 |
Глава 2. Современное понимание элементарных почвообразовательных процессов
|
|
|
|
Характеристика элементарных почвообразовательных процессов
ЭПП метаморфизма минеральной части почвенной массы
Термин «метаморфизм» естествоиспытателями в основном понимается как изменение породы под высокими температурами и давлением в глубоких земных слоях. Поэтому употребление этого термина как процесса изменения состава почвенной массы не совсем удачно (Черняховский, 1992). Лучшее название этой группы процессов – процессы внутрипочвенного выветривания (ВПВ). Но в данной работе мы можем употреблять и «метаморфизм почвенной массы», оставляя ВПВ как процессы изменения первичных минералов.
Процессов ВПВ довольно много, при этом исследователями выделяется всё большее количество. Для наиболее полного представления о происходящих процессах необходимо сопоставить два вида составов – первичный, состав (минералогический) наиболее распространённых почвообразующих пород и результирующий, минералогический состав почв. Процессы в этом случае представятся как разные способы переходов от первого ко второму. Далее, необходимо сгруппировать несколько близких процессов в ряд элементарных, для облегчения восприятия. Для этого необходимо многочисленные почвенные и породные минералы разделить на группы со схожей направленностью гипергенных процессов, со схожими свойствами. Приблизительно такая работа была проведена А.Г. Черняховским (1992). Он дал следующую классификацию почвообразующих пород по свойствам, определяющим основные направления процессов внутрипочвенного выветривания:
Класс I. Преимущественно конгруэнтно растворяющиеся (полное разрушение первичной кристаллической структур).
Группа А. Легко карстующиеся породы, из минералов с ионной связью (гипс, карбонаты, легкорастворимые соли). Разделяются подгруппы без нерастворимого остатка и с ним.
|
|
|
Группа А. Карстующиеся породы, из минералов с преимущественно ионной связью (серпентиниты), также без нерастворимого остатка или с ним.
Группа В. Некарстующиеся, сложенные минералами с ионной и ковалентной типами связей (осадочные породы с глинисто-карбонатным, карбонатным и карбонатно-сульфатным цементом). Разделяется подгруппы калий-полевошпатовые кварцсодержащие и бескварцевые
Группа Г. Некарстующиеся, сложенные минералами с преимущественно ковалентной связью без породообразующих слоистых алюмосиликатных минералов. Также разделяются подгруппы калий-полевошпатовые кварцсодержащие (граниты, гнейсы) и бескварцевые (габбро, диабазы, базальты).
Класс II. Преимущественно инконгруэнтно растворяющиеся (с сохранением фрагментов первичной кристаллической структуры)
Группа А. Консолидированные (плотного сложения), сложенные минералами с преимущественно ковалентными типами связей и содержащие в достаточных количествах слоистые алюмосиликатные минералы. Подгруппы: калий полевошпатовые кварцсодержащие (граниты, гнейсы) и бескварцевые (габбро, диабазы)
Группа Б. Неконсолидированные, сложенные минералами с преимущественно ковалентными типами связей, содержащие слоистые алюмосиликатные минералы. Подгруппы: калий полевошпатовые кварцсодержащие (суглинки, глинистые пески и галечники) и бескварцевые (суглинки, глины, глинистые пески и галечники). (Черняховский, 1992).
Черняховский выделил два механизма процесса для первого класса веществ (конгруэнтно растворимых). Во-первых, это Н2О-конгруэнтное растворение – разрыв ионных связей минералов под действием электростатической силы диполей воды и переход элементов в раствор. Таким способом проходит выветривание солей (карбонатов, гипса, легкорастворимых). Во-вторых, это Н+-конгруэнтное растворение – разрушение кристаллической решётки под действием ионов водорода. Так разрушаются силикаты каркасной, цепочечной и островной структуры. Механизм инконгруэнтного растворения тоже разбит на два вида – во-первых, это такое растворение слюд и слоистых силикатов, при котором с ионами Н+ и ОН- соединяются и уходят в раствор катионы с ионными типами связей - Mg, Fe, происходит окисление Fe2+, и т.д. Во-вторых, это разрушение более прочной ковалентной связи О-Si-O, Al-O-Al, происходящее в жарком и влажном климате, с остаточным образованием аморфных оксидов и каолинита.
|
|
|
Рис. Упрощённая схема систематики ЭПП метаморфизма почвенной массы (внутрипочвенного выветривания) согласно формально-аксиоматическому подходу выделения ЭПП (Таргульян, Черняховский, 1992): Аксиома 1 – различные процессы выветривания идут в почвах с разным первичным минералогическим составом и одинаковыми внешними условиями. Аксиома 2 – состав ЭПП отличается в почвах с разными условиями (факторов) почвообразования при одинаковом минералогическом составе. Цветом показаны разные минералы.
Таким образом, все процессы внутрипочвенного метаморфизма (выветривания) можно рассмотреть, учитывая два фактора – минералогический состав, собственно из которого происходит выветривание, и внешние условия, в которых оно проходит. Такой способ выделения процессов Таргульян назвал аксиоматическим формальным, противопоставив ему ассоциативный.
