasm. Ich maksima mogą
występować przy nieco innych częstościach w różnych próbkach, co związane może być z
nieco innym otoczeniem drgającego układu (np. inne oddziaływania z cząsteczkami wody
– wiązania wodorowe, inne oddziaływania van der Valsa). Dla próbek BhsC i C
intensywność charakterystycznego pasma przy 913 cm-1 jest dużo mniejsza w porównaniu
do pozostałych próbek z tego i pozostałych typów gleb. W widmach próbek Es i BhsC
badanej gleby obecne są pasma przy 1395cm -1 i 1372cm -1 . Pasma te są bardziej intensywne
w porównaniu z pasmami w glebie bielicowej czy rdzawej, występującymi przy takich
samych częstościach, co wskazywać może na zdecydowany wzrost zawartości składnika
generującego te pasma. W próbce Es, BhsC i Cg występuje intensywne pasmo przy
częstości ~970cm-1, co pozwala zidentyfikować układ powodujący te drgania jako
struktury alofanu.
W zakresie spektralnym 860cm -1 - 630cm -1 występują 3 intensywne i średnio
intensywne pasma położone dokładnie przy takich samych częstościach w przypadku
wszystkich próbek: 799cm -1 , 779cm -1 , 755cm -1 , 696cm -1 . Pasmo przy częstości 696cm -1
można przypisać obecności bezpostaciowej krzemionki.
W zakresie spektralnym 630cm -1 - 390cm -1 zwraca uwagę obecność pasma
położonego przy 553cm -1 w poziomach Bhs i BhsC, brak tego pasma w poziomie C i
ponowna obecność w poziomie Cg. To pasmo przypisać można obecności protoimogolitu.
We wszystkich próbkach obecne są 4 charakterystyczne pasma przy: 536cm -1 , 467cm -1 ,
420cm -1 oraz 397cm -1 . Pasmo przy około 420cm -1 ma różną strukturę w zależności od
próbki. W przypadku próbki z poziomu C są to dwa pasma: przy 420cm -1 i 429cm -1 ; w
przypadku próbki BhsC, Es i Cg jest to jedno pasmo z maksimum intensywności przy
430cm -1 (Cg) i 426cm -1 (BhsC, Es). W widmie próbki Bhs pasmo to ustrukturyzowane jest
tworząc trzy maksima absorpcji przy 419cm -1 , 423cm -1 i 430cm -1 .
12

Układy, które generują to charakterystyczne pasmo (~425cm -1 ) mogą pochodzić od
mineralnych substancji amorficznych grupy alofanu.
Rycina 2. Widma w podczerwieni poszczególnych poziomów bielicy typowej
3. Analiza w transmisyjnym mikroskopie elektronowym (TEM)
Analiza próbek glebowych przy użyciu transmisyjnego mikroskopu elektronowego
wykazała obecność mineralnych substancji amorficznych we wszystkich poziomach
wzbogacania analizowanych gleb. Zarówno rodzaj substancji jak i ilość różniły się w
zależności od analizowanego typu gleby. Charakterystyczne, sferoidalne struktury
szczególnie dobrze widoczne były w poziomie Bhs1 gleby bielicowej typowej (fot. 5).
13

Fotografia 5. Alofany w poziomie Bhs1 gleby bielicowej typowej
W poziomie Bw gleby brunatnej dystroficznej stwierdzono sferoidalne struktury,
które trudno jednoznacznie zidentyfikować (fot. 6). Prawdopodobnie są to słabo
wykształcone, amorficzne agregaty alofanu.
Fotografia 6. Słabo wykształcone alofany z poziomu Bw gleby brunatnej dystroficznej
Długie na kilka mikrometrów, ale bardzo cienkie struktury (rzędu 1nm - 5nm)
zostały zidentyfikowane jako imogolit (fot. 7). Tworzą one charakterystyczną sieć, która,
jako całość, może mieć do kilku µm2 powierzchni.
14

