Факторы и условия почвообразования

1. ФАКТОРЫ И УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ. Почва образуется из горных пород в процессе выветривания и почвообразования. Процесс разрушения массивных горных пород и превращение их в рыхлые продукты принято называть выветриванием. Выветривание горных пород и минералов на поверхности Земли совершается под воздействием на них; 1) температур, механической силы воды, ветра, движения ледников; 2) углекислого газа – CO 2 , кислорода – O 2 и атмосферной воды; 3) живых организмов – биогенным путем. В связи с разнообразием факторов выветривания горных пород обычно раз- личают три его формы: физическое, химическое и биологическое. Физические факторы выветривания превращают горную породу в более мелкие обломки, щебень, песок и пыль, размельчают ее механически, не изменяя петрографического и химического состава. Раздробление и разрыхление пород и минералов создает благоприятные условия для развития процессов химического выветривания, которое приводит к их химическому изменению, разрушению и образованию новых стойких к воздействию внешней среды соединений. Основными факторами химического выветривания являются атмосферная вода, углекислый газ (CO 2 ) и кислород. При распаде горных пород и минералов образуются некоторые новые, более подвижные соединения, которые растворяются, а наличие в растворе углекислого газа, в свою очередь, усиливает этот процесс. Особенно интенсивно он происходит в осадочных породах, в первую очередь в известняках, гипсах и других солях. В результате химического выветривания из первичных продуктов выветривания образуются вторичные минералы. Биологические факторы выветривания действуют на горные породы одновременно с физическими и особенно с химическими. Многочисленные организмы и растения в процессе своей жизнедеятельности выделения во внешнюю среду различные минеральные и органические кислоты, углекислый газ, кислород, которые разрушают горные породы. При разрушении горных пород и минералов часть элементов переходит в подвижное состояние, что создает благоприятные условия для произрастания растительности, которая играет ведущую роль в процессе почвообразования. Пронизывая корнями почвообразующую породу, растения извлекают из нее питательные вещества и закрепляют их в синтезированном органическом веществе, которое после отмирания растений придает почве ряд благоприятных физических свойств. При этом в процессе разрушения органического вещества образуются органические кислоты, действующие на материнскую породу и усиливающие процесс выветривания. После минерализации отмерших частей растений заключенные в них зольные элементы и азот отлагаются и накапливаются в верхнем горизонте почвообразующей породы, формируя благоприятные условия для произрастания новых растений. Растения в процессе жизнедеятельности сами выделяют различные кислоты, под действием которых труднорастворимые минеральные соединения переходят в растворимые. Таким образом, почвообразование – это совокупность взаимно связанных явлений превращения и перемещения вещества и энергии, совершающиеся в верхнем слое земли, в результате чего образуется почва. Почвообразовательный процесс является звеном более широкого процессакруговорота вещества и энергии, протекающего в биосфере и ее отдельных системах. Связь почвообразовательного процесса и круговорота вещества и энергии выражается в том, что между почвой и смежными природными телами (грунт, атмосфера, живые организмы) происходит взаимный обмен веществом и энергией, сопровождаемый их преобразованием. Характерной особенностью почвообразования является двухсторонний процесс перехода одной формы вещества в другую: процесс синтеза и разрушения органического вещества, процесс перехода минеральных соединений в органические и обратно. Почва – это рыхлый поверхностный слой земной коры, видоизмененный под действием биологических, физических и химических процессов, отличительной чертой которого является плодородие. Почва является полидисперсной системой, которая имеет в своем составе: 1) твердую фазу, состоящую из минеральных и органических частиц, 2) жидкую фазу, представленную почвенным раствором, 3) газообразную фазу, состоящую из почвенного воздуха, 4) живую фазу, представленную живыми организмами. На образование почв и почвообразовательные процессы непосредственное влияние оказывают те природные условия, в которых они протекают. В.В.Докучаев выделил пять природных факторов почвообразования: 1) почвооб- разующая (материнская) порода, 2) климат, 3) растительность и животный мир, 4) рельеф, 5) возраст почв. На современном этапе выделяется шестой фактор – производственная деятельность человека. Почвообразующая (материнская) горная порода - верхний слой горной породы, выходящий на поверхность, которая в процессе почвообразования превращается в почву. Роль материнской породы двояка. Качество сформировавшейся почвы зависит как от химического состава материнской породы, так и ее физических свойств, таких как пористость, плотность и теплопроводность, которые прямым образом влияют на характер почвообразующих процессов. От гранулометрического и агрегатного состава зависят физические свойства почв. Минералогический и химический состав почвы оказывают влияние на ход химических процессов, протекающих в ней. В последующем развитии почвы материнская порода не теряет своего значения как фактора почвообразования, но функции ее изменяются. Она становится подстилающей породой и ее роль на этой стадии почвообразования заканчивается в обмене газами, влагой, растворенными солями, тепловой энергией с вышележащими горизонтами. Разнообразие почвообразующих пород способствует формированию почв с различными физико-химическими свойствами. Климат оказывает значительное влияние на физические, химические и биологические процессы, происходящие в почвах. Основными составляющими климата, влияющими на процесс почвообразования, является лучистая энергия солнца и атмосфера. От количества поступающих в почву тепла и влаги зависит характер растительности, обогащение почвы органическим веществом, особенности промывного режима. Интенсивность химических процессов связана с ко- личеством поступающего в почву кислорода, при этом газообмен между атмосферой и почвой происходит практически непрерывно. Многообразие макро- и микроклиматических условий способствует формированию значительного числа почвенных разновидностей. Растительный и животный мир. Растительность является ведущим фактором почвообразования, так как с ней связана аккумуляция питательных веществ, образование легкоподвижных соединений, накопление гумуса, что определяет плодородие почвы. Растения создают и активно поддерживают различные взаимосвязанные потоки вещества и энергии, главными из которых являются: 1)поток зольных веществ из глубоких слоев почвы на ее поверхность и в ее верхние слои; 2) поток органических веществ, синтезированных из углерода атмосферы, почвенного азота и почвенной влаги, направленной на поверхность почвы и в ее верхние слои: а) поток Н 2 СО 3 из почвы в атмосферу; б) О 2 из атмосферы в почву; в) поток влаги направленный из почвы в атмосферу. В количественном и качественном отношении эти стороны почвообразовательного процесса являются самыми важными и имеют своим следствием возникновение почвенного плодородия. Рельеф местности. Рельеф как фактор почвообразования оказывает косвенное влияние на формирование почвенного покрова. Характер макро-, мезо- и микроформ рельефа способствует перераспределению на поверхности почвы вещества и энергии, оказывает влияние на величину влагооборота и теплооборота. От угла наклона поверхности зависит количество лучистой энергии, поступающей на единицу поверхности почвы, а следовательно, величина теплообмена, температурный режим, скорость снеготаяния и т.д. Гравитационное поле Земли, действуя через рельеф, оказывая влияние на перераспределение влаги на поверхности почвы. Наклон поверхности служит причиной разложения силы тяжести на две составляющие: вертикальную и горизонтальную. Рельеф и земное тяготение создают условия для возникновения внутрипочвенного стока. Возраст почв. Факторы времени в истории почвообразовательного процесса является особой категорией, от которой зависит стадия развития почвы и особенности протекающих в ней процессов. В.В.Вильямс различает абсолютный и относительный возраст страны, а следовательно и почвы. Абсолютный возраст почвы – это промежуток времени, прошедший с момента возникновения почвы до настоящей стадии ее развития. Он связан с возрастом территории, где развивается почва. В соответствии с этим, в южных областях, не затронутых последними оледенениями, почвообразование является самым древним. На севере почвы являются самыми молодыми, так как эта область освободилась из-под ледников сравниельно недавно. Относительный возраст – это различия в стадиях развития почв одной и той же территории. В различных условиях рельефа и на различных породах интенсивность процессов почвообразования неодинакова, что будет сказываться на скорости образования почв. Влияние природных факторов на процессы почвообразования осуществляются в тесной взаимосвязи и взаимодействии. Любая территория поверхности суши распадается на участки, которым присущ свой микроклимат, геологическое строение, гидрологические условия, почва, растительность, животный мир, состав микроорганизмов, возраст, что оказывает влияние на тип обмена веществом и энергией между вышеперечисленными компонентами. Эти природные компоненты составляют единый, непрерывно развивающийся комплекс, который по предложению В.А.Сухачева называют биогеоценозом. Изменение одного компонента приводит к изменению всех других. Почвы следует рассматривать как компонент биогеоценоза. При этом сама почва в процессе развития оказывает влияние на другие компоненты и факторы почвообразования, изменяя их. На современном этапе на процессы почвообразование большое влияние оказывает производственная деятельность человека. Процесс хозяйственного использования земель воздействует непосредственно на почву и весь комплекс условий почвообразования, что вызывает изменение морфологических свойств почв, водно-воздушого и окислительно-восстановительного режимов, химических и биологических почвенных процессов. Использование почвенного покрова с учетом его физико-химических свойств приводит к формированию более высокоплодородных почв, неправильное использование почв вызывает ухудшение их качества или полную деградацию. 3. Стадийность почвообразования В процессе почвообразования почва проходит ряд последовательных стадий, направление, длительность и интенсивность которых определяется конкретным комплексом факторов почвообразования и их эволюцией в каждой точке земной поверхности. Стадия начального (первичного) почвообразования обычно весьма длительна, свойства почв еще не сформировались, мала мощность охватываемого почвообразованием субстрата, медленно идет аккумуляция элементов почвенного плодородия, профиль слабо дифференцируется на почвенные горизонты. Начальное почвообразование сменяется стадией развития почвы, которая протекает с нарастающей интенсивностью, охватывая все большую толщу почвы вплоть до формирования зрелой почвы с характерным для нее профилем и комплексом свойств. К концу этой стадии процесс постепенно замедляется, приходя к некоему равновесию между факторами почвообразования и свойствами почвы. Это – стадия равновесия, или климакса, которая может длиться неопределенно долго. На каком-то этапе климаксная стадия сменяется новой эволюцией в результате саморазвития системы или изменения почвообразующих факторов. Стадия эволюции почвы снова приводит к некоему климаксному состоянию. Например, возможно оподзоливание буроземов, заболачивание автоморфных почв, формирование луговых почв из болотных при обсыхании территории и т.п. Эволюция почвы может идти в различных направлениях: засоления или рассоления, нарастания мощности почвы либо ее уменьшения, деградации почвенного плодородия или его увеличения. Эволюция почв на земной поверхности происходит не случайно, а в соответствии с общей историей ландшафтов, определяемой глобальными климатическими, тектоническими или морфоструктурными процессами. Почвообразование в определенном смысле можно рассматривать как соотношение процессов выноса и аккумуляции, причем выносу из них подвергаются одни вещества, а аккумуляции (относительной или абсолютной) – другие. Абсолютная аккумуляция веществ – поступление их из атмосферы или гидросферы и накопление в формирующейся почве. Например, углерод (фотосинтезсоздание биомассы - отмирание биомассы – разложение – гумификация гумусонакопление). Относительная аккумуляция – остаточное накопление в результате выноса других веществ. Например, в результате выноса щелочных и щелочно-земельных элементов может относительно увеличиться доля кремнезема и полуторных окислов. Относительная аккумуляция веществ – всегда следствие элювиального процесса, т.