Химическое и биохимическое выветривание минералов

Одновре­менно с физическим разрушением горных пород начинается и их химическое изменение. Атмосферная вода, насыщенная кислоро­дом, соприкасаясь с породой, производит гидратацию, окисление и растворение ряда минералов.

Попадающая вместе с водой на поверхность породы и в ее тре­щины разнообразная микрофлора (синезеленые и диатомовые во­доросли, грибы, бактерии), а также поселяющаяся на поверхности породы литофильная растительность (лишайники, мхи) также весь­ма активно участвуют в химическом изменении минералов.

В процессе жизнедеятельности организмы выделяют углекислый газ СО2 В больших количествах СО2 образуется и при разложении органических остатков. Поэтому вода, циркулирующая в мельчай­ших трещинах породы, всегда насыщена углекислотой. При раство­рении СО2 в воде образуется Н2СО3, которая при диссоциации дает ионы Н+ и НСО₃^-. Увеличение концентрации ионов водорода в воде за счет растворения С02 сильно повышает растворяющее и разлага­ющее действие на минералы.

Живые организмы выделяют различные органические соедине­ния, способствующие разложению минералов: лишайники — особые органические кислоты; силикатные бактерии — разъедающую мине­ралы слизь; диатомовые водоросли — слизь, разлагающую даже такой устойчивый минерал, как каолин. Наконец, при разложении орга­нических остатков образуются специфические органические кисло­ты, близкие к кислотам, характерным для органического вещества почв, которые также участвуют в биохимическом выветривании.

Таким образом, агентами химического выветривания минералов являются: вода, кислород, углекислота и различные органические соединения преимущественно кислотного типа.

При воздействии воды, кислорода, углекислоты и органических кислот в поверхностных горизонтах литосферы и в почвах идут ре­акции растворения, окисления, гидратации и гидролиза минералов. Одновременно происходит синтез вторичных минералов. Некото­рые из них, как, например, многие глинистые минералы, диаметр частиц которых <0,001 мм, устойчивы и сохраняются в выветрива­ющейся толще пород; другие, как, например, простые соли (хлори­ды, сульфаты, карбонаты), малоустойчивы, растворяются и выно­сятся с грунтовыми и поверхностными водами.

Растворение. Все минералы, и первичные и вторичные, подвер­жены в той или иной мере процессам растворения, что проявляется в химическом составе природных вод. Наибольшей растворимос­тью обладают хлориды, сульфаты и карбонаты щелочных металлов, менее растворимы карбонаты кальция и магния. Их растворение и выщелачивание из толщ карбонатных, гипсоносных и засоленных пород приводит к формированию карста — солевого, гипсового и карбонатного. Растворение и выщелачивание солей из почв сопро­вождается образованием особого просадочного микрорельефа.

Значительно меньшей растворимостью обладают фосфаты каль­ция и кремнезем, освобождающийся при выветривании первичных минералов или осадочных кремнистых пород. Первичные алюмо­силикаты и кварц в чистой дистиллированной воде малораствори­мы. Однако в природных водах, насыщенных углекислотой или со­держащих органическое вещество, или имеющих высокую ще­лочность, растворение усиливается, но здесь этот процесс идет параллельно с разложением минералов.

Гидратация. Процесс гидратации заключается в присоединении молекул воды к безводным минералам, что приводит к трансформа­ции их кристаллической решетки и образованию новых минералов. Так, присоединение молекул воды к безводному минералу гематиту дает серию минералов-гидроксидов различной степени гидратиро- ванности:

Fe₂О₃ + Н₂О -> FeO(OH)+ Н₂О -> FeO(OH), + иН₂О -> Fe(OH), • nН₂О

гематит гетит гадрогетит лимонит

Окисление химических элементов с переменной зарядностью идет в присутствии кислорода и воды. Оно касается прежде всего такого распространенного элемента, как железо. В первичных силикатах и алюмосиликатах присутствует преимущественно двухзарядное же­лезо. Если при дроблении минералов, содержащих двухзарядное же­лезо, отдельные ионы его оказываются на поверхности, начинаются процессы окисления и гидратации. На поверхности обломков по­род и минеральных зерен появляются охристые, оранжевые пятна и пленки гидроксидов железа Fe₂О₃ • nН₂О. Они особенно обильны при большом содержании в породах темноцветных минералов: оли­вина, пироксенов и биотита. В случае наличия в породах минералов двухзарядного марганца при его окислении и гидратации образуют­ся гидроксиды трех- и четырехзарядного марганца — манганит МпО(ОН), пиролюзит МпO₂ и др. Гидроксиды марганца выделяют­ся в форме черных, сажистых скоплений, иссиня-черных пленок на поверхности пород и минеральных зерен.

Окисление двухзарядных железа и серы сульфидов (пирита, мар­казита и др.) сопровождается образованием наряду с сульфатами и гидроксидами железа свободной серной кислоты:

2FeS₂+7O₂+2H₂O = 2FeSO₄ +2H₂SO₄

2FeSO₄+0+5H₂P = 2Fe(OH)₃+2H₂SO₄

Образующаяся серная кислота активно разрушает минералы; во­дород вытесняет основания из кристаллических решеток, в результа­те образуются сульфаты кальция CaSO₄, магния MgSO₄, натрия Na₂SO₄ и калия K₂SO₄. Наиболее легкорастворимые из них в условиях сво­бодного дренажа выщелачиваются; менее растворимые, как, напри­мер, гипс CaSO₄^- • 2Н₂O,вопределенных условиях могут накапли­ваться; происходит загипсование выветривающейся породы.

Гидролиз. Постоянно присутствующая в большинстве природ­ных вод растворенная углекислота, а также продуцируемые орга­низмами органические кислоты являются источниками водородно­го иона Н⁺ (протона) — активного реагента, способного вытеснять основания из кристаллических решеток минералов (Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, К⁺). Процесс замещения оснований на водородный ион в кристал­лической решетке силикатов и алюмосиликатов и их гидратации называется гидролизом. С процессами гидролиза и вторичного син­теза минералов из продуктов распада связано образование обшир­ной группы глинистых минералов, диаметр кристаллов которых из­меряется микронами и долями микронов. Высокая степень диспер­сности обусловливает появление у глинистых минералов свойств коллоидов: они имеют на поверхности заряд, преимущественно от­рицательный, обладают сорбционными свойствами по отношению к катионам, могут переходить, подобно коллоидам, в состояние золя и коагулировать; некоторые из них при увлажнении сильно набуха­ют как истинные коллоиды. Все они принадлежат к группе слоис­тых силикатов (двух-, трех- и четырехслойных) с варьирующим от­ношением SiО₂/Al₂О₃ от 2 до 5; все глинистые минералы в той или иной степени гидратированы.

В двухслойных глинистых минералах элементарный слой крис­таллической решетки состоит из одного тетраэдрического кремне- кислородного слоя и одного октаэдрического алюмогидроксильного (рис. 6.3, а). Молекулярное отношение SiО₂/Al₂О₃ = 2.

В трехслойных глинистых минералах на один октаэдрический алюмогидроксильный слой приходится два тетраэдрических крем- некислородных (рис. 6.3, б, в). Между трехслойными пакетами рас­полагаются ионы калия, кальция, магния и гидроксония. Молеку­лярные отношения SiО₂/Al₂О₃ варьируют от 3 до 4, так как в части тетраэдров кремний может быть замещен алюминием.