Fotografia 7. Imogolit w poziomie Bhs bielicy typowej
4. Analiza rentgenograficzna (XRD)
Analizy frakcji iłu koloidalnego w jednoznaczny sposób nie potwierdziły obecności
mineraloidów z grupy alofanu w poziomach wzbogacania analizowanych gleb. Obraz
rentgenodyfrakcyjny składników amorficznych i półamorficznych jest zatarty przez
refleksy minerałów ilastych frakcji krystalicznej o relatywnie duæej ci wielko
krystalitów, w mniejszym stopniu takæe przez refleks bazalny kwarcu (d=3,34Å). Zatarcie
obrazu dotyczy zw³aszcza niskok¹towego zakresu 7-10 2θ.
W glebie bielicowej typowej, w stropowej czźci poziomu wzbogacania obecnoź
refleksu bazalnego alofanu (~3,5Å) nie puje wyst (ryc. 3). Moæna natomiast
zaobserwowaź refleks innego du rz dla tego mineraloidu (~12Å). Niejednoznaczny
wydaje si takæe refleks bazalny imogolitu, który wystpuje razem z kaolinitem.
Rycina 3. Dyfraktogramy próbki gleby bielicowej typowej z poziomu wzbogacania Bhs1
15

W poziomie wzbogacania Bsv gleby rdzawej bielicowanej stwierdzono niewielką
liczbę refleksów mineraloidów o słabo uporządkowanej strukturze (ryc. 4). Dotyczy to
przede wszystkim refleksów imogolitu, gdzie zaobserwowano podniesienie tła w okolicach
7,3Ǻ do 7,5Ǻ. Niejednoznaczne są także refleksy 3,3Ǻ odpowiadające obecności alofanu,
tym bardziej, że nie stwierdzono w analizowanym poziomie refleksów innych rzędów tego
mineraloidy.
Rycina 4. Dyfraktogramy próbki gleby rdzawej bielicowanej z poziomu wzbogacania Bsv
WNIOSKI
1. W badanych glebach bielicoziemnych właściwości morfologiczne,
fizykochemiczne oraz wskaźniki przemieszczenia i akumulacji pedogenicznych
form żelaza, glinu i krzemu w poziomie wzbogacania spodic (Bhs) potwierdziły
występowanie procesu bielicowania.
2. Proces glebotwórczy rdzawienia i brunatnienia w analizowanych glebach, oprócz
charakterystycznych właściwości morfologicznych i fizykochemicznych, zaznaczył
się kumulacją form pedogenicznych żelaza, glinu i krzemu w poziomie
wzbogacania sideric (Bsv) gleby rdzawej bielicowanej i cambic (Bw) gleby
brunatnej dystroficznej. Ponadto proces bielicowania gleby rdzawej wykazały
właściwości morfologiczne oraz przemieszczanie się głównie pedogenicznych form
glinu.
16