е. нисходящего передвижения веществ в почве при промывном водном режиме и частичный или полный вынос веществ в нижележащую толщу ряда соединений: солей щелочных и щелочно-земельных металлов, соединений железа, алюминия, марганца, фосфора, серы, иногда кремния, илистые частицы. Вынос и аккумуляция веществ при почвообразовании являются следствием большого геологического (элювиирование, засоление, корообразование) и малого биологического круговоротов (биогенная аккумуляция биофилов) веществ на земной поверхности, которое развивается противоречиво в разных природных условиях. Биологический круговорот временно вырывает часть элементов из геологического круговорота, а почва служит своеобразным промежуточным резервуаром, предохраняя биофилы от выноса. Из-за высокой важности названных процессов почвообразование часто определяют как сложный процесс взаимодействия малого биологического и большого геологического круговоротов веществ и потоков энергии в пределах коры выветривания горных пород, ведущий к образованию почвы, ее развитию и эволюции. Почвообразовательный процесс– совокупность явлений превращений и перемещений веществ и энергии в пределах педосферы Земли. Взаимодействие круговоротов проявляется через серию противоположно направленных процессов и противоречивых явлений, из которых складывается почвообразование: разрушение – новосинтез минералов; биологическая аккумуляция – потребление элементов из почвы организмами; гидрогенная аккумуляция – геохимический вынос; разложение – синтез органических соединений; поглощение –выделение ионов из твердой фазы в раствор; растворение – осаждение веществ; пептизация – коагуляция коллоидов; нисходящее – восходящее движение растворов; увлажнение – высыхание; набухание – усадка; нагревание – охлаждение; окисление – восстановление; азотфиксация – денитрификация. Многие из этих процессов носят циклический характер, можно выделить суточную, сезонную, годовую, многолетнюю цикличность, специфическую для каждого типа почв. Данные противоположные процессы А.А. Роде назвал общими почвообразовательными процессами, так как они встречаются во всех почвах в той или иной степени и количественном проявлении. Специфические проявления общих процессов в зависимости от специфики факторов и условий почвообразования он назвал частными почвообразовательными процессами. Это такие процессы как гумусообразование, торфообразование, засоление, неосинтез каолинита и т.п. Помимо этого А.А. Роде делил все процессы на макропроцессы, охватывающие весь почвенный профиль, и микропроцессы, то есть органические или минеральные преобразования в пределах изолированных участков почвенного профиля. Частные макропроцессы по И.П. Герасимову являются элементарными почвенными процессами. В своей совокупности они составляют явление почвообразования, присущее только почвам. При соответствующих сочетаниях друг с другом они определяют свойства почв на уровне генетических типов, то есть строение профиля или систему генетических горизонтов. Каждый генетический тип почвы (ГТП) характеризуется определенным, только ему свойственным сочетанием ЭПП, хотя отдельные ЭПП могут встречаться и в почвах иных типов. Степень развития определенных ЭПП или присоединение дополнительных делают воз- можным обоснованное разделение на подтипы, роды, виды почв. В целом ЭПП 1)специфичны только для почв; 2) в своей совокупности составляют явление почво-образования; 3) определяют образование в профиле специфических горизонтов почв; 4) определяют строение профиля; 5) имеют место в нескольких типах почв в различных сочетаниях. По Б.Г. Розанову выделяют следующие ЭПП: 1. Биогенно-аккумулятивные ЭПП Подстилкообразование Торфообразование Гумусообразование Дерновый процесс 2. Гидрогенно-аккумулятивные ЭПП Засоление Загипсовывание Окарбоначивание Оруднение – процессгидрогенной аккумуляции железа и марганца разной степени гидратации с образованием болотной руды, рудяка, ортштейна Окремнение – гидрогенное накопление кремнезема с цементацией в области циркуляции щелочных растворов Латеризация – внутрипочвенное ожелезнение Плинтификация – гидрогенное преобразование ферралитизированного мате- риала путем отложения из грунтовых вод оксидов железа на каолинитовой основе Олуговение – аккумулятивный процесс воздействия пресных грунтовых вод при хорошем дренаже без заболачивания, то есть дерновый процесс при пе- реувлажнении и хорошем дренаже Тирсификация – образование черного гидроморфного гумуса в слабодрени- рованных депрессиях аридных территорий при аккумуляции монтморилло- нитовых глин в почвообразующей породе Кольматаж – накопление взмученного материала на поверхности почвы и в порах верних слоев при затоплении мутной водой 3. Метаморфические ЭПП Сиаллитизация – внутрипочвенное выветривание первичных минералов с на- коплением вторичной сиаллитной глины Монтмориллонитизация – внутрипочвенное выветривание первичных мине- ралов с накоплением вторичной монтмориллонитовой глины Гумуссиаллитизация – преобразование минеральной массы под воздействием нейтральных и слабокислых гумусовых веществ с формированием дернинно- гумусированного глинисто-щебнистого профиля под горно-(степно)-луговой растительностью Ферралитизация – внутрипочвенное выветривание первичных минералов с накоплением вторичной ферралитной глины Ферсиаллитизация – накопление подвижных соединений железа на фоне ог- линения, обусловленного декарбонатизацией Рубефекация (ферритизация) – процесс необратимой коагуляции и кристал- лизации коллоидных гидрооксидов железа в результате интенсивного перио- дического просыхания после привноса их во влажный период Ожелезнение – процесс высвобождения железа из решеток минералов при выветривании и осаждение по трещинам и порам с побурением (покраснени- ем) породы Оглеение – процесс метаморфического преобразования минеральной почвен- ной массы при постоянном или длительном переувлажнении почвы с интен- сивным развитием восстановительных процессов, иногда сменяемых окисли- тельными Оливизация – процесс приобретения оливковой окраски горизонта вследст- вие периодического переувлажнения и просыхания глинистых минералов, содержащих трехвалентное железо в шестерной координации (нонтронит, глауконит, хлорит) Слитизация – Оструктуривание Отвердевание Мраморизация 4. Элювиальные ЭПП Выщелачивание Оподзоливание Лессивирование Псевдооподзоливание Псевдооглеение Осолодение Сегрегация Отбеливание Ферролиз (элювиально-глеевый процесс) Элювиально-гумусовый процесс Al-Fe-гумусовый процесс Коркообразование 5. Иллювиально-аккумулятивные ЭПП Глинисто-иллювиальный Гумусо-иллювиальный Железисто-иллювиальный Алюмогумусо- иллювиальный железистогумусоиллювиальный подзолисто-иллювиальный карбонатно-иллювиальный солонцово-иллювиальный Al-Fe-иллювиальный 6. Педотурбационные ЭПП Самомульчирование Растрескивание Криотурбация Вспучивание Пучение Биотурбация Ветровальная педотурбация Гильгаиобразование (вертисолизация) Агротурбация 7. Деструктивные ЭПП Эрозия Дефляция Стаскивание Погребение 4. Классификация почвообразующих пород Породы, из которых состоит литосфера, по своему происхождению распределяются на три группы: 1) магматические, или изверженные, 2) осадочные, 3) метаморфические. Магматические (или массивно-кристаллические) породы составляют 95% литосферы. Они образуются при остывании расплавленной жидкой магмы, составляющую следующую за литосферой внутреннюю оболочку Земли. В зависимости от условий остывания магмы магматические породы имеют более или менее выраженное кристаллическое строение. При медленном остывании на глубине образуются интрузивные (или глубинные породы), которые состоят из крупных, хорошо различимых кристаллов (например, гранит). Когда при вулканических извержениях магма достигает дневной поверхности и быстро и неравномерно остывает, образуются эффузивные горные породы. Они имеют вид плотной массы, включающие иногда отдельные и крупные кристаллы (например, порфиры). В зависимости от состава магмы и условий ее остывания магматические породы различаются между собой по химическому и минералогическому составу. По содержанию кремнезема различают кислые, средние, основные и ультраосновные породы (табл.4.1). Липарит - кислая излившаяся порода, очень близкая к граниту. Отличается тонкой кристаллической массой, в которую вкраплены кристаллы ортоклаза,кварца и слюды, иногда роговой обманки. Залегает небольшими массивами. Трахит - средняя излившаяся порода серого цвета, не имеет свободного кварца. В его состав входят: ортоклаз, роговая обманка, слюда. Андезит - средняя излившаяся порода темного цвета. Не содержит свободного кварца, состоит из плагиоклазов, роговой обманки и авгита. Базальт - основная излившаяся порода мелкокристаллического строения, темно-серого цвета, распадающаяся на многогранные вытянутые столбики. Содержит: плагиоклаз, авгит и оливин. Свободного кварца нет. Таблица 4.1. Классификация магматических пород (по Ф.Ю. Левинсону-Лессингу). Группы Содержания SiO 2 (%) Особенности минералогиче- ского состава Породы Ультракислые > 75 Есть свободный кварц Аляскиты, алясковидные граниты Кислые 75 - 65 Есть свободный кварц, но меньше, чем в первой группе Граниты, липариты, грани- то-порфиры Средние 65 - 52 Нет свободного кварца Сиениты, диориты, трахиты, андезиты, сиенит-порфиры Основные 52 - 40 Есть свободные R 2 O 3 Базальты, габбро Ультра- основные < 40 SiO 2 в составе минералов мало Дуниты, перидониты, пироксениты Пирит - ультраосновная мелкая порода зелено-черного цвета. Состоит из оливина, роговой обманки, биотита с небольшой примесью вулканического стекла. Гранит - глубинная порода серого, розоватого, красно-буроватого цвета. Наиболее распространенная извергаемая порода. Обычно состоит из кварца, ортоклаза, слюды с примесью роговых обманок и некоторых других минералов. Сиенит - глубинная средняя порода с резко выраженной зернистокристаллической структурой, серовато-желтовато-красноватая окраска. В состав входят: ортоклаз, роговая обманка, слюда. Распространен меньше, чем гранит. Диорит - безкварцевая средняя порода зернисто-кристаллического строения, темно-серо-зеленоватого цвета. В состав входят: плагиоклаз, роговая обманка, магнитный железняк. Встречается по берегам Черного моря. Габбро - глубинная основная порода, черно-серо-зеленоватой окраски, зернисто-кристаллической структуры. Состоит из полевого шпата, авгита и оливина с примесью магнитного железняка. Пироксенит - глубинная, ультраосновная зернисто-кристаллическая порода, серо-зеленого цвета. Состоит из полевого шпата, авгита и оливина с примесью магнитного железняка. По минералогическому составу, условиям залегания, твердости, и окраске магматические породы можно приближенно определить даже в полевой обстановке. Они в большинстве случаев на 60% состоят из полевых шпатов, 20% - орто-и метасиликатов, 10-12% кварца, 3%-слюды, 3% - магнезита и гематита, 1% -апатита. Если учесть объемы атомов, входящих в состав изверженных пород, то оказывается, что кислород занимает 92%, и только 8% атомы других элементов. В настоящую геологическую эпоху магматические породы выходят на дневную поверхность главным образом в горных областях. Поэтому они и продукты х выветривания являются материнскими породами для почв в редких случаях. Осадочные породы. Первичные магматические породы, попав на дневную поверхность, подвергаются разрушению, разрыхлению, разной степени измельчения и последующего переноса и переотложения. В результате этого образуются осадочные породы. Они залегают непосредственно на поверхности Земли и занимает приблизительно 75% ее площади. Осадочные породы делятся на: 1) обломочные, 2) химические, 3) органогенные (табл.4.2). Таблица 4.2. Классификация осадочных горных пород. Обломочные Химические Органогенные Рыхлые Сцементированные Галечники и щебни- стые отложения Конгломераты, брекчии Карбонатные породы Большинство из- вестняков и пишу- щий мел Гравий Мелкозернистые конг- ломераты Сульфаты Торф, сапропель Песок Песчаники Доломиты Горючие сланцы Глины Глинистые сланцы Галоиды Каменный уголь, бурый уголь Лесс Глинистые сланцы Окислы железа - Вулканические пеп- лы Вулканические ту- фы Оолитовые железные руды Нефть Часть осадочных пород представляет собой результат механического дробления магматических пород или нерастворимые продукты их химических превращений. К ним относятся брекчии, конгломераты, щебень, пески, песчаники, глины, илы и т.