К двухслойным глинистым минералам относятся каолинит, гал- луазит, дикит и накрит. В кристаллической решетке этих минералов почти все основания замещены водородом. Наиболее распространен­ные среди них — каолинит и галлуазит — образуются при условии быстрого удаления оснований, вытесняемых из кристаллических ре­шеток первичных минералов (см. рис. 6.3, а).

Рис. 6.3. Строение глинистых минералов и обменные катионы. Минералы:

а — каолинит (двухслойный); б — монтмориллонит (трехслойный с расширяющейся ре­шеткой); в — иллит (трехслойный со стабильной решеткой); 1 — кремнекислородные тет­раэдры; 2 — алюмогидроксильные октаэдры; 3 — необменные катионы; 4 — обменные катионы.

В гидротермических условиях поверхности земли это достаточ­но устойчивые минералы. Они накапливаются наряду с гидрокси- дами алюминия и железа в качестве остаточных продуктов в древ­них корах выветривания и сформированных на этих корах почвах.

Трехслойные глинистые минералы представлены группой монт­мориллонита, включающей монтмориллонит, нонтронит и бейделит (см. рис. 6.3, б). Эти минералы образуются в нейтральной или щелочной среде, где присутствуют кальций и магний. Монтморил­лонит часто образуется при выветривании основных пород, богатых щелочноземельными основаниями. Кристаллическая решетка монт­мориллонита при увлажнении способна расширяться, вода прони­кает в межплоскостные промежутки и минерал сильно разбухает, что облегчает проникновение различных оснований в межслоевое пространство, увеличивая сорбционную способность этой группы минералов. В кислой среде монтмориллонит неустойчив.

К группе трехслойных глинистых минералов, но со стабильной решеткой относятся иллит и гидрослюды (рис. 6.3, в). Иллит — ка­лийная гидрослюда — образуется на первых стадиях выветривания полевых шпатов. Внешне это проявляется в образовании на повер­хности минеральных зерен и по трещинам спайности мелких слю­доподобных светлых чешуек.

При длительном течении процесса выветривания происходит пол­ное метосоматическое (без изменения первоначальной формы мине­ралов) замещение гидрослюдами зерен первичных полевых шпатов. Дальнейший гидролиз гидрослюд и полное замещение калия водо­родным ионом преобразует иллит в каолинит или галлуазит.

При выветривании слюд и хлорита образующиеся на первых ста­диях выветривания гидромусковит, гидробиотит, гидрохлорит при дальнейшем выветривании переходят в вермикулит, железисто-маг­незиальный алюмосиликат, подобно монтмориллониту имеющий подвижную кристаллическую решетку.

В процессе преобразования первичных и синтеза вторичных алю­мосиликатов образуется большая группа промежуточных смешан- нослойных минералов — смектитов. Это трех- и четырехслойные глинистые минералы, в кристаллической решетке которых в каче­стве элементарных структурных элементов выступают кристалли­ческие решетки различных глинистых минералов, например, монт- мориллонит-иллита, монтмориллонита-вермикулита-хлорита и др.

Наряду с глинистыми алюмосиликатами при выветривании и разрушении кристаллических решеток как первичных, так и вто­ричных минералов освобождаются оксиды кремния (кремнезем SiО₂) и алюминия (глинозем А1₂О₃). Гидроксиды кремнезема частично растворяются и выносятся с подземными и поверхностными вода­ми в речной сток, а частично осаждаются в виде аморфных сильно гидратированных осадков SiО₂ • nН₂О, которые при высыхании и некоторой потере воды превращаются в опал, а по мере частичной кристаллизации переходят в халцедон.

Белые порошковидные новообразования аморфного кремнезе­ма на поверхности минералов и структурных отдельностей в вывет- релых породах и почвах получили название «кремнеземистой при­сыпки».

Гидроксиды алюминия менее растворимы, чем гидроксид крем­незема. В нейтральной и слабокислой среде они накапливаются как остаточные продукты выветривания. При кристаллизации гидрокси- дов алюминия образуются минералы: боксит А1₂О₃ • nН₂О, гидраргил- лит, или гиббсит А1(ОН)₃, бёмит АlO(ОН). Это типичные минералы коры выветривания и почв влажных субтропиков и тропиков.

При выветривании железосодержащих силикатов — авгитов, роговых обманок, оливина — освобождаются гидроксиды железа. По мере кристаллизации и потери воды они превращаются в лимо­нит, гидрогетит, гетит и вторичный гематит. Все эти минералы ярко окрашены, они имеют охристый, оранжевый или кирпично- красный цвет и присутствие их хорошо заметно.

Первичные минералы, содержащие марганец, при выветрива­нии являются источником в коре выветривания и почвах оксидов марганца — пиролюзита Мп0₂ и псиломелана mМпО • МпO₂ •nН₂O.

При быстром течении процессов выветривания и полном разло­жении алюмосиликатов на составляющие оксиды кремния и алю­миния происходит их совместное осаждение в виде аморфных гид­ратированных осадков — аллофанов с варьирующим отношением SiO₂/Al₂O₃.

По мере старения и кристаллизации они переходят в глинистые слоистые алюмосиликаты: каолинит, а в присутствии Са и Mg — в

монтмориллон ит.

Освобождающиеся при выветривании первичных минералов каль­ций, магний, калий, натрий соединяются с анионом угольной кис­лоты и образуют углекислые соли — карбонаты. Например:

CaAl₂Si₂O₈+ Н₂СO₃ + Н₂O -> H,Al₂Si₂O₈- 2Н₂O + CaCO₃

анортит каолинит кальцит

При выветривании калиевых полевых шпатов и кислых плаги­оклазов образуется много соды Na₂CO₃ • 10Н₂O, выделяется поташ К,СО Н₂O, при выветривании кальций- и магнийсодержащих ми­нералов - доломит (Са, Mg)CO₃.

Остаточные коры выветривания и коррелятивные им типы аккумулятивных отложений

В теплых и влажных областях Земли при слаборасчлененном рельефе химическое выветривание опережает физическое разруше­ние пород и снос рыхлого материала; в этих условиях поверхность горных пород одевается мощной глинистой корой выветривания.

Так, если во влажных субтропиках Аджарии проехать или еще лучше пройти пешком по шоссе от Чаквы до Зеленого мыса и далее до Батуми, то в местах, где дорога проходит в глубоких выемках, высокие 10—20 м вертикальные стенки имеют красный, оранжевый и охристый цвета. Если смотреть издали, кажется, что это массив­ные пестроокрашенные горные породы. Хорошо видна свойствен­ная массивным породам текстура (общее строение), отчетливо выс­тупают диаклазы — плоскости скольжения относительно друг друга блоков массивной породы при тектонических движениях. Но если подойти поближе, можно легко убедиться, что это не каменный, а глинистый материал. Хотя он и сохранил структуру исходной поро­ды, но, как масло, режется ножом или лопатой. Лишь в наиболее глубоких выемках и в береговых обрывах рек видно, как эта красно- цветная глина постепенно сменяется сначала сильно измененными, а затем плотными и свежими диабазовыми порфиритами — вулка­ническими породами, имеющими здесь широкое распространение. Время образования подобной мощной глинистой коры выветрива­ния очень велико и составляет сотни тысяч и миллионы лет, в тече­ние которых вода и растворенные в ней углекислота, кислород и органические кислоты — продукты жизни и разложения организ­мов — коренным образом изменяют минералогический, химичес­кий состав и физические свойства исходной породы.