3. W procesie bielicowania największą aktywność wykazały pedogeniczne formy
glinu, natomiast w procesie rdzawienia i brunatnienia aktywność glinu i żelaza była
zbliżona.
4. Minerały ilaste występujące w poziomach wzbogacania badanych gleb to głównie:
kaolinit, smektyt, illit oraz minerały mieszanopakietowe typu illit-smektyt.
Mniejszy udział zaznaczają chloryt oraz wermikulit.
5. Istota przebiegu procesów glebotwórczych, szczególnie intensywność
zachodzącego wietrzenia, specyfika i nasilenie translokacji produktów wietrzenia
mają dominujący wpływ na jakościowe oraz ilościowe występowanie mineralnych
substancji amorficznych w profilach badanych gleb.
6. W badanych glebach, wśród mineralnych substancji amorficznych dominują
ilościowo alofan, imogolit i protoimogolit, natomiast w mniejszych ilościach
występują ferryhydryt oraz bezpostaciowa krzemionka.
7. Największą koncentrację mineraloidów z grupy alofanu stwierdzono w poziomach
wzbogacania badanych gleb. W kolejności malejącej ich zawartość była
następująca: poziom spodic (Bhs) w bielicy typowej > poziom sideric (Bsv) w
glebie rdzawej bielicowanej > poziom spodic (Bhs1) w glebie bielicowej typowej >
poziom cambic (Bw) w glebie brunatnej dystroficznej.
8. Ferryhydryt, podobnie jak bezpostaciowa krzemionka, w przekroju profilowym
badanych gleb w największych ilościach występuje w poziomach wzbogacania,
przy czym ich zawartość jest kilkukrotnie niższa niż ilość mineraloidów z grupy
alofanu.
9. W glebach: bielicowej, bielicy i rdzawej bielicowanej znaczną akumulację alofanu,
imogolitu i protoimogolitu stwierdzono w skałach macierzystych objętych
gruntowo-glejowym procesem glebotwórczym.
10. Metoda selektywnej ekstrakcji oraz w mniejszym stopniu spektroskopia w
podczerwieni (IR) okazały się najbardziej przydatnymi w badaniu mineralnych
substancji amorficznych. Użycie transmisyjnego mikroskopu elektronowego
(TEM) umożliwia poznanie budowy tych substancji oraz pozwala szacunkowo
określić ilościowe ich występowanie. Natomiast metoda dyfrakcji rentgenowskiej
(XRD) okazała się mało przydatna, ze względu na głównie amorficzną
(niekrystaliczną) strukturę mineraloidów.
17

11. Dalsze badania nad mineralnymi substancjami amorficznymi powinny
koncentrować się na doskonaleniu analitycznych metod ich jakościowoilościowego
oznaczania i wydzielania. Pozwoliłoby to nie tylko głębiej poznać ich
rolę w procesach glebotwórczych, ale także mogłoby znaleźć wiele zastosowań
praktycznych np. w nanotechnologii.
BIBLIOGRAFIA
1. Childs C.W. 1985: Towards understanding soil mineralogy: II Notes on ferrihydrite,
NZ Soil Bureau Lab. Rep. CM7, Lower Hutt, NZ
2. Courchesne F. i Hendershot W.H. 1997: La genese des podzol, Geographie Physique
et Quanternarie, nr 51: 235-250
3. Dąbkowska-Naskręt H. 1990: Skład i właściwości fizykochemiczne wybranych gleb
aluwialnych doliny dolnej Wisły z uwzględnieniem ich cech diagnostycznych, AT-R,
Rozprawy nr 38: 1-119, Bydgoszcz
4. Dąbkowska-Naskręt H. 2009: Naturalne i syntetyczne tlenki żelaza, jako absorbenty
pierwiastków śladowych w glebach, AT-R, Ochrona Środowiska i Zasobów
Naturalnych nr 41: 631-639, Bydgoszcz
5. Farmer V.C., Russell J.D. i Berrow M.L. 1980: Imogolite and proto-imogolite
allophane in spodic horizon: evidence for a mobile aluminum silicate complex in
podzol formation, J. of Soil Sci. nr 31: 673-684
6. Gustafsson J.P., Bhattacharya P., Bain D.C., Fraser A.R. i McHardy W.J. 1995:
Podzolisation mechanisms and the synthesis of imogolite in northern Scandinavia,
Geoderma nr 66: 167-184
7. Gustafsson J.P., Karltun E., Bhattacharya P. 1998: Allophane and imogolite in
Swedish soils, Kungl Tekniska Hogskolan, Stockholm, Sweden
8. Houng K., Uehara G. i Sherman G. 1966: On the exchange properties of allophanic
clays, Pacific Sci. nr 20: 507-514
9. Kleber M., Mikutta Ch. i Jahn R. 2004: Andosols in Germany – pedogenesis and
properties, Catena nr 56: 67-83
10. Kowalkowski A. 1968: General regularities of free Si-, Al- and Fe-oxides profile
distribution in podzolic soils of Ostrzeszów Hills, Roczn. Gleb. nr 19: 113-122
11. Kuźnicki F., Skłodowski P. 1970: Zawartość w glebie wolnego żelaza, glinu i SiO 2
jako kryterium typologiczne, Rocz. Gleb. nr 21: 3-19
18