д., объединяемые под названием механических или обломочных пород. В некоторых случаях они бывают сцементированными растворимыми солями и образуют плотные породы (кремнистые, известковые песчаники). Растворимые продукты выветривания в виде хлоридов, сульфатов, карбонатов, фосфатов и других простых солей образуют такие породы как каменная соль, гипс, известняк, доломит, железистые туфы, фосфориты. Их возникновение связано с осаждением из растворов морских и континентальных вод. К осадочным породам химического происхождения относятся также карбонатные породы и кремнистые сланцы. Карбонатные породы имеют различное происхождение. Они могут образовываться в морях частично путем выпадения из воды углекислой кальциевой соли. Однако химически чистые отложения углекислого газа встречаются довольно редко и небольшими залежами. Как правило, они встречаются в смеси с торфом (известковые туфы). Некоторые карбонатные породы образуются с участием организмов, содержащих значительное количество углекислого кальция (водоросли, кораллы, ракообразные, моллюски и др.) Некоторые осадочные породы имеют органическое происхождение. Они образуются на дне морей и других водоемов из скелетов отмерших организмов и состоят из кремнекислоты, углекислоты, фосфорнокислой извести. К ним относятся известняки, мел, трепел, торф, сапропели. По данным ряда авторов соотношение пород следующее: глины - 65-80%, более грубые обломочные породы - 15-30%, химические и органогенные - 5% осадочных пород. Следует заметить, что такое деление условно, так как в природе невозможно выделить ту или иную форму выветривания. Галечные осадочные породы - распространены по побережью морей, озер и рек. По побережью морей ширина их распространения составляет 10-100 м. Обычно они представляют собой несцементированную массу остаточных крупных и мелких камней, пересыпанных измельченным песком. Это бесплодная порода и в сельском хозяйстве не используется. Конгломераты - сцементированные, главным образом известью, кремноземом или глинистыми частицами галечники. Они образовались в далеком прошлом на морском дне и глубоких слоях Земли после отступления моря. На дневной поверхности в горах иногда залегают пластами толщиной 10 м и более. Распространены в горных странах. Щебнистые отложения - располагаются у подножья скал, как элювий (продукты выветривания, оставшиеся на месте разрушения горных пород). Они бесплодны и в горных условиях могут служить строительным материала для заграждений. Брекчии - сцементированные каменные отложения, встречаются в местах на-рушения первоначального залегания горных пород. Распространены сравнительно мало. Как почвообразующая порода, они мало отличается от той породы, из которой они образовались. Гравий - широко распространенная рыхлая осадочная порода, состоящая на 90-95% из частиц размером от 3 до 0,01мм. Пески могут быть речного, озерного, морского и ветрового происхождения. Распространены повсеместно. Это одна из самых бедных почвообразующих пород. Песчаники - пески, сцементированные кремниевой кислотой, известью или глинистыми частицами. На дневной поверхности песчаники выступают в виде породы, состоящей главным образом из кремниевой кислоты. Используются для строительства зданий и дорог. При их разрушении образуются супесчаные почвы, по качеству значительно лучшие, чем почвы, образованные на песчаниках, не имеющих в составе глинных минералов. Глины - образуются при выпадении мелкозернистого материала из медленно текущих или стоячих вод в морях, озерах и реках. По окраске, химическому составу и физическим свойствам эти породы отличаются большим разнообразием. Глины на 50% состоят из частиц размером меньше 0,01мм. Большинство глинистых отложений состоит из смеси каолина, окислов алюминия, железа и марганца. Кроме этого, в них содержится также аморфная кремниевая кислота и тонко раздробленный кварц. Глины плохо пропускают воду и газы. Обладают высокой влагоемкостью. В случае отсутствия застоя воды, на глинистых отложениях могут образовываться плодородные почвы. Лесс - мелкозернистая порода палевого цвета, на 55-60% состоит из частиц размером от 0,01 до 0,05 мм, на 35-40% - из частиц диаметром < 0,01мм и на 1-2% - из песка. Ценная почвообразующая порода. Вулканические туфы - пористые породы вулканического происхождения, светло-желтого или розоватого цвета. В зависимости от химического состава на них могут образовываться богатые или бедные почвы. Известняки - содержат углекислый кальций и частично магний от 50% до 99%. В их состав входят кварц, глина, окислы железа, алюминия, марганца и некоторые другие минералы. Кремнистые сланцы - представляют собой плотные, состоящие из кварца и халцедона массы. Иногда в их состав как примеси входят глинозем и органическое вещество. На них формируются примитивные, бедные почвы, не пригодные для сельскохозяйственного использования. Метаморфические породы - образуются из осадочных и магматических пород вследствие воздействия на них высокой температуры и давления, в результате чего минералогический состав и структура породы значительно изменяются, однако химический состав их остается неизменным. Например, рыхлый известняк в процессе метаморфических процессов превращется в плотный кристаллический мрамор. Большинство метаморфических пород относятся к древним геологическим образованиям и под воздействием сложных денудационных процессов покрыты мощным осадочным чехлом. Поэтому метаморфические породы редко служат материнскими породами для почв и встречаются в основном в горных областях. К метаморфическим породам относятся разнообразные сланцы. Различают два вида мономорфизма: динамометаморфизм и термоморфизм. Динамометаморфизм происходит в случаях высоких давлений слоя горных пород, лежащих на поверхности. Таким образом образуются сланцы, состоящие из обломков различных минералов и сильноспресованные (слюдистые, хлоритовые, глинистые, горючие сланцы и т. д.). Термоморфизм может происходить под воздействием высоких температур на больших глубинах. Каждой метаморфической породе соответствует исходная магматическая или осадочная порода. В целом литосфера сложена магматическими породами (95%), однако ¾ суши покрыты осадочными породами. Осадочные породы тонким слоем покрывают магматические породы, толщина этого слоя составляет от нескольких метров до нескольких километров. Следовательно, большинство почв образуются на осадочных породах, так как они покрывают большую часть суши. 2. МОРФОЛОГИЯ ПОЧВ. В процессе развития почва приобретает ряд свойств и признаков, которые отличают ее от материнской породы. В ней выделяются генетические горизонты, образуются новые вещества и соединения, которых не было в материнской породе. К главным морфологическим признакам почвы относятся: 1) строение почвы, 2) мощность почвы и ее горизонтов, 3) окраска, 4) гранулометрический состав, 5) структура, 6) сложение, 7) новообразования и включения. 5.1. Строение почвенного профиля. Образование и эволюция почвы приводит к появлению в ней слоев, которые накладываются друг на друга и отличаются по ряду признаков. Эти слои, различающиеся по структуре, цвету, механическому и химическому составу, направленности биологических процессов и связанные между собой общностью происхождения, называются почвенными горизонтами. Совокупность почвенных горизонтов образует почвенный профиль. Молодые почвы очень маломощны, близки к первоначальной материнской породе и горизонты в ней не сформированы. Почвенный профиль слаборазвитой почвы имеет слой, сильно обогащенный гумусом, который лежит сразу на материнской породе. В процессе развития почвы количество горизонтов увеличивается. В хорошо развитой почве можно выделить три основных горизонта, которые взависимости от характера почвообразующих процессов имеют свои особенности. А – элювиальный горизонт (горизонт вымывания). С одной стороны, этот горизонт обеднен тонкодисперсными и легкорастворимыми веществами, выносимыми в нижележащие слои просачивающимися в почву водами. С другой стороны, в этом горизонте почвы всегда происходит образование и накопление органических веществ. Поэтому в зависимости от содержания и степени трансформации гумуса, наличия органо-минеральных и минеральных веществ, а также степени антропогенной трансформации почвы данный горизонт имеет свое название и буквенное обозначение: А 0 – лесная подстилка, верхний горизонт, который характерен для целинных и залежных почв и представлен разлагающимися органическими остатками с примесью минеральных частиц. А п – пахотный горизонт, который образуется на всех пахотных почвах за счет верхних горизонтов почв. А 1 – перегнойно-аккумулятивный (гумусовый или дерновый), который формируется на верхней части почвенного профиля и характеризуется значительным накоплением органического вещества (гумуса) и питательных веществ. А 2 – элювиальный горизонт, который характеризуется процессами выноса веществ в нижележащие горизонты и представлен в основном минеральными составляющими почвы. В торфяных почвах верхний горизонт состоит из торфа и обозначается буквой Т. В – иллювиальный горизонт (горизонт вмывания). Этот горизонт обогащен минеральными и органическими соединениями, приносимыми нисходящими и восходящими водными растворами. В почвах, где не наблюдается явления перемешивания минеральной основы (черноземы, каштановые), этот горизонт является переходным слоем от перегнойно-аккумулятивного к породе. В зависимости от содержания тех или иных соединений выделяется несколько типов иллювиальных горизонтов, отличающихся по общему виду и структуре: иллювиально- гумусовый, карбонатный (В к ), гипсовый (В г ), а также состоящий из окислов железа, алюминия, марганца и т.д. G - глеевый горизонт. Образуется в гидроморфных почвах вследствие длительного увлажнения и преобладания анаэробно-восстановительных процессов, которые приводят к образованию закисных соединений железа и марганца, подвижных форм алюминия. Характеризуется появлением в почвенном профиле сизоватых или грязно-синеватых пятен. Если признаки глеевого процесса проявляются в другом горизонте, то они обозначаются индексом g к основному обозначению: А 2g , В 1g . С – материнская порода, на которой образуется почва, но эта порода в той или иной степени задета почвообразовательным процессом, а в условиях избыточного увлажнения и непроницаемости верхнего горизонта подвергается восстановительным процессам и превращается в оглеенный горизонт. D – подстилающая порода. Выделяется в том случае, когда почвенные горизонты образовались на одной породе, а ниже лежит порода с другими свойствами. Строение почвенного профиля бывает выражено по-разному. В одних случаях почвенные горизонты выделяются четко, в других - проявляются слабо. Это зависит от типа почв, ее возраста и особенностей материнской породы. Каждому почвенному типу присуще индивидуальное сочетание горизонтов, при этом некоторые горизонты могут отсутствовать. Мощность почвы – это ее вертикальная протяженность, которая измеряется от дневной поверхности до слабо затронутой почвообразовательными процессами материнской породы. Мощность почв колеблется в среднем от 50 до 150 см. Мощность отдельных горизонтов бывает различной. Их определяют с точностью до 1 см, при этом отмечается верхняя и нижняя граница и средняя мощность горизонта. По существующим в почве горизонтам и их вертикальной мощности можно судить о характере почвообразующих процессов и наличии в почве тех или иных веществ. Богатая питательными веществами почва имеет мощный перегнойный горизонт, который свидетельствует о значительном развитии в ней процесса аккумуляции и слабом процессе вымывания. Наличие в профиле почвы резко выраженного элювиального горизонта связано с интенсивным процессом выщелачивания. 5.2. Структура почв. Структурой называются соединенные между собой механические элементы (агрегаты), на которые может распадаться почва. Форма, размер и качественный состав структурных элементов неодинаков. Он изменяется в различных почвах, а также в разных горизонтах одной и той же почвы. В зависимости от формы структурных элементов различают три основных типа структуры: 1) кубовидная, когда структурные элементы равномерно развиты по трем взаимно перпендикулярным осям. Основными видами данного типа структуры являются глыбистая, комковатая, ореховатая и зернистая. 2) призмовидная, когда структурные элементы развиты преимущественно по вертикальной оси. Основные виды - столбовидная, столбчатая и призматическая. 