Из коры выветривания в процессе распада первичных минералов и образования вторичных вымываются легкорастворимые продук­ты выветривания; в первую очередь выносятся различные простые соли — хлориды, сульфаты и карбонаты натрия, затем сульфаты и карбонаты кальция и магния, вслед за ними выносится и некоторая часть кремнезема. На месте остаются малоподвижные оксиды желе­за (кроваво-красный гематит, охристый лимонит и др.), оксиды алю­миния и в их числе наиболее широко известный боксит, а также часть кремнезема, связанного с алюминием во вторичный очень ус­тойчивый глинистый минерал — каолинит.

Коры выветривания, обогащенные оксидами железа и алюминия, называются ферраллитными, менее обогащенные алюминием — ферсиаллитными. Если рельеф расчленен слабо, а осадков выпадает много, просачивающиеся сверху в выветрелую толщу воды време­нами застаиваются, аэрация ухудшается и в нижней переувлажнен­ной части коры выветривания создается восстановительный режим: окисное железо переходит в закисное, красный цвет исчезает, появ­ляется сизовато-голубой; этот процесс и его внешнее проявление называется оглеением. Соединения закисного железа в отличие от окисного хорошо растворимы и поэтому с общим потоком воды выносятся из оглеенного горизонта; на месте остается белый као­линит. Подобные отбеленные горизонты достигают большой мощ­ности и лишь у поверхности, где аэрация улучшается, сменяются пестроокрашенной, а затем кирпично-красной, хорошо окислен­ной зоной.

Поток грунтовых вод, обогащенных закисным железом, прибли­жается в депрессиях рельефа и речных долинах к поверхности и попадает в условия более хорошей аэрации; при наличии кислорода закисное железо снова переходит в окисное, теряет подвижность и выпадает в осадок. Вблизи поверхности в почвах и в рыхлых нано­сах образуются ожелезненные прослои, часто состоящие из слив­шихся друг с другом плотных округлых железистых конкреций. Мощность таких ожелезненных прослоев достигает 1 — 1,5 м. Эти образования получили название латеритов (от лат. later — кирпич). Если в результате эрозии (смыва) верхних горизонтов почв подоб­ные латеритные прослои оказываются на поверхности и просыха­ют, то они превращаются в массивный непробиваемый железистый панцирь, предохраняющий поверхность от дальнейшего размыва. Поэтому часто латеритные панцири, бронирующие рельеф, оказы­ваются не в депрессиях (где они первоначально образовались), а на плоских вершинах останцов, уцелевших от размывающей деятель­ности вод. Латеритные панцири, так же как и ферраллитные коры выветривания с отбеленными каолинитовыми горизонтами, широ­ко распространены на древних пенепленизированных равнинах тро­пической Африки, Австралии, Юго-Восточной Азии и Южной Аме­рики.

Древние ферраллитные и ферсиаллитные коры можно встре­тить не только во влажных тропиках и субтропиках на древних элементах рельефа. Так, мощные древние коры выветривания рас­пространены вдоль всего восточного подножия Урала, на равни­нах Центрального Казахстана, в Забайкалье, на Дальнем Востоке и в других местах, где сохранились древние денудационные равни­ны, не покрывавшиеся в последние геологические эпохи морем и потому сохранившие на своей поверхности эти реликты влажного и жаркого климата, господствовавшего здесь в далекие геологи­ческие времена — около 180 млн лет назад, в конце триасового и начале юрского периодов.

Древние коры выветривания изучаются геологами и географа­ми, так как с ними связан ряд полезных ископаемых и главным образом месторождения бокситов — ценного сырья для алюминие­вой промышленности. Отбеленные древние коры выветривания, обогащенные каолинитом, служат сырьем для фарфоровой промыш­ленности; местами в Африке латеритные панцири разрабатываются как железные руды.

Наряду с корами выветривания, имеющими широкое плошад- ное распространение, встречаются так называемые линейные коры выветривания. Они тянутся вдоль тектонических разломов — нару­шений земной коры, по которым из глубин земли поднимаются горячие растворы, часто обогащенные тяжелыми металлами: медью, свинцом, никелем, кобальтом, цинком, железом и многими други­ми. При понижении температуры и давления сульфиды тяжелых металлов осаждаются — образуются гидротермальные месторожде­ния. Породы вдоль разломов не только раздроблены при тектони­ческих сдвигах, под воздействием термальных вод они изменены: первичные минералы, например полевые шпаты, замещаются вто­ричными — серицитом, гидрослюдами. Все это облегчает и ускоря­ет их дальнейшее выветривание и образование линейной коры.

Кроме того, если в пределах данного разлома имеются суль­фидные месторождения и они вследствие тектоники или эрозии оказываются в зоне, куда проникают кислород и атмосферная вла­га, начинается процесс окисления, сопровождающийся образова­нием серной кислоты. Особенно много ее образуется при окисле­нии пирита — сульфида железа.

Серная кислота — очень сильный реагент и производит исклю­чительное разрушающее действие на окружающие породы: идет сер­нокислое выветривание. Многие рудные металлы — железо, цинк, медь, кадмий и другие — хорошо растворяются в серной кислоте и вместе с потоком кислых вод «рассеиваются» в зоне окисления суль­фидных месторождений. Вокруг месторождения, находящегося час­то глубоко от поверхности (на 50—100 м и более), создается ореол рассеяния рудных металлов; в пределах ореола кора выветривания, почвы, воды и растения обогащены рудными элементами по срав­нению с обычным «фоновым» содержанием.

Геохимические поиски полезных ископаемых, широко приме­няющиеся в нашей стране и во всем мире, основаны на выявлении подобных геохимических аномалий.

Разработка методики геохимических поисков применительно к различным географическим и геологическим условиям и сами по­исковые работы проводятся при активном участии географов — спе­циалистов в области геохимии ландшафта.

Геохимия ландшафта — это отрасль географии, изучающая ис­торию и закономерности рассеяния и концентрации химических элементов в ландшафтах, различных географических зонах (в тунд­ре, тайге, степях, пустынях) и геоморфологических областях: моло­дые горы, древние горные сооружения, денудационные и аккумуля­тивные равнины.

При геохимических поисках на древних денудационных равни­нах с сохранившимися древними площадными и линейными корами выветривания особое значение приобретает анализ геохимической истории ландшафта — основы для выбора наиболее эффективных и экономически выгодных в данных условиях конкретных методов опоискования.

Ранее были рассмотрены особенности кор выветривания, обра­зующихся на древних элементах рельефа во влажных субтропиках и тропиках, а также в исключительной обстановке вблизи сульфид­ных месторождений.

Коры выветривания образуются и в других климатических об- становках, но их состав и мощность существенно иные.

Крупнейший российский ученый, основатель геохимии ландшаф­та академик Б.Б. Полынов теоретически обосновал и показал на ряде географических примеров стадийный характер развития коры выветривания, связанный с неравномерностью вымывания из нее растворимых продуктов выветривания. Он выделил четыре фазы раз­вития коры выветривания: обломочную, обызвесткованную, кислую сиаллитную и аллитную.

В обломочной коре выветривания еще сохраняются все химичес­кие элементы, присутствующие в исходной горной породе, вторич­ных минералов практически нет.