12. Kuźnicki F., Białousz S., Kamińska H., Oszmiańska M., Rusiecka D., Skłodowski P.,
Ziemińska A.,Żakowska H. 1978: Kryteria typologiczne gleb wytworzonych z
piasków sandrowych i zwałowych wyżej położonej części Równiny Kurpiowskiej,
Rocz. Nauk Rol., Seria D-Monografie nr 166: 17-56
13. Lai S. i Swindale L.D. 1969: Chemical properties of allophane from Hawaiian and
Japanese soils, Soil Sci. Soc. of Amer. Proc. nr 39: 804-808
14. Loeppert R.H. I Inskeep W.P. 1996: Iron. Methods of soil analysis, cz. 3, SSSAJ nr 5:
639-644
15. Lundstrom U. i Farmer V.C. 1995: Solubility characteristics of proto-imogolite sols:
how silicic acid can de-toxify aluminium solution, Europ, J. Soil Scie. nr 46: 179-186
16. McKeague J.A. i Day J.H. 1966: Ditionite- and oxalate-extractable Fe and Al as aids
in differentiating various in soils, Soil Sci. Soc. of Amer. Proc. nr 35: 33-38
17. Mehra O. P. and Jackson M.L., 1960: Iron oxide removal from soils and clays by a
dithionite-citrate system buffered with sodium bicarbonate, Clays and Clay Miner. nr
7: 317-327, Madison, Wisconsin
18. Nishikiori H., Kobayashi K., Kubota S., Tanaka N. i Fujii T. 2010: Removal of
detergents and fats from waste water using allophane, Applied Clay Science, tom 47:
325-329
19. Onodera Y., Iwasaki T., Chatterjee A., Ebina T., Satoh T., Suzuki T. i Hitoshi M.
2001: Bactericidal allophanic materials prepared from allophane soil: I. Preparation
and characterization of silver/phosphorus–silver loaded allophanic specimens,
Applied Clay Science, tom: 18: 123-134
20. Ookawa M., Takata, Y., Suzuki M., Inukai K., Maekawa T. i Yamaguchi T. 2008:
Oxidation of aromatic hydrocarbons with H 2 O 2 catalyzed by a nano-scale tubular
aluminosilicate, Fe-containing imogolite, Research on Chemical Intermediates, tom
34: 679-685
21. Otsuka H. i Takahara A. 2010: Structure and properties of imogolite nanotubes and
their application to polymer nanocomposites, Top. Appl. Phys. nr 117: 169–190
22. Parfitt R.L. i Henmi T. 1982: Comparison of oxalate extraction method and infrared
spectroscopic method for determining allophane in soil clays, Soil Sci. Plant Nutr.
nr28: 183-190
19

23. Parfitt R.L. i Wilson A.D. 1985: Estimation of allophane haloysite in three sequences
of volcanic ash. In: Fernandez-Caldos E. I Yaalon D.H. Volcanic soils, Weathering
and landscape relationships of soil on tephra and basalt. ISSS-AISS-IBG,
Cremlingen, Catena. Suppl. nr 7: 1-8
24. Suzuki M., Suzuki S., Maeda M., Tomura S. i Mizota T. 2001: Hydration rate of
allophane and imogolite by hydration heat measurement – using as heat Exchange
absorbents for lower temperature heat source and speedy drying desiccant, J. Ceram.
Soc. Jpn. nr 109: 874-881
25. Wada S.I. 1985: Synthesis of allophane and imogolite — reactions between silicic
acid and aluminum ions in dilute aqueous solutions, Nendo Kagaku nr 25: 53–60
26. Wilson M.A., Nguyen H.T., Milev A.S., Kannangara G.S.K., Volk H. i G.Q.M. Lu
2008: Nanomaterials in soils, Geoderma tom: 146: 291-302
27. Yoshinaga N. i Aomine S. 1962: Allophane in some ando soils, Kyushu Univ.
Fukuoka, Soil Sci. & Plant Nutrition, nr 8: 6-13
20