3) плитовидная, когда структурные элементы развиты преимущественно по двум горизонтальным осям и укорочены в вертикальном направлении. Основные виды - плитчатая и чашуйчатая. Каждый из перечисленных видов может делиться на более мелкие структурные единицы. В зависимости от размера агрегатов структура делится на следующие группы: 1) глыбистая, когда размер структурного агрегата составляет более 10 мм; 2) макроструктура – 10-0,25 мм; 3) грубая микроструктура – 0,25-0,01 мм; 4) тонкая микроструктура – меньше 0,01 мм. В почве или почвенном горизонте структурные элементы не бывают одного размера и формы. Чаще всего встречается смешанный тип структуры, включающий в названии род и вид: комковато-пылеватая, комковато-пластинчатая, пластинчато-пылеватая. Почва может быть структурной и бесструктурной. При структурном состоянии почвы или породы она делится на структурные элементы определенной формы и величины. При бесструктурном состоянии отдельные механические элементы, слагающие почву, не соединены между собой в более крупные структуры. Они существуют раздельно или залегают сплошной сцементированной массой. Между структурными и бесструктурными почвами имеются переходные почвы, где структура выражена слабо. Различные генетические горизонты почв имеют определенные формы структуры. Для дерновых горизонтов характерна комковатая и зернистая структура, для иллювиальных – ореховая, элювиальных – пластинчато-листовая. 5.3. Гранулометрический состав почв. Одной из важнейших характеристик почвы является ее гранулометрический состав, или содержание элементарных частиц различного размера. Эти частицы называются механическими элементами. Определить размер каждой частицы, входящей в состав почвы, не представляется возможным. В лабораторных условиях ограничиваются нахождением количества частиц определенного размера в установленных пределах, которые называются фракциями гранулометрического состава. Существует много методов гранулометрического анализа почв. Наиболее асто в почвенных исследованиях используются методы, основанные на том, что после взбалтывания с водой частицы почвы или породы разного размера оседают на дно с различной скоростью. Собирая частицы через определенные промежутки времени с различных глубин, определяют их размер в соответствии с уравнением Стокса: где V – скорость падения частиц, см/сек, g – ускорение силы тяжести, м/сек, r – радиус падающей частицы, d – плотность частицы, d 1 – плотность жидкости, η – коэффициент вязкости среды. Отобранные пробы переносятся в специальные чашки, выпариваются, затем взвешиваются. По количеству определенных фракций определяется грануломет- рический состав почвы. Частицы размером < 1 мм называются мелкоземом, в его пределах выделяют частицы крупнее 0,01 мм – физический песок и частицы мельче 0,01 мм – физиче- ская глина. В составе ила выделяют фракцию коллоидных частиц диаметром < 0,0002 мм. Для характеристики почв в зависимости от крупности входящих в них фрак- ций используются различные классификации. Наиболее часто применяется клас- сификация Н.А.Качинского. (табл.3.3.1). Таблица 5.1. Классификация гранулометрических элементов (по Н.А.Качинскому). Диаметр частиц Название гранулометрических элементов (гранулометрическии фракции) Группа >3 3-1 1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,05 камни гравий песок крупный песок средний песок мелкий физический песок 0,05-0,01 0,01-0,005 0,005-0,001 < 0,001 пыль крупная пыль средняя пыль мелкая ил физическая глина Фракции гранулометрических элементов слагают почвы или породы в раз- личных количественных соотношениях. Относительное содержание в почве или породе фракций гранулометрических элементов называется гранулометрическим составом. Гранулометрический состав почв определяют по соотношению количества фракций физического песка и физической глины (табл. 5.2). Таблица 5.2. Гранулометрический состав почв (по Н.А.Качинскому). Содержание физической глины (%) Содержание физического песка (%) Почвы по гранулометрическому составу Дерново- подзолистые степные Дерново- подзолистые степные 0-5 0-5 100-95 100-95 песок рыхлый 5-10 5-10 95-90 95-90 песок связный 10-20 10-20 90-80 90-80 супесь 20-30 20-30 80-70 80-70 суглинок легкий 30-40 30-45 70-60 70-55 суглинок средний 40-50 45-60 60-50 55-40 суглинок тяжелый 50-70 60-75 50-30 40-30 глина легкая 70-80 75-85 30-20 30-20 глина средняя >80 >85 <20 <20 глина тяжелая Различные группы гранулометрических элементов по разному влияют на свойства почв, что объясняется различиями их минералогического, физического и химического состава и свойств. Например, песок обладает значительной проницаемостью, влагоемкостью и капиллярными свойствами, а механические элементы крупнее 2,0 мм почти не обладают капиллярной способностью. Различают три типа гранулометрических элементов почв: минеральные, органические и органо-минеральные. Основная масса почв состоит из минеральных элементов. По гранулометрическому составу все многообразие почв и пород можно объединить в несколько основных групп с характерными для каждой группы физическими, физико-химическими и химическими свойствами, которые определяют интенсивность почвообразовательных процессов, содержание зольных элементов, плодородие. Песок – характеризуется полным отсутствием связности, сыпучестью и крупным диаметром частиц. Песчаные почвы обеднены питательными веществами, попадающая в них влага не задерживается и уходит в нижележащие горизонты. Они имеют крупные поры, что способствует созданию аэробных условий и быстрому разложению органического вещества. Однако в северных условиях эти почвы считаются ценными. Супесь – отличается крайне слабой агрегированностью, ее структурные агрегаты разрушаются при малейшем сжатии. Супесчаные почвы теплые, легкие в обработке, хорошо водопроницаемы и аэрируемы. В отличие от песчаных почв, обладают большей влагоемкостью и большим запасом питательных веществ. Однако внесенные с удобрениями элементы питания для растений быстро вымываются. Суглинок – делятся на три группы, отличающиеся по свойствам: - легкие суглинки и их агрегаты в сухом состоянии сравнительно легко разрушаются пальцами. При растирании прощупываются тонкие пылеватые частицы. В увлажненном состоянии не обнаруживают пластичности. - средние суглинки в сухом состоянии обладают сравнительно прочной агрегатной структурой, при увлажнении приобретают некоторую пластичность. - тяжелые суглинки характеризуются прочными трудно разрушаемыми агрегатами, при увлажнении приобретают повышенную пластичность. Суглинистые почвы в агрономическом отношении считаются самыми лучшими. Они достаточно влагоемки и водопроницаемы, хорошо удерживают воду, структурны, достаточно легко обрабатываются, не склонны к заболачиванию, хорошо аэрируются. В этих почвах много питательных веществ, способствующих произрастанию растений. Лесс – характеризуется теми же чертами, что и легкие и средние суглинки, однако обладает большей пылеватостью, которая ощущается при растирании. Глина – в сухом состоянии отличается высокой твердостью, ее кусочки при сжатии не раздавливаются. При увлажнении приобретает высокую пластичность. Глинистые почвы обладают большой влагоемкостью, во влажном состоянии вязкие, липкие, плохо проветриваются. Эти почвы насыщены влагой, застаивание которой ведет к заболачиванию. В связи с тем, что на испарение влаги идет много тепла, глинистые почвы считаются холодными. В увлажненной зоне отрицатель-ые качества глинистых почв усиливаются, в засушливой – уменьшаются. Следует отметить, что эти почвы богаты элементами питания для растений. Обладая различными физическими свойствами, отдельные гранулометрические фракции почв различаются также по химическому составу. При этом химический состав в значительной степени меняется в зависимости от величины минеральных частиц: чем мельче частица, тем сложнее ее химический состав. По минералогическому составу гранулометрические фракции почвы характеризуются следующим образом: песчано-хрящеватые фракции – состоят из отдельных минералов и облом- ков горных пород, отличаются высокой водопроницаемостью и слабо выражен- ным капиллярным поднятием; иловатые фракции – состоят из смеси каолина, гидрата окисей Fe, Al, Mn, отличаются связностью, пластичностью, сильно набухают в воде, во влажном со- стоянии образуют вязкую, в сухом – твердую массу. пылеватые фракции – состоят, главным образом, из аморфной кремниевой кислоты и частично кварца. Чем крупнее гранулометрическая фракция, тем больше в ней содержатся таких инертных соединений, как кремниевая кислота. Более мелкие фракции обогащены полуторными окислами Fe и Al, в тонких фракциях увеличивается количество К, Р 2 О 5 и других элементов питания для растений. Иловатые фракции содержат значительное количество перегноя и обладают высокими поглотительными свойствами, поэтому дисперсная иловатая масса является самой ценной частью почвы и оказывает большое влияние на процессы, происходящие в почве, и, в конечном итоге, на ее плодородие. 5.4. Сложение почв и их горизонтов Сложение почвы – это внешнее выражение ее пористости и плотности, ко- торое зависит от свойств материнской породы и структурных свойств почвы. По плотности различают следующие типы сложения: 1) рассыпчатое сложение – свойственно лишенным перегноя песчаным почвам, где отдельные механические частички не сцементированы, в сухом состоянии распадаются на отдельные составляющие и представляют сыпучую массу. Характерно для пахотных горизонтов песчаных и супесчаных почв. 2) рыхлое сложение – наблюдается в суглинистых и глинистых почвах с хорошо выраженной комковато-зернистой структурой, отдельные агрегаты которой мало сцементированы друг с другом, а также в верхних горизонтах супесчаных и песчаных почв, заметно обогащенных гумусом. Характерно для пахотных горизонтов спелых почв. 3) плотное сложение – свойственно большинству суглинистых и глинистых почв, особенно их иллювиальным горизонтам, где вследствие обогащения илистыми фракциями, вынесенными из вышележащих слоев, происходит цементация почвенных частичек. 4) слитное (очень плотное) сложение – является характерным свойством связных глинистых бесструктурных почв, главным образом их нижних горизонтов, отдельные частички которых плотно прилегают друг к другу, практически е образуя скважин и пор. Характерно для солонцов в сухом состоянии. По пористости, которая характеризуется формой и величиной пор в почвенных горизонтах, различают тонкопористое (диаметр пор менее 1 мм), пористое (1-3 мм), губчатое (3-5 мм), ноздреватое (5-10 мм), ячеистое (более 10 мм) и трубчатое строение, когда почвенные каналы прорыты землероями. По сложению почв можно судить об аэрации, водопроницаемости, легкости обработки той или иной почвы. 5.5. Окраска почвы. Окраска почвы – это морфологический признак, который является существенным показателем генезиса почвы, характера протекающих в ней почвообразовательных процессов и ее принадлежности к тому или иному типу. Многие почвы имеют название в соответствии со своей окраской: подзол, чернозем, краснозем. Окраску почв создают три группы соединений: 1) гумус, 2) соединения же- леза, 3) кремнекислота или углекислая известь. В основе лежит цвет почвообразующей породы. При этом все разнообразие окраски почвы можно свести к комбинациям и сочетаниям основных цветов: черного, красного, голубого и белого. Гумусовые вещества обуславливают черную, темно-серую и серую окраску. При 10-20% перегноя почва имеет ярко выраженный черный цвет, 4-6% гумуса дают серую, каштановую или темно-бурую окраску. При меньшем его содержа- нии почва приобретает окраску почвообразующей породы. В некоторых случаях черная окраска может быть обусловлена другими причинами: цветом почвообра- зующей породы, скоплением окислов и гидратов окислов марганца, в болотных почвах – содержанием сернистого железа. Красный цвет почвы обуславливается содержанием в ней соединений водной окиси железа (Fe 2 O 3 · nH 2 O). При значительном содержании окиси железа почва имеет красную, ржавую или красно-бурую окраску, при небольшом – желтую или оранжевую. Соединения закисного железа (FeO · nH 2 O) окрашивают почву или ее отдельные горизонты в голубоватые или сизые тона. Они образуются в почвах с избыточным увлажнением и недостаточной аэрацией. Белая окраска обусловлена значительным содержанием кремнезема (SiO 2 ), углекислой извести (CaCO 3 ), каолинита (H 2 Аl 2 Si 2 O 8 · H 2 O) или гидратом глинозе- ма (Аl 2 O 3 · nH 2 O). В ряде случаев белесоватый оттенок могут придавать гипс и легкорастворимые соли. На окраску почвы также оказывает влияние гранулометрический состав, структурное состояние и влажность почвы. Суглинки и глины характеризуются красными оттенками, пески и супеси – желтоватыми, лессы – палевыми оттенка- ми. Бесструктурные почвы выглядят светлее, чем комковатые или зернистые. Влажные оказываются более темные, чем сухие. Различное сочетание различных групп веществ, окрашивающих почву, обу- славливает большое разнообразие почвенных цветов. При характеристике почвы, как правило, указывается не только цвет, но и степень окраски (темно-серая, светло-бурая), оттенки (белесая с желтоватым оттенком), промежуточные тона (серобурая, коричнево-серая). Если почвенные горизонты не имеют однородной окраски, их характеризуют как пестрые или пятнистые. 