Из обызвесткованной коры выветривания вынесены освобождаю­щиеся при выветривании хлориды и сульфаты, но сохраняются кар­бонаты кальция. Для этого типа коры выветривания, широко рас­пространенного в степях и пустынях, уже характерно образование ряда глинистых минералов, гидрослюд, иллита, а главное — присут­ствие кальцита-карбоната кальция, скопления которого в виде белых мучнистых конкреций, прожилок, корочек на поверхности щебня — характерный признак обызвесткованной коры выветривания. Обыз- весткованные коры широко распространены в степях Забайкалья, в степях и пустынях Казахстана и Средней Азии, в Армении и многих других местах.

Кислая сиаллитная кора выветривания в отличие от обызвестко­ванной распространена во влажном климате умеренных широт и на молодых элементах рельефа во влажных субтропиках и тропи­ках, преимущественно в лесной зоне. Сиаллитная остаточная кора оглинена, обогащена гидроксидами железа, но содержит еще мно­го первичных минералов. Глинистые минералы представлены гид­рослюдами, смектитом, хлоритом. Все легкорастворимые соли и карбонаты кальция из нее вымыты, поэтому она обеднена по срав­нению с исходными породами не только хлором и натрием, но и кальцием.

Аллитная кора выветривания представляет наиболее зрелую ста­дию, в ней не сохранилось первичных минералов, они замещены каолинитом и гидроксидами железа и алюминия. До такой стадии выветривания породы доходят только во влажном климате субтро­пических и тропических поясов, где в тектонически спокойных об­ластях процессы выветривания обгоняют денудацию.

Однако процессы размыва, сноса и переотложения рыхлых про­дуктов выветривания действуют повсеместно, хотя и с различной скоростью. Верхние горизонты коры выветривания и сформиро­вавшихся на ней почв смываются, а в понижениях рельефа накапли­ваются различные континентальные отложения (делювий, аллювий и др.). В этих отложениях накапливается часть растворенных и вы­несенных из коры выветривания химических соединений.

Вещества, которые вымываются из коры выветривания данного типа, накапливаются в рыхлых отложениях. Поэтому между элюви­альными образованиями — корой выветривания — и аккумулятив­ными образованиями (рыхлыми отложениями) существует геохи­мическое сопряжение (рис. 6.4). Например, из обызвесткованной коры выносятся только хлориды и сульфаты, именно эти соли на­капливаются в наносах и почвах соседних депрессий рельефа и зам­кнутых водоемов.

Если из коры выветривания вымываются и хлориды, и карбона­ты, и кремнезем, то в процессе миграции и испарения растворов они разделяются: наименее растворимый кремнезем осаждается в первую очередь, затем следует карбонат кальция, а хлориды натрия, магния и кальция достигают бессточных впадин или выносятся ре­ками в моря и океаны.

Вынос больших количеств кремнезема и оснований из феррал- литных кор выветривания сопровождается образованием на акку­мулятивных равнинах монтмориллонитовых глин; синтез монтмо­риллонита идет из растворов, обогащенных SiO₂, кальцием и маг­нием. Особенно типичны подобные аккумуляции для жарких ^ПеРеменно-влажных областей, тропических редколесий и саванн.

Рис. 6.4. Типы сочетаний (а—в) остаточных и аккумулятивных кор выветривания (по Б.Б. Полынову): 1 — обызвесткованный ортоэлювий; 2 — сиаллитный ортоэлювий; 3 — аллитный ортоэлювий; 4 — хлоридно-сульфатный нанос; 5 — карбонатный нанос; 6 — сиаллитный нанос; 7 — первичная коренная порода

Изучение геохимических сопряжений, остаточных кор выветри­вания и коррелятивных им рыхлых отложений имеет большое прак­тическое значение, в частности при мелиоративном проектировании и прогнозе геохимического солевого баланса крупных территорий. Большое значение имеет изучение закономерностей распростране­ния и состава остаточных кор выветривания и коррелятивных им рыхлых отложений для почвоведения, так как именно эти образова­ния являются наиболее широко распространенными почвообразу- ющими породами.

Почвы, образовавшиеся на коре выветривания того или иного типа, в той или иной мере наследуют их минеральный состав. Од­нако в процессе почвообразования многие минералы почвообразу- ющих пород подвергаются дальнейшим изменениям. В почвах, об­ладающих по сравнению с корой выветривания более высоким энер­гетическим потенциалом, и процессы разрушения минералов, и процессы вторичного синтеза идут с большой скоростью; эти про­цессы объединяются понятием внутрипочвенного выветривания.

Гранулометрические фракции и методы их определения

Обломки плотных пород и минералы, образующие твердую фазу почв, различаются не только по типу кристаллической структуры и химическому составу, но и по размерам. В почвообразующих поро­дах и почвах могут присутствовать обломки плотных пород, разме­ры которых измеряются сантиметрами и даже десятками сантимет­ров (так называемый скелет почвы). Размеры отдельных зерен пер­вичных минералов лежат в пределах от 1,00 до 0,01 мм, хотя весьма часто диаметр некоторых зерен кварца, полевых шпатов и других минералов превышает 1 мм. Размеры частиц различных слюдистых минералов (серицита, гидрослюд и др.) обычно колеблются от 0,01 до 0,001 мм. Наиболее распространенные глинистые минералы еще более дисперсны, размеры их частиц — 0,005—0,0001 мм. И нако­нец, в почвах присутствуют коллоидно-дисперсные минеральные и органические вещества, диаметр частиц которых обычно меньше 0,0001 мм.

Преобладание частиц того или иного размера в почвообразую­щих породах и почвах определяет в значительной мере многие фи­зические свойства почвенной массы.

Процентное содержание в почве частиц различного размера и их соотношение называется гранулометрическим (или механическим) составом почв. Когда говорят о соотношении частиц различного размера, имеют в виду группы частиц, диаметр которых лежит в определенных пределах. Каждая из таких групп называется грануло­метрической (механической) фракцией (табл. 7.1).

В основу разделения гранулометрических фракций положены различия главным образом в водно-физических свойствах. Так, ка­менистая часть почвы или почвенный скелет почти не обладает спо­собностью удерживать влагу, просачивающуюся в почву, а также под­нимать ее вверх, например, от уровня грунтовых вод по капиллярам. Песок (3,0—0,05 мм) имеет лишь очень слабую водоудерживающую и водоподъемную способность. Напротив, пыль (0,05—0,001 мм) очень хорошо удерживает воду и обладает хорошей водоподъемной спо­собностью. В пылеватых почвах вода по капиллярам может подни­маться вверх на 4—5 м от уровня фунтовых вод. Ил (<0,001 мм) имеет плохую водопроницаемость и меньшую, чем у пылеватых ча-

Таблица 7.1

Классификация гранулометрических элементов почвенной массы (по Н.А. Качинскому)

стиц, водоподъемную способность. В последнем случае капилляр­ные промежутки между частицами очень малы, а при увлажнении они еще более уменьшаются за счет образования вокруг каждой частицы пленки воды, удерживаемой силами молекулярного притя­жения. Во влажном состоянии фракция ила сильно набухает, а при высыхании — сжимается.

Таким образом, названные четыре фракции — каменистая часть почв, песок, пыль и ил — помимо того, что они обычно отличаются друг от друга по минералогическому составу, различны также и по физическим свойствам.

В большинстве стран мира, согласно Международной шкале, принятой еще в 1926 г., почвоведы пользуются несколько иными градациями размеров частиц при выделении гранулометрических фракций. Граница между крупно- и мелкоземом проводится по раз­меру частиц 2 мм. К фракции песка, который подразделяется на круп­ный, средний и мелкий, относятся частицы размером 2—0,074 мм, к фракции пыли — частицы, размеры которых лежат в пределах 0,074-0,002 мм.

В большинстве стран мира в соответствии с международным соглашением при выделении фракций действует следующая шка­ла размеров гранулометрических элементов: крупнозем (гравелис- тая и каменистая часть почвенной массы) > 2 мм, мелкозем < 2 мм. В мелкоземе выделяются фракции: песка крупного и среднего — 2—0,2 мм, мелкого — 0,2—0,074 мм, пыли — 0,074—0,002 мм, глины (ила) — <0,002 мм.

Существуют различные методы гранулометрического анализа рыхлых отложений и почв, причем, поскольку в состав почв могут входить и крупные и мелкие частицы, способы их разделения также несколько различны.

Перед производством анализа образцы почвы растираются в ступ­ке резиновым пестиком, чтобы разрушить агрегаты. Крупные фрак­ции — каменистая часть и крупный песок — обычно разделяются на ситах с отверстиями 0,25; 1; 2; 5; 7 и 10 мм. Разделение частиц, диаметр которых меньше 1 мм, производится обычно методом гид­равлического анализа или отмучивания. При таком анализе образ­цы почв, пропущенные через сито с отверстиями диаметром в 1 мм, взмучиваются в воде. При спокойном отстаивании частицы начина­ют оседать на дно с различной скоростью.

Зависимость между радиусом частиц и скоростью их падения выражается формулой Стокса

где V — скорость падения частиц, см/с; g — ускорение силы тяжес­ти, равное 981 см/с; г — радиус частицы, см; d_l — удельная масса частицы; d₂ — удельная масса жидкости (воды), в которой ведется анализ; г| — вязкость жидкости.

Исходя из этой формулы были рассчитаны скорости падения частиц различного диаметра, которыми и пользуются при проведе­нии анализа (табл. 7.2).

Таблица 7.2

Результаты вычисления размеров частиц по формуле Стокса и эмпирической шкале Фадеева—Вильямса—Сабанина

Чтобы выделить частицы определенного диаметра, рассчитыва­ют количество времени, необходимое, чтобы столб жидкости опре­деленной толщины освободился от частиц с большим диаметром.

Д, мкЗ 2,4 1,7 10,7 0 lg Д
Д, мм 1 0,25 0,05 0,010,005 0,0010

Рис. 7.1. Изображение результатов гранулометрического анализа дерново-подзолистой легкосуглинистой иловато-пылеватой почвы; пахотный горизонт (по Н.А. Качинскому): 1 — дифференциальная; 2 — кумулятивная кривые

Применяются два метода разделения механических фракций:

а) метод отмучивания фракции Сабанина, применяющийся обычно для анализа песчаных пород и почв и выделения отдельных фракций для дальнейшего минералогического или химического анализов;

б) метод пипетки в модификации Качинского, используемый для почв, богатых пылеватыми и илистыми частицами (и в случае если не требуется выделения чистых фракций).

В настоящее время используются более совершенные методы определения гранулометрического состава, например лазерные ана­лизаторы размеров частиц.

Гранулометрический состав отдельного образца почвы можно изобразить графически в виде дифференциальной кривой, откла­дывая по оси абсцисс логарифмы диаметров гранулометрических фракций, а по оси ординат — их процентное содержание (рис. 7.1).

Классификация пород и почв по гранулометрическому составу

Для классификации пород и почв по гранулометрическому со­ставу названные ранее фракции объединяются в более крупные груп­пы. Сумма фракций, размеры частиц которых меньше 0,01 мм, на­зывается физической глиной; все фракции, размеры которых нахо­дятся в пределах от 0,01 до 1 мм, относятся к физическому песку- Соотношение между физическим песком и физической глиной яв­ляется главным критерием для классификации почв и пород по гра­нулометрическому составу.

На основании количественных показателей, приведенных в табл. 7.3, дается основное название гранулометрического состава почвы или породы. Для дополнительной характеристики гранулометричес­кого состава учитывается соотношение между фракциями песка, пыли и ила, размеры которых приведены в табл. 7.1. В дополни­тельное название вводятся две преобладающие фракции. Например, имеется образец почвы со следующим содержанием гранулометри­ческих фракций (табл. 7.4).

Таблица 7.3

Классификация почв и пород по гранулометрическому составу (по Н.А. Качинскому)

По соотношению физического песка и физической глины обра­зец относится к тяжелому суглинку. Из других фракций преоблада­ют: мелкий песок — Y1 % и крупная пыль — 25 %. Поэтому полное название гранулометрического состава образца — тяжелый крупно - пылевато-мелкопесчанистый суглинок.

Если в почве или почвообразующей породе имеется фракция крупнозема (частицы с диаметром >3 мм), учитывается процентное содержание этой фракции в общей массе и характеризуется степень скелетности или каменистости согласно приведенным ниже града­циям (по Н.А. Качинскому) (табл. 7.5).

Таблица 7.4

Гранулометрический состав почвы

Таблица 7.5

Степень каменистости почвы

Для графического определения соотношения фракций в раз­личных по гранулометрическому составу породах и почвах исполь­зуют диаграмму в форме треугольника, на стенках которого пока­зано содержание (от 1 до 100 %) ила, пыли и песка. При пересече­нии координат, проведенных параллельно сторонам треугольника, внутри него обособляются поля с тем или иным соотношением этих фракций.

На рис. 7.2 показаны соотношения фракций ила, песка и пыли, принятые в США и странах Западной Европы для определения при­надлежности почв к той или иной по гранулометрическому составу классификационной группе.

В таблицах гранулометрических анализов обычно приводятся данные содержания фракций во всех горизонтах почв и в почвооб-

Рис. 7.2. Диаграмма гранулометрического состава: / — глина; 1а — опесчаненная глина; 16 — пылеватая глина; 2 — тяжелый суглинок; 2а — опес- чаненный тяжелый суглинок; 26 — пылеватый тяжелый суглинок; 3 — средний суглинок; За — легкий (опесчаненный) суглинок; 36 — пылеватый суглинок; 4 — пыль; 5 — песок; 5а — супесь

разующей породе. При рассмотрении данных необходимо прежде всего определить гранулометрический состав каждого горизонта, а затем проанализировать, изменяется ли гранулометрический состав почв по генетическим горизонтам и отношению к породе. Если эти изменения наблюдаются, то уточнить, за счет увеличения (или умень­шения) содержания каких гранулометрических фракций они про­исходят. Для этого полезно представить данные гранулометричес­ких анализов в графической форме, как это показано на рис. 7.3.

Возможны следующие варианты изменений гранулометрического состава по профилю почв.