5.6. Новообразования и включения. Новообразования - это специфические вторичные минералы и их скопления, которые образуются и откладываются в горизонтах почвы и имеют различный химический состав и форму. В зависимости от преобладающего действия и направленности физических, химических и биологических процессов, происходящих в почвах, в ней могут формироваться новообразования химического и биологического происхождения. Химические новообразования являются результатом химических процессов, которые приводят к образованию различного рода соединений. Эти соединения могут осаждаться на месте образования или перемещаться в составе почвенного раствора в вертикальном и горизонтальном направлениях и выпадать на значиельном расстоянии от места образования. Эти новообразования представлены легкорастворимыми соединениями, гипсом, известью, окислами железа, алюмиия, марганца, кремнекислотой, гумусовыми веществами и др. Различают следующие виды химических новообразований: 1) присыпки, налеты, корочки, выцветы – сформированы тончайшими кристаллами различных соединений (легкорастворимыми солями, гипсом, углекислым кальцием, аморфным кремнеземом). Эти образования появляются на поверхности структурных частей, стенках трещин, поверхности почвы. 2) пятна, прожилки, трубки – образуются при выпадении в осадок легкорастворимых соединений вокруг корешков растений, в полостях, оставленных насекомыми и разложившейся органикой. В зависимости от химического состава соединений имеют различную окраску и свидетельствуют о влиянии грунтовых вод или болотном режиме почвообразования. Ортзанды – крупные рыхлые ржавые скопления окислов железа в песках таежных районов. Соединения закиси железа образуют в болотных почвах скопления минерала вивианита [Fe 3 (PO 4 ) 2 8H 2 O]. 3) конкреции, стяжения – концентрически разросшиеся новообразования гипса, ангидрита, углекислого кальция и других соединений, имеющие различную кон- систенцию и размеры от 2-3 мм до 5-10 см. Образуют сростки, друзы, буравчики, скопления округлой или овальной формы. 4) пласты, плиты и горизонты цементации – значительные по площади и мощности новообразования, при которых первичный материал почвообразующей породы почти не различим. Новообразования биологического происхождения являются продуктами ме- ханической и физиологической деятельности животных и растений. Они представляют собой извилистые ходы (червоточены), экскременты дождевых червей (капролиты), пустые или заполненные ходы роющих животных (кротовины), сгнившие крупные корни растений (корневины), узоры мелких корешков на поверхности структурных отдельностей (дендриты). Включениями называются тела, органического и минерального происхожде- ния, образование которых не связано с почвообразовательными процессами, а унаследованы от материнской породы. Они имеют большое значение при оценке генезиса самих материнских пород и тех условий, в которых происходило почвобразование. Основными включениями являются: 1) обломки горных пород различного размера, окатанности и минералогического состава, которые свидетельствуют о ледниковом, аллювиальном или местном элювиальном происхождении почвообразующих пород. 2) раковины моллюсков свидетельствуют о недавнем перемещении береговой ли- нии на значительном пространстве суши, о существовании пресных озер и болот. 3) остатки корней и стволов ранее не произраставших в данной местности рас- тений говорят о коренной смене условий почвообразования, что особенно важно при изучении торфяников. 4) антропогенные включения, которые представлены остатками кирпича, стекла, костей, обломков посуды, монетами, подтверждают антропогенный характер трансформации почвенного профиля и составляющих его горизонтов. Археологи- ческие находки позволяют датировать возраст почвообразующей породы и самой почвы. 6. Фазовый состав почв. Состав твердой фазы. Почва – многофазное тело, состоящее из твердой, жидкой, газообразной и живой фаз. Жидкая фаза почвы – вода в почве, почвенный раствор, исключительно ди- намичная по объему и составу часть почвы, заполняющая ее поровое пространст- во. Содержание и свойства этой фазы зависят от водно-физических характеристик почвы и состояния в данный момент в соответствии с условиями увлажнения и погоды. В холодный сезон влага может переходить в твердое состояние, превра- щаясь в лед, при повышении температуры часть воды может перейти в газообраз- ное состояние. Жидкая фаза – «кровь почвенного тела», служащая основным фак- тором дифференциации почвенного профиля, так как вертикальное либо лате- ральное перемещение веществ происходит в виде суспензий или растворов. Газовая фаза – воздух, заполняющий поры, свободные от воды. Его состав очень динамичен во времени и существенно отличается от атмосферного. Воздуха больше в сухой почве, вода и воздух – антагонисты в почве. Живая фаза – населяющие почву организмы, непосредственно участвующие в процессе почвообразования. К ним относятся микроорганизмы, представители микро- и мезофауны, корневые системы растений. Твердая фаза составляет основу почв, ее матрицу. Это – полидисперсная и поликомпонентная органо-минеральная система. Частички почвы различной сте- пени дисперсности составляют своеобразный скелет почвы, промежутки между которыми заняты воздухом и (или) водой, т.е. в почве одновременно присутству- ют все три фазы почвы. Соотношение этих трех фаз имеет решающее значение в создании плодоро- дия почв и условий жизни живых организмов. Отсутствие или уменьшение ниже определенных пределов жидкой или газообразной фаз исключает возможность использования почв для обычных биологических процессов. Твердая фаза почвы характеризуется гранулометрическим, минералогиче- ским и химическим составом, с одной стороны, и сложением, структурой и по- розностью, с другой стороны. Твердая фаза образуется из горной породы под влиянием сложных процессов – выветривания. Простейшее – физическое, которое идет благодаря различному объемному расширению при нагревании и охлаждении. этот процесс особенно интенсивно идет в континентальном климате. Замерзающая вода играет роль своеобразных клиньев, расширяя трещины и раздвигая обломки. Химическое вы- ветривание идет в основном благодаря воде, содержащей растворенный кислород и углекислоту, что способствует растворению минералов. Тот вид выветривания лежит в основе зонального для таежной зоны процесса подзолообразования. Био- логическое выветривание представляет собой разрушение твердых пород продук- тами жизнедеятельности микроорганизмов. В сформировавшейся почве наряду с первичными (унаследованными от ко- ренной породы) мы находим и вторичные минералы – результат химического вы- ветривания, а также органо-минеральные соединения – результат деятельности живых организмов. Твердая фаза почвы различается не только по минералогическому составу, но и по размерам механических элементов. Решающую роль в хозяйственной дея- тельности человека играют почвы, состоящие в значительной мере из высокодис- персных частиц. В почвенных частицах более 0,001 мм преобладают первичные минералы, особенно алюмосиликаты, содержание которых в земной коре состав- ляет до 85%. Преимущественно это – полевые шпаты. К первичным относятся также мусковит, флогопит, серицит, кварц, слюды, карбонаты. Среди илистых частиц преобладают вторичные минералы, важнейшими признаками которых яв- ляется их дисперсность, кристаллохимическая природа, что имеет следствием вы- сокую адсорбционную способность и пластичность. Глинистые минералы, особенно монтмориллонит, бейделлит, понтронит, галлузит хорошо набухают, то есть происходит расширение кристаллической ре- шетки перпендикулярно силикатным слоям. Глинистые минералы подразделяют на 4 основные группы: - каолинита – диоктаэдрические слоистые алюмосиликаты жесткой кри- сталлической решетки, не набухающие, имеющие ЕКО до 25 смоль/кг; минералов этой группы много в тропиках и субтропиках; - гидрослюд (иллита) – трехслойные алюмосиликаты с нерасширяющейся решеткой, содержащие 6-8% К 2 О, имеющие ЕКО 45-50 смоль/кг; к ним близок вермикулит, имеющий ЕКО до 100 смоль/кг; - монтмориллонит (смектита) – трехслойные алюмосиликаты с сильно рас- ширяющейся решеткой, отличающиеся очень высокой дисперсностью, имеющие ЕКО 80-120 смоль/кг; для них характерно много изоморфных замещений, их много в почвах с нейтральной реакцией почвенной среды (черноземы, каштановые, солонцы); - смешаннослойные – минералы с неоднородным составом; они составляют 30-80% всех глинистых минералов в почвах умеренного пояса, особенно часто встречается сочетание хлорита с вермикулитом. Диспергирование не меняет веса всей породы (твердой фазы), но резко уве- личивает суммарную поверхность всех частиц. Удельная поверхность почвы – суммарная поверхность всех частиц почвы, отнесенная к единице веса или объе- ма. Выражается чаще всего в м 2 /г или м 2 /см 3 . Удельная поверхность почвенных частиц является важной физической характеристикой почвы. Процесс диспергации (дробления) минеральной части почвы означает переход ее в более активное состояние, так как с увеличением дисперсности увеличивается поверхность твердой фазы в единице веса или объема, а вместе с тем возрастает и поверхностная энергия. С увеличением удельной поверхности связаны явления поглощения минеральных веществ, зольных элементов, паров, газов, передвижение в почве воды и воздуха, а также другие физические и технологические свойства почвы. Выделяют внешнюю поверхность, или как ее еще называют кинетическую поверхность дисперсного вещества и внутреннюю поверхность внутри элемен- тарных почвенных частиц, микропор, трещин и т.п. Поверхность почвенных час- тиц имеет свой сложный микрорельеф, отдельные участки которого энергетиче- ски неравноценны. Особой энергетической активностью характеризуются выпуклые элементы частиц. Удельная частиц частиц разного размера может различаться на 6 порядков (таблица). Удельная поверхность, м 2 / г 1,8*10 -4 15*10 -4 0,015 0,031 0,111 0,46 0,76 4,4 22 Размер частиц, мм 1-0,25 0,25- 0,05 0,05- 0,01 0,01- 0,005 0,005- 0,001 0,001- 0,0005 0,5мк- 0,1мк 0,1- 0,05 0,05- 0,01 Обычно удельную поверхность почвы определяют насыщением почвы во- дяным паром (этиленгликолем). По Кутилеку насыщение идет до образования мономолекулярного слоя вокруг каждой почвенной частицы. S=3610 (V 2 -V 1 )/(V 1 -V 0 ), где V 2 , V 1 , V 0 – вес после насыщения, до насыщения и тары соответственно. Дисперсность почвы обычно характеризуется гранулометрическим соста- вом. Частицы более 3 мм называют камни, 1-3 мм – гравий, 1-0,05 – песок, 0,05- 0,001 – пыль, менее 0,001 – ил, менее 0,0001 – коллоиды. В развитых странах обычно песок – 2-0,06 мм, пыль – 0,06-0,006, глина – менее 0,002 мм, коллоиды – менее 0,0002 мм. Определение гранулометрического состава довольно сложное: почва растирается, кипятится, определяется гигроскопическая влага, пипетирует- ся. Классификация по гранулометрическому составу приведена выше. По Сибирцеву физической глиной называют частицы до 0,01 мм, а более 0,01 мм – физическим песком. Химический состав твердой фазы почвы в % (кларк): 49О, 33 Si, 7,1Al, 3,8 Fe, 1,4 Ca, 0,6 Na, 1,4 K, 0,6Mg, 0,46 Ti, 2,0 C, 0,09 S, Mn, 0,08 P, 0,1 N. Главная особенность химического состава почв – присутствие органических веществ, особенно гумусовых, разнообразие форм различных элементов и их не- постоянство во времени. Минеральная часть обычно 80-90% массы почв (в орга- ногенных – 10% и менее). По сравнению с литосферой в почве в 20 раз больше углерода и в 10 раз – азота, что связано с деятельностью микроорганизмов. В поч- ве меньше металлических элементов вследствие процессов выветривания и поч- вообразования, хотя в целом почвы наследуют геохимические черты исходного почвообразующего материала. В органическом веществе С, S, P, N…. Органическое вещество почв первичным источником имеет автотрофы, пре- имущественно зеленые растения. Они дают от 1-2 в тундре до 30-35 т/га сухого органического вещества во влажных тропических лесах в год, в агросистемах – 3- 9 т/га. Почти все органическое вещество перерабатывают микроорганизмы, и ко- нечный продукт – минеральные соединения. В твердой части почвы содержатся основные запасы питательных элементов. Она состоит из минеральной (90–99% массы) и органической частей (1–10%). Минеральная часть почвы в свою очередь на 90 % состоит из трех элементов: ки- слорода, кремния и алюминия. Углерод, водород, кислород, фосфор и сера содер- жатся в почве как в минеральной, так и органической части. Азот почти целиком содержится в органической части, калий – только в минеральной части почвы. По происхождению минералы делятся на первичные и вторичные. Первичные минералы – кварц, полевые шпаты, слюды – входят в материнские почвообразующие породы и присутствуют в виде частиц песка (0,05 до 1 мм), пыли (0,001 до 0,05 мм) и меньше в виде илистых (меньше 0,001 мм) и коллоидных (меньше 0,25 микрона) частиц. При разрушении минералов под влиянием химических процессов и жизнедеятельности различных организмов образуются гидраты полу- торных окислов, гидраты кремнезема, различные соли и вторичные минералы – каолинит А 2 Оз • 2Si0 2 • 2H 2 O, монтмориллонит А1 2 0з • 4Si0 2 • nН 2 0, гидрослюды и др. Вторичные минералы находятся в почве преимущественно в виде .