1. Верхняя часть профиля наиболее обогащена илистыми и тон- копылеватыми частицами и содержит небольшое количество круп- нозема. Вниз по профилю к почвообразующей породе содержание тонких фракций уменьшается, а крупнопылеватых и песчаных по­степенно увеличивается, возрастает также степень каменистости. Подобный ход распределения механических фракций весьма ти­пичен для почв, формирующихся на маломощном элювии плот­ных осадочных или изверженных пород, и является следствием

Рис. 7.3. Профильный метод изображения гранулометрического состава: а — чернозем глинистый иловато-пылеватый; В — солонец столбчатый суглинистый иловато- пылеватый; в — сильнооподзоленная тяжелосуглинистая песчано-пылеватая почва; 1 — потеря при обработке 0,05 н. НС1; 2 — песок средний; 3 — песок мелкий; 4 — пыль крупная; 5 — пыль средняя; 6 — пыль мелкая; 7 — ил

процессов выветривания и почвообразования, протекающих наи­более интенсивно в верхнем, биохимически активном горизонте (рис. 7.4, а).

2. Верхняя часть профиля имеет более тяжелый гранулометри­ческий состав, чем нижняя его часть или чем подстилающая поро­да, но в отличие от предыдущего случая граница между частями профиля, имеющими существенно различный гранулометрический состав, очень резкая. В этом случае весьма вероятно формирование почвенного профиля в пределах первоначально неоднородной по гранулометрическому составу толщи. В качестве примера можно назвать случай, когда почва формируется на озерных или аллюви­альных супесях или суглинках или на покровных суглинках, под­стилаемых песками (рис. 7.4, б).

3. Верхняя часть профиля резко обеднена илистой фракцией, в средней части профиля наблюдается увеличение содержания после­дней, а в почвообразующей породе ее содержание или несколько уменьшается, или остается постоянным (рис. 7.4, в). Причины по­добного хода распределения ила могут быть различны: а) первона­чально неоднородный гранулометрический состав наносов, захва­ченных почвообразованием, с чередованием слоев более легкого и более тяжелого гранулометрического состава; б) вынос илистой фрак­ции из верхних элювиальных горизонтов и накопление ее в гори­зонте иллювиальном (рис. 7.4, г). В данном случае

Рис. 7.4. Варианты распределения гранулометрических фракций по профилю почв: I — илистая; 2— пылеватая; 3 — песчаная; 4— крупнозем

профиля по механическому составу обязана самому процессу поч­вообразования; в) более интенсивное выветривание первичных ми­нералов и образование глинистых минералов преимущественно в средней части почвенного профиля по сравнению с верхними гори­зонтами и почвообразующей породой.

Часто на основании данных гранулометрических анализов не удается до конца решить, какова причина дифференциации профи­ля. Для этого приходится сопоставлять данные гранулометрических анализов с анализами минералогического и химического составов и микроморфологией генетических горизонтов почв. Однако некото­рые выводы все же возможно сделать, произведя соответствующие пересчеты результатов гранулометрических анализов.

Для установления степени однородности исходного грануломет­рического состава измененной почвообразованием толщи вычисля­ется соотношение между количеством гравелистой, крупно- сред­не- и мелкопесчаной фракций, а также между суммой песчаных частиц и количеством крупнопылеватой фракции по горизонтам. Если соотношение между названными (наименее измененными в процессе почвообразования) фракциями по профилю почвы оста­ется примерно постоянным, можно предполагать исходную одно­родность гранулометрического состава и оглинение средней части профиля связывать с почвообразующими процессами. Если же со­отношения между крупными фракциями сильно варьируют, весьма вероятна исходная неоднородность почвообразующей толщи нано­сов. Например, широко распространен случай образования почв на двучленных наносах, в которых верхняя часть профиля формирует­ся в слое покровного безвалунного суглинка, средняя и нижняя ча­сти в толще, более тяжелой по гранулометрическому составу, но в то же время обогащенной каменистым материалом морены.

Если установлено, что дифференциация профиля является след­ствием почвообразования, можно рассчитать степень дифференци­ации (или степень контрастности) почвенного профиля по грануло­метрическому составу. Для этого берут отношение содержания фрак­ции ила в иллювиальном горизонте к содержанию его в горизонте элювиальном, наиболее обедненном илистой фракцией. Для разде­ления почв по степени дифференциации профиля принимаются во внимание следующие количественные критерии (табл. 7.6):

Таблица 7.6

Разделение почв по степени дифференциации профиля

Природа дифференциации профиля устанавливается на основа­нии рассмотрения не только гранулометрии, но и минерального состава, а также комплекса других компонентов и свойств.

Минеральные почвенные горизонты

По своему происхождению минеральные почвенные горизонты делятся на элювиальные, иллювиальные, метаморфические и глеевые.

Элювиальные горизонты образуются за счет вымывания из них различных подвижных продуктов почвообразования и накопления остаточных, самых устойчивых труднорастворимых минералов, сре­ди которых наиболее обычен кварц, а в некоторых почвах — амор­фный кремнезем. Вымывание красящих веществ (гумуса, соедине­ний железа) и остаточное накопление светлых минералов (кварца, кислых полевых шпатов, аморфного кремнезема и др.) обусловли­вают светлую белесую окраску элювиальных горизонтов. Вымыва­ние глинистых частиц и коллоидов приводит к остаточному накоп­лению песчаных и пылеватых частиц, поэтому элювиальные гори­зонты выделяются в профиле более легким гранулометрическим составом, пылеватостью, непрочной плитчатой или листоватой струк­турой. Они обозначаются индексами А2 или Е.

Иллювиальные горизонты формируются в средней и нижней час­тях профиля за счет вмывания в них из вышележащих горизонтов относительно подвижных продуктов почвообразования, перемещающихся в виде суспензий, коллоидных и истинных растворов и выпадающих в осадок по мере испарения растворов и изменения физико-химической и термодинамической обстановок. Иллювиальные горизонты часто бо­лее тяжелого гранулометрического состава, чем вышележащие гори­зонты и чем почвообразующие породы. Эти горизонты более плот­ные, имеют ореховатую, крупнопризматическую, глыбистую, а в не­которых почвах столбчатую структуру. Они обогащены по отношению к верхним горизонтам и почвообразующей породе относительно под­вижными минеральными, органо-минеральными или органически­ми веществами, выносимыми из верхней части почвенной толщи. Внешний вид и химический состав иллювиальных горизонтов раз­личных почв и даже одной и той же почвы на разных глубинах нео­динаков. Это обусловлено различной степенью растворимости и под­вижности передвигающихся в пределах почвенного профиля веществ. Наиболее легко растворимы, а следовательно, и наиболее подвижны простые соли (NaCl, Na₂C0₃, Na₂S0₄, MgCl₂, Са(НСО_э)₂ и др.). Зна­чительно менее подвижны вещества, дающие коллоидные растворы: гидроксиды железа, алюминия, марганца, кремнезем, сложные орга­нические (гумусовые) и органо-минеральные вещества, а также сус­пензии глинистых минералов.

Иллювиальные горизонты обозначаются индексом В, но с до­бавлением малого индекса, указывающего на состав вмываемых в данный горизонт веществ.

Во многих почвах в иллювиальных горизонтах накапливаются вымываемые из верхних горизонтов карбонаты кальция. На некото­рой глубине формируется плотный, с многочисленными новообра­зованиями иллювиально-карбонатный горизонт B_ca.

В почвах, развивающихся на гипсовых породах, в условиях арид­ного климата гипс, выщелачиваемый из верхних почвенных гори­зонтов, накапливается в нижележащем иллювиальном горизонте образуется в виде мелких кристаллов, прожилочек и более круп­ах кристаллических стяжений. Иллювиально-гипсовый горизонт обозначают индексом В_cs

В случае, когда в иллювиальный горизонт привносятся илистые частицы, он резко выделяется по гранулометрическому составу, плотности, структуре и называется иллювиально-текстурным гори­зонтом, обозначаясь индексом В_t

Если в иллювиальном горизонте накапливаются гидроксиды железа и он имеет ржаво-бурый или охристый цвет, он называется иллювиально-железистым и обозначается индексом B_Fc.

При накоплении в иллювиальном горизонте железо- и алюмо-гу- мусовых органо-минеральных соединений и комплексов он приобре­тает темно-серую, часто кофейную окраску. В этом случае его называ­ют иллюЕиально-гумусовым горизонтом и обозначают индексом B_h.

В некоторых почвах можно наблюдать несколько иллювиальных горизонтов, располагающихся один под другим, причем более легко растворимые соединения вымыты глубже, а более трудно раствори­мые — менее глубоко. Так, встречаются почвы, в которых присут­ствуют карбонатный горизонт и ниже его — гипсовый горизонт, или почвы, в которых в верхней части иллювиального горизонта накап­ливаются полуторные оксиды, а в располагающемся под ним иллю­виальном горизонте обнаруживается накопление извести и т. д.

Метаморфические горизонты, или горизонты внутрипочвенного выветривания, формируются в средней, безгумусовой или малогуму­совой части профиля в определенных гидротермических условиях (длительные положительные температуры, достаточная влажность, на породах, богатых первичными минералами). При активном физичес­ком и химическом выветривании первичных алюмосиликатов и си­ликатов в метаморфическом горизонте накапливаются глинистые минералы, размеры кристаллов которых измеряются микронами и долями микронов, образуются коллоидные осадки, горизонты мета- морфизации оглиниваются, в них накапливаются тонкопылеватые и илистые частицы, образовавшиеся в этом же горизонте in situ. Вслед­ствие деятельности корней и почвенной фауны нарушается сложе­ние исходной породы. Последнее особенно хорошо заметно, если почвообразование идет на коре выветривания массивных пород. Ме­таморфические горизонты подразделяются по составу образующихся в них вторичных минералов. Метаморфические горизонты имеют бурый или коричневато-бурый цвет. Обозначаются они индексом В_т.

Особый облик и состав имеют глеевые горизонты. Они образуют­ся в почвах с плохой аэрацией, часто переувлажненных, где окисли­тельная обстановка сменяется восстановительной. Вследствие вос­становления соединений железа и его последующего частичного окисления эти горизонты имеют сизо-серый, зеленоватый, оливко­вый цвет, часто чередующийся с охристыми и ржавыми пятнами в зонах локальной аэрации (трещины, ходы корней и червей). Глеевые горизонты обозначаются индексом G. Если признаки оглеения появляются в каких-либо других минеральных горизонтах, они по­лучают двойную индексацию (например, A2g — элювиальный огле- енный, — метаморфический оглеенный и т. д.).

Горизонты гидрогенной аккумуляции подвижных соединений обра­зуются в различных частях профиля почв за счет выпадения из раство­ров веществ, приносимых со стороны с почвенными или фунтовыми водами. При испарении вод растворенные в них соли кристаллизуют­ся на поверхности почв или внутри почвенной толщи, заполняя в пос­леднем случае поры, трещины, корневые ходы и другие полости или образуя сцементированные плотные горизонты (хардпэны). По соста­ву накапливающихся компонентов горизонты гидрогенной аккумуля­ции столь же разнообразны, как и иллювиальные горизонты. В засуш­ливых областях широко распространены горизонты гидрогенной ак­кумуляции легкорастворимых солей, гипса, извести и аморфного кремнезема, в более влажных — сцементированные ожелезненные го­ризонты. Эти горизонты обозначаются индексом S.

Неизмененная почвообразованием материнская, или почвообра- зующая, порода обозначается индексом С. Если она быстро сменяет­ся с глубиной другой, подстилающей, породой, последняя обознача­ется индексом D.

Мощность и степень выраженности почвенных генетических го­ризонтов существенно варьируют. Различен и характер границ между горизонтами: в одном случае границы резкие, в других — неясные и тогда выделяется ряд переходных, промежуточных горизонтов, обо­значаемых двойной индексацией, например А2В или ВС и т. д.

Источники органических веществ в почвах и их химический состав

Органические вещества поступают в почвы с наземными и кор­невыми остатками высших растений, при отмирании многочислен­ных популяций микроорганизмов и обитающих в почве животных. Некоторая часть органических веществ поступает с прижизненны­ми корневыми выделениями растений и животных, экскрементами ^и Разнообразными метаболитами микроорганизмов.

Основная масса органических остатков поступает с наземным и корневым опадом высшей растительности и колеблется в широких пределах: от 10—12 ц/га в год в холодных и жарких пустынях до 210—250 ц/га во влажных субтропических и тропических лесах. Умеренно засушливые и луговые степи поставляют с наземным и главным образом корневым опадом 100—140 ц/га органических ос­татков в год. Под лесной растительностью большая часть органи­ческих остатков поступает на поверхность почвы, под травянистой растительностью преимущественно — внутрь почвы, при отмира­нии корней.

В состав органических остатков входят воски, жиры, смолы, цел­люлоза, гемицеллюлозы, растворимые углеводороды и лигнин. Соот­ношение этих компонентов в различных видах растений и различных органах одного и того же вида неодинаково. По высокому содержанию восков и смол существенно выделяется хвоя деревьев, по высокому содержанию целлюлозы и лигнина и почти полному отсутствию бел­ков — древесина хвойных и лиственных пород. Значительное содер­жание белков характерно для многолетних бобовых трав и особенно для бактерий, в телах которых они преобладают. В состав растительных тканей входят также разнообразные органические кислоты жирного и ароматического рядов: щавелевая, янтарная и др.

В органических остатках присутствуют также зольные элементы (Са, К, Mg, Р, S, Si, Fe, Al, Мп) и многие микроэлементы (Mo, В, Ва, Sr, Си, Zn и др.).

Агенты и процессы преобразования органических остатков в почвах

Органические вещества, поступающие в почву, подвергаются процессам разложения. Часть их быстро минерализуется, другая часть, претерпевая ряд превращений, накапливается в почвах в виде сложных специфических высокомолекулярных органических соеди­нений — гумусовых веществ. Процессы разложения, полной мине­рализации и ресинтеза протекают одновременно, сложным образом сочетаясь друг с другом.

Агентами преобразования органических веществ в почве явля­ются кислород, вода и обитающие в почве микроорганизмы: грибы, бактерии, актиномицеты. Способствует разложению органических остатков многочисленная группа беспозвоночных животных.

Сапрофаги питаются отмершими растительными тканями, раз­мельчают их, обогащают кишечной микрофлорой и ускоряют раз­ложение растительных остатков в несколько раз. Их работу про­

должают детритофаги и копрофаги, потребляющие уже измельчен­ные растительные ткани. В разложении растительных остатков ак­тивно участвуют энхитреиды (малощетинковые черви), микроарт- роподы (колемболы, клещи) и макроартроподы (мокрицы), личин­ки жуков и двукрылых, а также люмбрициды (земляные черви). Беспозвоночные животные живут в симбиозе с микроорганизмами, выбросы их обогащены ферментами.