илистых и коллоидных частиц и редко в виде пылеватых частиц. По химическому составу минералы подразделяются на кремнекислородные соединения, или силикаты (кварц), и алюмокремнекислородные соединения, или алюмосиликаты (полевой шпат, мусковит, биотит). Органические вещества твердой части почвы подразделяются на две большие группы: негумифицированные и гумифицированные вещества. Негумифицированные (подвижные) органические вещества – это отмершие, но еще не разложившиеся или полуразложившиеся остатки растений (корни) и микробов (животных). На площади 1 га в почву ежегодно поступает 5–10 т растительных остатков и 0,7–2,4 т продуктов жизнедеятельности микроорганизмов. Негумифицированные органические вещества сравнительно легко разлагаются в почве. Содержащиеся в них элементы питания (азот, фосфор, сера и др.) переходят в доступную для растений минеральную форму. Органические вещества не полностью минерализуются. Одновременно в почве идет синтез новых очень сложных органических веществ, которые служат источником для образования гумусовых, или перегнойных, веществ. Гумифицированные (перегнойные) органические вещества – это высокомо- лекулярные азотсодержащие соединения специфической природы. Они составля- ют основную часть (90 %) органического вещества почвы. Гумус представляет собой аккумулятор энергии Cолнца на планете. Гумус состоит из гуминовых кислот, фульвокислот, гиматомелановых ки- слот и гуминов. Гуминовые кислоты представляют собой гетерогенную и поли- дисперсную группу высокомолекулярных азотсодержащих органических кислот, включающих ароматические циклы и алифатические цепи. Они извлекаются из почвы щелочами и некоторыми другими растворителями с образованием темно- окрашенных растворов гуматов натрия, калия и аммония. Молекулярная масса гуминовых кислот измеряется десятками тысяч атомных единиц массы. Гуминовые кислоты в зависимости от типа почвы включают от 30 до 43% углерода, от 32 до 42 – водорода, от 17,5 до 22 – кислорода, от 2,4 до 3 % азота. Гуминовые ки- слоты содержат также фосфор, серу и другие элементы. Химическими и физико-химическими методами (рентгендефрактометрия, электронная микроскопия, спектрофотометрия и др.) установлено, что основными структурными единицами гуминовых кислот являются ароматические “ядра”, в том числе азотсодержащие гетероциклы, боковые цепи и периферические функ- циональные группы: карбоксильные – СООН, гидроксильные и фенольные ОН, метоксильные – О-СН 3 , карбоксильные =С=0, хинонные С=0. Боковые цепи гу- миновых кислот представлены углеводными, аминокислотными и другими остат- ками. Фульвокислоты – гумусовые вещества желтой или красноватой окраски, которые остаются в растворе после подкисления щелочной вытяжки из почвы и выпадения в осадок гуминовых кислот. Как и гуминовые кислоты, они входят в гетерогенную и полидисперсную группу высокомолекулярных азотсодержащих органических кислот. Фульвокислоты содержат: от 27 до 30 % углерода, от 34 до 42 – водорода, от 25 до 30 – кислорода и от 1,4 до 2,5 % азота. В структуре фульво-, как и гуминовых кислот, установлены ароматические и алифатические группы. Однако ароматическая часть в их молекулах выражена менее ярко и в основном преобладают боковые цепи, т. е. алифатические, угле- водные и аминокислотные компоненты. По составу фульвокислоты различных типов почв менее разнообразны и они лучше растворяются в воде, чем гуминовые кислоты. Часть гумусовых веществ настолько прочно связана с минеральной частью почвы, что, не извлекается при обработке почвы щелочами и кислотами. Эти “не- растворимые” составляющие гумуса называются гуминами. В тяжелых глинистых почвах нерастворимые образования составляют более 50 % гумуса. Гумифицированные вещества почвы более устойчивы к микробиологическо- му разложению, чем негумифицированные соединения. Однако разложение гуму- са в почве, хотя немедленно, но происходит. На полях, занятых зерновыми куль- турами, за вегетационный период разлагается 0,7–0,8 т/га гумуса, пропашными – 1,0–1,2 т/га с образованием доступного растениям минерального азота, фосфора, серы. В гумусе содержится около 5 % азота, от 1,5 до 2,4 % фосфора. В дерново- подзолистых почвах на органические соединения приходится 40 % фосфора и 90 % серы от общего содержания этих элементов в почве. На степень разложения гумуса влияет гранулометрический состав почвы, содержание гумуса в ней и т. д. Систематическое внесение органических и минеральных удобрений обеспечивает сохранение и накопление запасов гумуса в почве. 7. Минералогический состав минеральной части почвы. Известно, что рыхлые горные породы образуются в результате выветривания изверженных горных пород и представляют собой смесь продуктов химического и физического выветривания, т.е. смесь первичных и вторичных минералов. Первичные минералы обладают различной устойчивостью против разрушения, поэтому в составе рыхлых пород они могут встречаться в различных соотношениях. Минерал – это однородное в химическом отношении тело, обладающее постоянством химического состава и определенными физическими свойствами. По физическому состоянию минералы бывают твердые, жидкие и газообразные. Многие минералы имеют определенную форму и являются кристаллическими. Большинство минералов аморфны. Кристаллы ряда минералов анизотропны, т.е. различаются по своим свойствам в различных направлениях (твердость, теплопроводность и электропроводность и др.). В горных породах минералы встречаются в определенных сочетаниях различными группами, образовавшимися в однородных условиях. Количество первичных минералов, встречающихся в изверженных породах, достигает более 3000. Содержание того или иного минерала в рыхлой породе зависит от их физических и химических свойств (табл. 7.1). Таблица 7.1. Средний минералогический состав изверженных и осадочных горных пород (по Кларку). Группа минералов Состав (в % от веса) Изверженные породы Осадочные породы Сланцы Песчаники Полевые шпаты 59,5 30,0 11,5 Роговые обманки и пироксены 16,8 - - Кварц 12,0 22,3 66,8 Слюда 3,8 - - Глинистые минералы - 25,0 6,6 Гетит - 5,6 1,8 Карбонаты - 5,7 11,1 Прочие минералы 7,9 11,4 2,2 Таким образом, 92% общей массы изверженных пород состоит из 4-х групп минералов: полевых шпатов, роговых обманок и пироксенов, кварца и слюды. Из них наибольшей механической прочностью обладает кварц, затем следуют полевые шпаты, роговые обманки и пироксены, слюды. В связи с этим при физическом выветривании они дробятся с различной скоростью. Более прочные будут разрушаться медленнее и сохраняться в виде более крупных частиц. Менее прочные минералы будут дробиться сильнее и быстрее переходить в более мелкие гранулометрические фракции. По мере перехода к более мелким фракциям содержание кварца и полевых шпатов уменьшается, и увеличивается содержание менее прочных минералов (табл. 7.2). Кварц - считается минералом, вполне устойчивым к химическому выветрива- нию. Сравнительно медленно подвергаются химическому выветриванию полевые шпаты. Средние и основные полевые шпаты отличаются меньшей устойчивостью, чем кислые. Слюды - (мусковит и биотит) легче, чем предыдущие подвергаются химиче- скому выветриванию. Роговые обманки и пироксены представляют собой минералы, которые легко изменяются вследствие воздействия на них химических агентов. Таблица 7.2. Гранулометрический состав минералов озерно-гляциального суглинка. Группа минералов Содержание минералов (в % от веса 1-0,25 0,25-0,05 0,05-0,01 0,01-0,005 < 0,005 Кварц 86 81 72 63 10 Полевые шпаты 14 12 15 8 10 Слюда - - 7 21 67 Роговые обманки - 4 2 5 7 Прочие - 3 4 3 6 Первичные минералы. Минералы, входящие в состав почв, делятся на две группы: 1) первичные и 2) вторичные. Первичные минералы образуются вследст- вие выветривания магматических и метаморфических пород, вторичные - из пер- вичных (табл.2.3.1). Из первичных минералов наиболее распространенными являются минералы, включающие кислородные соединения кремния (кварц, полевые шпаты, пироксе- ны и слюды). Первичные минералы различаются между собой химическим составом и строением кристаллической решетки, что и предопределяет их неодинаковую устойчивость против выветривания. Таблица 7.3. Средний минералогический состав магматических и осадочных пород, в % (по Jeffris). Группы минералов Магматические породы Осадочные породы Первичные минералы Полевые шпаты 57,8 7,0 Амфиболы 16,0 - Кварц 12,8 38,8 Слюды 3,6 20,0 Вторичные минералы Карбонаты 1,1 20,0 Глины 0,5 9,0 Лимонит 0,2 3,0 Прочие 8,0 3,0 Строение кристаллической решетки минералов в значительной степени зави- сит от объема составляющих ее ионов, или если считать, что форма ионов шаро- образная, то от величины их радиусов. В элементарных ячейках, из которых со- стоят кристаллы, объем катионов и анионов определяет их взаимное расположе- ние. Образование устойчивой структуры происходит при условии, что каждый ка- тион соприкасается с окружающими его анионами. Число ионов противополож- ного знака, окружающих данный ион называется координационным числом. Величина координационного числа зависит от соотношения радиуса ионов (табл. 7.4). По данным Гольшмидта, радиусы катионов основных элементов, из которых состоят минералы, следующие: Ni – 0,78 А 0 (10ˉ 8 cм), Na – 0,98, K - 1.33, NH4+ – 1,43, Mg2+ – 0,78, Ca 2+ – 1,06, Ba 2+ – 1,43, Zn 2+ – 0,83, Co 2+ – 0,82, C4+ – 0,96, Cu2+ – 0,83, Fe 2+ – 0,83, Fe 3+ – 0,67, Al 3+ – 0,57, B 3+ – 0,20, Mn 2+ – 0,91, Mn 3+ – 0,70, Mn 4+ – 0,62, Si 4+ – 0,39, C 4+ – 0,18, Mo 4+ – 0,68, Ni 5+ – 0,1-0,2, P 5+ – 0,35, S 6+ – 0,34, H 3 O + – 1,35, анионов: O 2 ˉ– 1,32, Fˉ – 1,33, Clˉ – 1,81, OHˉ – 1,53, S 2 ˉ – 1,81 А 0 (10 -8 cм). Таблица 7.4. Координационное число и форма кристаллической решетки Отношение радиуса катиона к радиусу аниона Координационное число Форма окружения 0,15 – 0,22 3 треугольник 0,22 – 0,41 4 тетраэдр 0,41 – 0, 73 6 октаэдр 0,73 – 1,37 8 куб 1 12 кубо-октаэдр Отношение радиуса катиона к радиусу аниона определяет не только его координационное число, а также форму кристаллической решетки и характер элементарной ячейки. Элементарной ячейкой кремнекислородного соединения является тетраэдр, четыре вершины которого заняты крупными анионами О 2+ (r = 1,32 А 0 ), а в центре находится катион с небольшим радиусом Si 4+ (r = 0,39 А 0 ). Данный тетраэдр является основной структурной ячейкой всех существующих соединений кремния с кислородом. Ячейка SiO 4 заряжена отрицательно (на 4 положительных заряда Si приходится 8 отрицательных зарядов кислорода). Отрицательный заряд ячейки может быть компенсирован путем присоединения катионов или соединением с другими кремнекислородными тетраэдрами. Соединение тетраэдров между собой происходит через вершины, при этом определенные ионы кислорода одновременно связаны с двумя ионами кремния. Оставшиеся свободные валентности кислородных анионов нейтрализуются катионами. Кремнекислородные тетраэдры могут образовывать непрерывные структуры в виде одинарных цепочек, что характерно для пироксенов – энтатита (Mg 2 Si 2 O 6 ), гиперстона ((Mg 1 Fe) 2 Si 2 O 6 ). Двойные цепочки образует группа амфиболов - антофиллит (Mg 1 Fe) 7 Si 4 O 11 (ОН) 2 . Листы, как у слюды, образуются в том случае, когда тетраэдры соединяются друг с другом тремя вершинами и образуют сетку гексагональной (шестиугольной) формы в виде плоского слоя. При этом по каждой стороне имеются ионы кислорода со свободной валентностью, направленной в одну сторону. Каждый слой соединяется с последующим, что придает слюдам пластичность. В случае, когда кремнекислородные тетраэдры соединяются между собой таким образом, что каждый из четырех кислородных ионов принадлежит двум тетраэдрам, получается структура, не имеющая свободных ионов кислорода. Подобную структуру имеет кварц (SiO 2 ) n , который отличается большой прочностью. Такая же форма трехмерных каркасов характерна и для полевых шпатов, однако в некоторых из тетраэдров Si заменен Al 3+ . В результате такого замещения образуется алюмокислородный комплекс (AlO 4 ) 5 ˉ. Он несет на единицу больший отрицательный заряд, чем SiO 4 , который компенсируется тем или иным катионом. Этим можно объяснить химический состав алюмосиликатов, к которым принадлежат полевые шпаты: альбит Na[Al,Si 3 O 8 ], анортит Ca[Al 2 Si 2 O 8 ] и др. В альбите из четырех ионов Si один замещен на Al 3+ , возникший отрицательный заряд компенсирован Na. В