В разложении и ресинтезе органических веществ в почве осо­бенно большую роль играют микроорганизмы. В процессе жизнеде­ятельности микроорганизмы выделяют в среду обитания особые вещества — экзоэнзимы (или ферменты). Они действуют как ката­лизаторы химических реакций и ускоряют процессы гидролиза, окис­ления, сбраживания поступающих в почвы органических остатков.

Часть продуктов полураспада растворима в воде и хорошо ус­ваивается клетками микроорганизмов. Остальная, большая, часть (75—80 % общей органической массы) в аэробных условиях при участии гетеротрофных, т. е. нуждающихся в готовом органичес­ком веществе, микроорганизмов подвергается окислению. Выде­ляющаяся при этом энергия используется гетеротрофными микро­организмами в процессе дыхания, а частично рассеивается в фор­ме тепловой энергии.

Наряду с гетеротрофными микроорганизмами в процессах окис­ления органических веществ и продуктов их разложения участвуют хемотрофные организмы. Необходимую энергию для жизни они получают за счет окисления химических элементов с переменной зарядностью. Это прежде всего азот и сера, входящие в состав бел­ков и некоторых других органических веществ.

Окисление азота от двух- до пятизарядного происходит при учас­тии аммонифицирующих и нитрифицирующих бактерий. На первом этапе идет окисление азота аминокислот с образованием аммиака. При растворении аммиака в воде, содержащей углекислоту, образу­ется углекислый аммоний (NH₄)₂CO₃. Аммонийный ион может усва­иваться корнями растений и микроорганизмами. Часть аммонийного азота подвергается под воздействием нитрификаторов дальнейшему окислению до нитритов N0₂ и нитратов N0₃. При окислении выделя­ется энергия, которая расходуется микроорганизмами на ассимиля­цию углекислоты. Этот процесс называется хемосинтезом. Хемотроф­ные микроорганизмы, участвующие в окислении серы, принадлежат к особой группе серобактерий. Освобождающийся при разложении белков сероводород окисляется с образованием элементарной серы, а затем серной кислоты. Схема процесса такова:

H₂S + О -> S + Н₂O; S + ЗО + Н₂O-> H₂SO₄

Образующаяся серная кислота дает с различными катионами соли, большая часть которых хорошо растворима в воде и доступна кор­ням растений.

Под совокупным воздействием аэробных микроорганизмов про­исходят быстрое окисление и минерализация органических остатков с образованием кислородных соединений. Углерод окисляется до углекислоты С0₂, водород — до воды Н₂0, азот — до азотистой HN0₂ и азотной HNO_s кислот, фосфор — до фосфорной кислоты Н₃Р0₄, сера — до серной кислоты H₂S0₄. Получается ряд сильных кислот, которые соединяются с имеющимися в почве или золе растений основаниями; образуются различные соли, растворимые в воде и служащие источником пищи для растений и микроорга­низмов.

При недостатке кислорода идут процессы восстановления мине­ральных соединений с участием анаэробных микроорганизмов. Нит­раты восстанавливаются до аммиака и молекулярного азота — про­цесс денитрификации. Сульфаты восстанавливаются до сероводо­рода — процесс десульфуризации.

При анаэробном разложении органических соединений продукта­ми минерализации являются бескислородные соединения: водород Н, метан СН₄, аммиак NH₃, молекулярный азот N, фосфористый водород РН₃ и сероводород H₂S. Все эти газообразные вещества вхо­дят в состав почвенного воздуха, а частично, при газообмене с ат­мосферой, удаляются из почвы. При анаэробном разложении геми- целлюлоз идут процессы брожения, в большом количестве образу­ются органические кислоты: масляная, уксусная, муравьиная и др. Процессы анаэробного разложения органических остатков идут мед­ленно; ткани растений, сложенные наиболее устойчивыми органи­ческими веществами (лигнином, смолами, восками), очень долго не разлагаются.

Процессы гумификации

Гумификация — это совокупность биохимических и физико-хи­мических процессов, в результате которых органические вещества индивидуальной природы превращаются в специфические гумусо­вые вещества. Образование их при разложении органических остат­ков можно наблюдать путем микроскопических исследований.

Работами Н.А. Красильникова, Е.Н. Мишустина, М.М. Коно­новой установлена определенная последовательность смены основ­ных групп микроорганизмов на разных стадиях разложения остат­ков и образования гумусовых веществ:

плесневые грибы и неспороносные бактерии —> споровые

бактерии целлюлозные миксобактерии —> актиномицеты.

Развитие тех или иных групп микроорганизмов определяется в значительной мере составом растительных остатков. Плесневые гри­бы и сапрофитные бактерии, развивающиеся на первой стадии гу­мификации, используют наиболее доступные органические веще­ства: углеводы, аминокислоты, простые белки и доступную часть целлюлозы. Позднее появляются целлюлозные миксобактерии. Они способны использовать разнообразные углеводы, но азот они усва­ивают только в минеральных формах. Появляющиеся в конце про­цесса гумификации актиномицеты используют уже трудно разлага­емые компоненты растительных тканей, а также новообразованные гумусовые вещества.

Под воздействием различных групп микроорганизмов в расти­тельных остатках нарушается связь между тканями: они уменьша­ются в объеме и массе, что свидетельствует о частичной минерали­зации органических веществ до конечных продуктов (Н₂0, С0₂, N0₃ и др.). Растительные остатки буреют, а затем темнеют, теряют свою первоначальную форму и образуют аморфную массу, неотделимую механическим путем от минеральной части и прокрашивающую вер­хнюю часть почвенной толщи. Достаточное увлажнение (30—40 % воды) и высокая температура (около 26—28 °С) с небольшими коле­баниями, а также нейтральная реакция ускоряют процессы гумифи­кации.

Скорость разложения растительных остатков, как показали ис­следования, увеличивается при воздействии обитающих в почве мелких беспозвоночных. Столь же сильное воздействие на разложе­ние органических остатков оказывают дождевые черви, пропускаю­щие их через кишечный тракт. В одних и тех же условиях темпера­туры и влажности скорость разложения изменяется в зависимости от химического состава растительных остатков. Начальные призна­ки гумификации и появление гумусовых веществ отмечаются через различное количество дней.

Изучение строения свежих и гумифицированных растительных остатков под микроскопом показало, что на первых стадиях гуми­фикации разлагаются живые ткани: в корнях клевера — сердцевид­ные лучи, наполненные крахмалом, позднее — камбий, флоэма, паренхима коры, еще позднее — паренхима древесины. Пробковый слой коры и одресневевшие стенки сосудов на ранних стадиях гу­мификации вообще не разлагаются. В листьях также сохраняются лигнифицированные ткани — жилки листа.

Одновременно в клетках разлагающихся тканей, наполненных микроорганизмами, в частности целлюлозными миксобактериями, образуются бурые гумусовые вещества. На поздних стадиях разло­жения идет гумификация и за счет лигнифицированных тканей. Таким образом, все растительные вещества, претерпевая сложные биохимические превращения, могут служить источником гумусо­вых веществ. Участие разнообразных исходных веществ в образова­нии гумуса в настоящее время общепризнано. Однако механизм включения высокомолекулярных соединений в гумусовые вещества не вполне ясен.

Согласно М.М. Кононово

Дата добавления: 2014-05-19; просмотров: 1348; Нарушение авторских прав

Мы поможем в написании ваших работ!