анортите из четырех ионов Si 4+ два иона замещены на Al 3+ , два отрицательных заряда компенсируются Ca 2+ . Минералы, в которых ион Si 4+ замещается ионом Fe 3+ , называются феррисиликатами. Изоморфные замещения происходят в кристаллической решетке в период ее образования, качество и количество замещающих ионов зависит от состава и концентрации окружающего раствора. Вторичные минералы. Как отмечалось раньше, в результате химического выветривания первичные минералы изменяют свой состав и внутреннюю структуру. Выветривание в первую очередь затрагивает поверхность минералов, поэтому с их измельчением возрастает суммарная поверхность, и процессы разрушения ускоряются. Важнейшим фактором химического выветривания является вода, а также присутствующие в почве кислород и углекислота. Основными типами реакций, происходящими в почве являются: гидратация, гидролиз, растворение, окисление- восстановление. Гидратация - это притяжение молекул воды к поверхности минералов. Вследствие полярности молекул воды она представляет собой диполь. При измельчении минералов часть зарядов ионов кристаллической решетки высвобождаются, к ним притягиваются молекулы воды тем конусом, который имеет противоположный заряд. Диполи воды стремятся “выдернуть” ионы из кристаллической решетки минерала, вследствие чего происходит ее расшатывание и разрыхление. Реакции гидролиза приводят к замене катионов кристаллической решетки на Н + - ионы воды. Схематически данная химическая реакция для полевого шпата описывается следующим образом: KOH O HAlSi O H O КАlSi + → + 8 2 2 8 2 Присутствие в минералах Fe 2+ также способствует выветриванию, так как окисление Fe 2+ до Fe 3+ приводит к изменению объемов, занимаемых ионами в кристаллической решетке, что вызывает в конечном итоге ее разрушение. Наибольшей устойчивостью обладает кварц, на состояние которого боль- шинство описанных реакций заметного влияния не оказывают, однако и он в не- которой степени подвергается гидратации. При полном разрушении силикатов образуются простые продукты выветри- вания: гидрата окислов Fe, Al, одно- и двухвалентных оснований, гидрат окиси кремния (кремниевая кислота) и некоторые другие кислоты - угольная, серная, соляная, фосфорная и другие, образующиеся при окислении элементов, содержа- щихся в горных породах. Высвободившаяся при выветривании кремниевая кислота при слабокислой реакции частично переходит в состояние геля (SiO 2 nH 2 O), при слабощелочной - золя. В дальнейшем аморфный кремнегель может терять воду и закристаллизо- ваться, образуя вторичный кварц. Кроме этого, часть кремниевой кислоты может образовывать с основаниями растворимые в воде соли, которые впоследствии мо- гут быть вымыты. В коллоидном и растворенном состоянии кремниевая кислота может вступать в реакцию с полуторными окислами, образуя при этом сложные соединения. Аморфные соединения, содержащие SiO 2 и R 2 O 3 в разных соотноше- ниях называются аллофонами. Теряя воду, гидраты полуторных окислов могут постепенно кристаллизоваться, образуя вторичные минералы: лимонит - 2Fe 2 O 3 · 3H 2 O, гетит - Fe 2 O 3 · H 2 O, гематит - Fe 2 O 3 , гиббсит - Al 2 O 3 · 3H 2 O, бемит - Al 2 O 3 · H 2 O. Освобождающиеся при выветривании основания, реагируя с кислотами, об- разуют простые соли, являющиеся вторичными минералами: карбонаты, сульфа- ты, нитраты, хлориды, фосфаты, силикаты. В разной степени растворяясь в воде, они могут накапливаться в условиях засушливого климата. Помимо простых вторичных минералов, при выветривании могут образовы- ваться вторичные алюмосиликаты и феррисиликаты. Эти минералы входят в состав различных глин и поэтому носят название глинных. Являясь частью почв, они определяют очень важные для развития растений почвенные свойства (погло- тительная и обменная способность, кислотность, буферность, водоудерживающая способность и др.). Из большого числа глинных минералов, для почв наибольшее значение имеют группы: каолинита, мантмориллонита и гидрослюд. Минералы группы каолинита имеют двухслойную кристаллическую решет- ку, которая состоит из двух слоев: слоя кремнекислородных тетраэдров и слоя алюмо-кислородно-гидроксильных октаэдров. В кремнекислородном слое вершины тетраэдров повернуты в одну сторону и яв- ляются “кислородными мостиками”, связывающими тетраэдрический и октаэдри- ческий слои: О 2¯ одновременно связан с атомами Si 4+ и Al 3+ . В целом элементарная ячейка каолинита электроней- тральна и соответствует формуле Al 4 Si 4 O 10 (OH) 8 или Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 . При разламывании пакетов боковые по- верхности кристаллов имеют ненасыщенные валентно- сти, что может вызывать адсорбцию ионов из окружаю- щего раствора. Расстояние между пакетами каолинита равна 7,2 А 0 и не изменяется. Он не впитывает воду в межпакетные пространства и поэтому не набухает. К этой группе минералов от- носятся, кроме каолита, галлузит (структурная формула Al 2 Si 2 O 5 (OH 4 ) · 2Н 2 О), метагаллузит (Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 · 4Н 2 О), диккит и накрит. Монтмориллонит состоит из трехслойных паке- тов: октаэдрический слой заключен между двумя тетра- эдрическими. Межпакетные расстояния монтморилло- нита изменяются от 9,4 до 21,4 А 0 и варьируют в зави- симости от количества поглощенной воды. Способность монтмориллонита к набуханию значительна. Структура монтмориллонита отвечает химической формуле Al 4 Si 8 O 20 (OH) 4 · nН 2 О. В этой формуле nН 2 О - вода, раз- деляющая пакеты. Кристаллическая решетка электриче- ски нейтральна и содержит по 44 положительных и отрицательных заряда. Мине- ралам группы монтмориллонита характерны разнообразные изоморфные замеще- ния: Si в тетраэдрических слоях может быть частично замещен на Al 3+ , а аллюми- ний в октаэдрическом слое замещается Fe 2+ и Fe 3+ , Mg 2+ и другими металлами. Например, у минерала бейделлита в отличие от монтмориллонита один из четы- рех ионов Si 4+ тетраэдрического слоя замещен Al 3+ , появившийся избыточный от- рицательный заряд компенсируется ионом гидроксила (Al 3 Si 3 O 9 (OH) 3 · nH 2 O. К этой же группе принадлежит минерал нонтронит с формулой Fe 2 Si 4 O 10 (OH) 3 · nH 2 O, где в октаэдрах ион Al 3+ замещен на Fe 3+ . Из глинных минералов в почвах большое место принадлежит группе гидро- слюд, в которую входят гидромусковит (иллит), гидробиотит и другие гидротизи- рованные слюды. Кристаллическая решетка иллита построена так же, как и у монтмориллонита. Разница состоит в том, что в тетраэдрах часть Si 4+ (до 1/4) за- щищена Al 3+ . При этом образовавшийся отрицательный электрический заряд компенсируется ионом К + , который прочно связывает пакеты между собой. По- этому межпакетная вода в иллите отсутствует. Гидробиотит образуется из био- тита - слюды темного цвета, в которой все октаэдрические места заняты Mg 2+ и Fe 2+ . Кроме распространенных индивидуальных глинистых минералов, в природе существуют так называемые смешанно-слоистые минералы, пластинки которых состоят из чередующихся пакетов различных минералов, например, иллита, мон- тмориллонита и т.д. Существует так же еще группа вторичных минералов: аллофоны. Они состо- ят из тетраэдров и октаэдров, но расположены беспорядочно, поэтому вследствие отсутствия кристаллического строения они обладают аморфными свойствами. Глинистые минералы в природе образуются двумя путями. Первый путь представляет собой постепенное изменение первичных минералов, что приводит к образованию новых форм кристаллических решеток. Превращение первичных минералов происходит примерно через такие стадии: полевые шпаты, слюды → гидрослюды → монтмориллонит → као- линит, галлузит → гиббсит, гетит При отклонениях от этой схемы полевые шпаты, минуя стадию гидрослюд, пре- образовываются в монтмориллонит или каолинит. Вторичные минералы могут возникать также путем синтеза из простых про- дуктов распада первичных минералов: полевых шпатов, амфиболов, вулканиче- ских стекол и т.д. Образующиеся при распаде вещества вступают между собой в реакции взаимодействия, продукты которых выпадают в осадок. Известно, что химическое выветривание выражается следующими стадиями: 1) гидратации силиката; 2) окисление закиси железа; 3) постепенного гидролиза - уменьшения содержания щелочей и замене Н + ; 4) переход Al из четверной ком- бинации в шестерную; 5) частичный вынос кремнезема. Образование слюдоподобных минералов из полевых шпатов происходит вследствие выноса части SiO 2 , K 2 O, CaO. Гидратация способствует замещению некоторого количества ионов К + ионами Н + , что приводит к образованию слюд. Этот процесс можно проиллюстрировать на примере превращения монтморилло- нита в гиббсит. При отслоении одного тетраэдрического слоя у монтмориллонита приводит к образованию каолинита, при этом ионы кислорода “кислородных мостиков” за- мещаются гидроксилами. В дальнейшем при присоединении воды каолинитом из него образуется гиббcит и SiO2. Скорость разрушения первичных и механизм образования вторичных мине- ралов зависят от ряда факторов: 1) особенности первичного минерала (кристал- лическая структура, степень дисперсности, химический состав и т.д.), 2) сочета- ние первичных минералов, 3) температуры, 4) влажности, 5) реакции среды, 6) условий выноса продуктов выветривания, 7) жизнедеятельности организмов. Основные породы разрушаются быстрее кислых и поэтому продукты их вы- ветривания в большей мере обогащены каолинитом. Поэтому более древние поч- вы, подвергавшиеся процессам выветривания и почвообразования, содержат от- носительно много минералов группы каолинита, гибсита и гетита, которые явля- ются конечными продуктами выветривания. Сухой и холодный климат замедляет разрушение минералов, а теплый и влажный - ускоряет. В условиях промывного режима происходит вымывание ще- лочей, щелочноземельных оснований, кремнезема, и, как следствие, из гидрослюд и монтмориллонита образовывается каолинит и галлузит. Растения, которые в процессе жизни взаимодействуют с почвой (поглощение воды, элементов питания, кислорода, а так же выделение продуктов жизнедея- тельности), вносят существенные изменения в состав и свойства почвенного рас- твора, реакцию среды, значение окислительно-восстановительного потенциала, что в значительной мере оказывает влияние на условия разрушения и синтеза ми- нералов. Как отмечалось выше, число первичных минералов в природе невелико, по- этому и количество вторичных минералов не отличается большим разнообразием. Наиболее часто встречающимися минералами являются группы гидрослюд (гид- робиотит) и монтмориллонита (монтмориллонит, белделлит, нотронит), далее следуют каолинит, галлузит, вермикулит, гиббсит. Основная масса рыхлых пород состоит из относительно небольшого числа минералов. Из группы первичных минералов в их состав входят кварц, полевые шпаты, слюды и роговые обманки, из вторичных - слоистые алюмосиликаты, окиси и гидроокиси железа и алюминия. Так как в различных гранулометрических фракциях преобладают различные минералы, поэтому рыхлые породы, подвергаясь сортировке по фракциям, сорти- руются также по минералогическому составу. Например, в песках содержатся в основном, первичные минералы (кварц, полевые шпаты), в глинах - вторичные, в суглинках - смесь первичных и вторичных. Минералогический состав илистой фракций (< 0,001мм) резко отличается от состава более крупных фракций. Из первичных минералов в этой фракции встречается главным образом кварц, кото- рый из-за химической устойчивости может сохраниться в виде очень мелких час- тиц, другие минералы этой группы присутствуют в очень малых количествах. В данной фракции сосредотачивается основная масса вторичных алюмосиликатов - монтмориллонит, каолинит, иллитовые минералы, вермикулит. Сохранность по- левых шпатов обуславливается главным образом их механической прочностью, которая позволяет им сохраняться в виде относительно крупных частиц. Этим объясняется небольшое содержание полевых шпатов в составе мелких фракций. Химические элементы, входящие в состав литосферы, содержатся в ней в не- одинаковых количествах. При этом состав литосферы значительно отличается от состава почвы (табл. 7.5) Литосфера почти на половину состоит из кислорода – 47,2%, второе место занимает Si – 27,6%, потом Al – 8,8% и Fe – 5,1%. Калий, кальций, магний состав- ляют по 2-3%, остальные химические элементы составляют менее 1%. Почвы, по химическому составу, значительно отличаются от литосферы. В них более высокое среднее содержание О и Н, в 20 раз больше С, в 10 - N, мень- ше, чем в литосфере -Al, Fe, Ca, Na, K и Mg. Состав почв относительно почвооб- разующих пород более динамичен. Таблица 7.5.Среднее содержание химических элементов в литосфере и почвах, в весовых % (по Виноградову, 1950) Элементы Литосфера Почва Элементы Литосфера Почва O 47,2 49,0 C (0,1) 2,0 Si 27,6 33,0 S 0,09 0,085 Al 8,8 7,13 Mn 0,09 0,085 Fe 5,1 3,8 P 0,08 0,08 Ca 3,6 1,37 N 0,01 0, 1 Na 2,64 0,63 Cu 0,01 0,002 K 2,6 1,36 Zn 0,005 0,005 Mg 2,1 0,6 Co 0,003 0,0008 Ti 0,6 0,46 B 0,0003 0,001 H (0,15) ? Mo 0,0003 0,0003 8. Физические свойства твердой фазы почв Твердая фаза почв характеризуется следующими основными свойствами: структурой, общими физическими, физико-механическими и тепловыми. Структура почвы – совокупность агрегатов различной величины, формы и качественного состава. Структурность – способность почвы распадаться на агрегаты. В песчаных и супесчаных почвах структурные элементы обычно находятся в раздельно-частичном состоянии, то есть такие почвы – бесструктурны. В суглинистых и глинистых почвах иногда структура также может отсутствовать. Агрономическое значение структуры очень велико. Она определяет физичские свойства почв, условия обработки и сильно влияет на рост и развитие растений. Структура оценивается по ее размеру, пористости, механической прочности, водопрочности. Наиболее агрономически ценными считаются макроагрегаты 0,25-10 мм, обладающие высокой пористостью (более 45%), механической прочностью и водопрочностью. Структурной считается почва, содержащая более 55% водопрочных агрегатов размером 0,25-10 мм. Часто используют коэффициент структурности - отношение количества мезоагрегатов к сумме макро- (более 7 или 10 мм) и микроагрегатов (до 0,25 мм). Структуру характеризуют два основных показателя – связность и водопрочность. Под связностью структуры понимается ее устойчивость к механическим воздействиям. Водопрочность – способность не разрушаться при увлажнении. Только связная и водопрочная структура способна сохранять благоприятное сложение при многократных обработках и увлажнении. В ином случае структура быстро разрушается при обработке или увлажнении осадками, и почва становится бесструктурной. Крайне важно, чтобы водопрочные агрегаты были пористые, имели рыхлую упаковку, легко воспринимали воду, допускали легкое проникновение корней и микроорганизмов. Обычно такая структура у легких суглинков и связных супесей. В тяжелых породах упаковка агрегатов слишком прочная, поры тонкие, то есть такая структура не имеет ценности в агрономическом плане. При наличии агрономически ценной структуры в почве создается благопритное сочетание капиллярной и некапиллярной пористости. Между агрегатами преобладают некапиллярные, внутри – капиллярные поры. В бесстуктурной почве механические элементы лежат плотно, поэтому образуются только капиллярные поры. Структурные почвы благодаря наличию некапиллярных пор хорошо впитывают влагу, которая по мере движения впитывается комками, а промежутки между комками заполняются воздухом. Воздух содержится и в порах аэрации внутри комка. Потери воды от поверхностного стока в такой почве минимальны, а наличие некапиллярных пор предохраняет от испарения влаги с поверхности. В структурных почвах создаются благоприятные условия обеспечения растений влагой и воздухом. Даже при увлажнении до НВ в таких почвах сохраняется хо- роший воздухообмен и господствуют окислительные процессы. Достаточная аэрация при наличии доступной влаги создает хорошие условия для потребления элементов питания растениями по сравнению с бесструктурной почвой, активнее идут микробиологические и др. процессы, нет процессов денитрификации, накопления несиликатных форм полуторных окислов. Бесстуктурная почва медленно поглощает воду, потери воды велики вследствие стока. Сплошная капиллярная связь вызывает большие потери от испарения. В такой почве часто бывает крайнее положение увлажнения: избыточное и недостаточное. При избыточном увлажнении все промежутки заняты водой, ощущается недостаток воздуха, развиваются анаэробные процессы, ведущие к потерям азота вследствие денитрификации, образованию токсичных закисных форм железа и марганца, накоплению несиликатных форм полуторных окислов (что способствует закреплению фосфора в труднодоступной форме). При недостаточном увлажнении ощущается недостаток влаги. Агрономически ценная структура, имея рыхлое сложение, облегчает прорастание семян и распространение корней растений, уменьшает энергетические затраты на механическую обработку почвы. Более плотное сложение и повышенная связность тяжелых бесструктурных почв повышает удельное сопротивление и ухудшает развитие корней растений. Благоприятное влияние на агрономические свойства почв оказывает и микро- структура при условии ее пористости и водопрочности. Наилучшими являются микроагрегаты 0,25-0,01 мм. Более мелкие микроагрегаты затрудняют водо- и воздухопроницаемость, повышают испарение. Во влажных зонах особенно важно иметь более крупные макроагрегаты для лучшей водопроницаемости и водоотдачи. В засушливых условиях важно ослабить испаряемость, поэтому здесь благоприятнее мелкие агрегаты. Главное, что в любых условиях структурная почва всегда имеет более благоприятные условия для жизни растений, чем бесструктурная. В образовании структуры участвуют 2 процесса: механическое разделение на агрегаты и образование водопрочных отдельностей. Механическое разделение идет при изменении давления вследствие резких колебаний сухих и влажных условий, замерзании и оттаивании, деятельности почвенных животных, рыхлящем воздействии почвообрабатывающих орудий. Водопрочность агрегаты приобретают под влиянием коагуляции и цементации благодаря почвенным коллоидам, органическим и минеральным. Хорошими коагуляторами чаще бывают 2-3-валетные катионы: Ca, Mg, Al, Fe. При преобладании натрия и иных одновалентных катионов прочной структуры не образуется. Хорошие структурообразователи – глинистые минералы и гидроокиси Al, Fe; гуминовые кислоты. При временном избыточном увлажнении часто проявляется оструктуривающая роль железа. Водорастворимые закисные формы при подсыхании переходят в нерастворимые окисные, цементируя почвенные агрегаты. Из растений наиболее сильное оструктуривающее действие оказывает многолетняя травянистая растительность, образующая при разложении большое количество связанного с кальцием гумуса. Широко известна деятельность люмбрицидов, оструктуривающих почву капролитами. Наиболее прочной структурой обладают в целинном состоянии черноземы, чуть меньшей – бурые, серые, каштановые. Минимальную водопрочность имеют структуры почв тундры и пустынь. Структура почв динамична. Разрушение происходит под влиянием обработки, передвижения по почве, ударов капель дождя, при замене двухвалентных катионов в ППК на одновалентные (гипсование, известкование). Улучшение структурного состояния почв осуществляется агротехническими методами: посев многолетних трав и культур с мощной корневой системой (пшеница, кукуруза, подсолнечник), обработка почв в спелом состоянии, проведение химической мелиорации, внесение органических и минеральных удобрений. Физические свойства твердой фазы почв характеризуются удельной массой, объемной массой, пористостью, удельной поверхностью. Удельная масса (плотность твердой фазы) почвы – отношение массы твердой фазы к массе воды в том же объеме при 4 о С. Для органических веществ плотность твердой фазы изменяется от 0,2 до 1,4, для минеральных – от 2,1 до 5,1 г/см 3 . Для минеральных горизонтов почв этот показатель обычно равен 2,40-2,65, органогенных от 1,4 до 1,8 г/см 3 . Плотность почвы (объемная масса) – масса единицы объема абсолютно сухой почвы, взятой в естественном сложении. Она зависит от минералогического и гранулометрического состава, структуры, содержания ОВ. Обработка почвы уменьшает плотность, проход техники – увеличивает. Плотность почвы сильно влияет на поглощение влаги, газообмен в почве, развитие корней, микробиологические процессы. Оптимальная плотность пахотного горизонта – 1,0-1,2 г/см 3 , при 1,2-1,3 г/см 3 почва уплотнена, при 1,3-1,4 – сильно уплотнена, 1,4-1,6 г/см 3 – типичные величины для подпахотных горизонтов, 1,6-1,8 – для иллювиальных горизонтов. Пористость (скважность) почвы – суммарный объем всех пор между частицами твердой фазы почвы. Выражается в % от общего объема почвы и вычисляется по плотности (ОМ) и плотности твердой фазы (УМ) почв: Робщ = (1-ОМ/УМ)*100 Пористость зависит от гранулометрического состава, структурности, содержания ОВ, приемов обработки и окультуривания почвы. Поры образуются между отдельными механическими элементами, агрегатами и внутри агрегатов. В минеральных горизонтах она обычно составляет 25-60%, в торфяных достигает 90%. Особенно низкая порозность в оглеенных (су)глинистых горизонтах – 25-30%. Различают общую пористость, капиллярную и некапиллярную. Поры могут быть заполнены водой и воздухом. Некапиллярные поры обеспечивают водопроницаемость и воздухообмен, капиллярные поры создают водоудерживающую способность почвы, то есть обеспечивают запас доступной для растений влаги. Для создания устойчивого запаса влаги в почве при хорошем воздухообмене необходимо, чтобы некапиллярная пористость составляла 55-65% общей. Если она менее 50%, то могут возникнуть анаэробные процессы в почве. В агрономическом отношении важно, чтобы почвы имели наибольшую капиллярную пористость, заполненную водой, и одновременно пористость аэрации не менее 15% объема в минеральных и 30-40% в торфяных почвах. При пористости более 65% почва избыточно пористая, вспушена; при 55-65 – отличная пористость, при 50-55 – удовлетворительная, менее 50 – неудовлетворительная, 25-40 – характерна для уплотненных иллювиальных горизонтов. К физико-механическим свойствам почв относится пластичность, липкость, набухание, усадка, связность, твердость и сопротивление при обработке. Эта группа свойств имеет большое значение для оценки технологических свойств почв. Пластичность – способность почв изменять свою форму под влиянием ка- кой-либо внешней силы без нарушения сплошности и сохранять приданную фор- му после устранения этой силы. Пластичность обусловлена илистой фракцией почв и зависит от влажности. Различают верхний (весовая влажность, при кото- рой стандартный конус под действием собственной массы погружается в почву на глубину 10 см) и нижний (весовая влажность, при которой образец почвы можно раскатать в шнур диаметром 3 мм без образования в нем разрывов) пределы теку- чести. Число пластичности – разность между показателями верхнего и нижнего пределов. Глины имеют число пластичности более 17, суглинки 7-17, супеси 1-7, пески не обладают пластичностью. Пластичность возрастает при увеличении доли натрия в почве и уменьшении доли кальция, магния, содержания гумуса. Липкость (прилипание) – свойство влажной почвы прилипать к другим телам. Липкость отрицательно влияет на технологические свойства почв, увеличивая тяговое сопротивление. Чем тяжелее гранулометрический состав, тем больше липкость. Предельно вязкие почвы имеют липкость более 15 г/см 2 , сильновязкие – 5-15, средневязкие 2-5, слабовязкие – менее 2 г/см 2 . С липкостью связано важное агрономическое свойство почвы – физическая спелость, то есть состояние, при котором почва хорошо крошится на комки, не прилипая к орудиям обработки. Раньше спеют легкие почвы, более гумусированные. Набухание – увеличение объема почвы при увлажнении. Оно обусловлено сорбцией влаги почвенными частицами и гидратацией обменных катионов. Наибольшей набухаемостью обладают минералы монтмориллонитовой группы и вермикулит, малой – каолинитовые. Набухаемость увеличивает насыщение почвы натрием или увеличение содержания органического вещества. Набухаемость выражается в % от исходного объема почвы и является отрицательным качеством, способствуя разрушению почвенных агрегатов. Усадка – сокращение объема почвы при высыхании, то есть обратно высыханию. Сильная усадка приводит к образованию трещин, разрыву корней растений, повышению потерь влаги от испарения. Связность почвы – способность сопротивляться внешнему усилию, стремящемуся разъединить частицы почвы, выражают в кг/см 2 . Вызывается силами сцепления между частицами почвы, зависит от минералогического и гранулометрического состава, структурности, гумусированности, влажности почвы. Наибольшей связностью обладают глинистые почвы; при влажности, близкой к ВЗ; при насыщении ионами натрия, что способствует диспергированию почвы и увеличению удельной поверхности; при ухудшении структурного состояния. Удельное сопротивление – усилие, затрачиваемое на подрезание пласта, его оборот и трение о рабочую поверхность (кг/см 2 ). Этот показатель колеблется в пределах 0,2-1,2 кг/см 2 . Зависит от гранулометрического состава, угодья, влажности. В земледельческой практике обычно регулируют физико-механические свойства при выборе сроков и приемов обработки. Эти свойства улучшают внесением органических удобрений, посевом многолетних трав, минимализацией обработок, химической мелиорацией, использованием машин-орудий с низкими уплотняющими параметрами.