Поэтому сначала рассмотрим наиболее распространённый состав минеральной части почв, для понимания как ресурса для метаморфизма – первичного, унаследованного от почвообразующей породы, состава, так и результата метаморфизма – новообразованного материала, вторичных минералов.
Разделяются первичные (унаследованы от магматических и метаморфических пород) и вторичные минералы (гипогенные – образованные постмагматическими и гидротермальными метаморфическими процессами, и гипергенные). Гипергенные вторичные минералы могут быть как остаточными, так и новообразованными в процессе почвообразования (Геннадиев, Глазовская, 2003).
Первичные минералы, составляющие основную часть горных пород, обозначаются как главные (породообразующие), меньшую часть занимают второстепенные, и совсем малую – акцессорные минералы. В данном случае нас интересуют породообразующие минералы. К ним относится следующие подразделения: 1) оксиды – кварц; 2) силикаты – пироксены (авгит), амфиболы (роговая обманка), оливин; 3) алюмосиликаты – каркасные (полевые шпаты – калиевые, натровые, и др.), слоеватые (слюды – мусковит, биотит). (Там же).
|
|
|
Метаморфизация минеральной массы осуществляется путём ряда химических реакций. При этом из первичных диагностируется данная группа процессов, и даётся название. Так, образование глинистых минералов называется оглиниванием; часто отдельно выделяется сиаллитизация и монтмориллонитизация (накопление глины сиаллитного состава и монтмориллонита соответственно). В связи с этим возникает неопределённость в количестве выделяемых процессов – продуктов метаморфизма может быть довольно много, как и исходных минералов; количество химических реакций намного превосходит максимум 10 выделяемых процессов. Обычно называются наиболее рапространённые и играющие определяющую роль соединения – вторичные минералы. оксиды железа и алюминия (составляющие большую часть минеральной части почвы в метаморфических почвах), соли (легкорастворимые, гипс, карбонаты). Однако называются процессы и по начальному веществу (разрушение глинистых силикатов, дезинтеграция твёрдых пород), если она играет большую роль в составе почвы. Зная химический состав начальных и конечных соединений, можно предположить и механизм процессов. Кроме собственно химических реакций разложения и синтеза минеральных соединений, происходят и вынос подвижных продуктов, и соединение с имеющимися водой, углекислым газом.
Для группировки процессов данной группы разделим процессы внутрипочвенного выветривания, под которыми понимается система трансформации минеральных соединений, неустойчивых в данной среде (как правило первичных минералов, но в полигенетичных почвах и вторичных), и процессы обратимого изменения масс (оглеение, рассматриваемое в следующем параграфе, а также оструктуривание). Выветривание, в свою очередь, традиционно разделяется на химическое и физическое.
|
|
|
Процессы выветривания. Рассмотрим основные микропроцессы. Физическое разрушение плотных пород почвы, выделяемое иногда в отдельный ЭПП дезинтеграции минеральной массы, (Институт географии, 1992) проходит под действием следующих агентов: 1) температурного сжатия и расширения (раздробление до 0,01-0,001 мм). Наиболее интенсивно проявляется в слабо защищённых растительностью почвах, с высокими амплитудами температур. Развитие растительности замедляет данный вид выветривания. 2) капиллярного напряжения при проникновении воды и образованию плёнки адсорбированной влаги. Возможно, составляет основную роль в разрушении пород; 3) расширения при льдообразовании – морозное выветривание, характерное для областей сезонной и вечной мерзлоты; 4) дезинтеграция при кристаллизации солей, распространена в аридных почвах. Наибольшее действие, по Ж.Педро (цит. по Элементарные почвообразовательные процессы, 1992), имеет каменная соль и гипосульфат натрия. 5) расклинивания, связанные с действием высшей растительности, напряжений при развитии корневых систем в твёрдых породах.
Химическое (биохимическое) выветривание минералов проходит под действием воды, кислорода, углекислоты и органических кислот (Герасимов, Глазовская, 1960):
1. С водой минералы вступают в реакции гидратации – превращение минерала в гидраты. Так, к примеру, когда гётит (Fe2O3) подвергается гидратации происходят реакции:
Fe2O3 + H2O => 2FeO(OH)
образуется гидрогётит, который при дальнейшей гидратации превращается в лимонит:
2FeO(OH) + H2O => Fe2O(OH)2
Лимонит, в свою очередь, гидратируется до гидрооксида железа:
Fe2O(OH)2 + H2O => 2Fe(OH)3×nH2O
2. С кислородом воздуха проходят реакции окисления, продукты приводящие к образованию глинистых минералов
2FeS2 + 7O2 + H2O => 2FeSO4 + 2H2SO4
2FeSO4 + O + 5H2O => 2Fe(OH)3 + 2H2SO4 (реакция окисления железа)
H2SO4 + CaAl2Si2O8 (анортит) + 4H2O => H2Al2Si2O8×2H2O (каолин) + CaSO4×2H2O (гипс)
3. Гидролиз (реакция под действием воды и углекислоты) обычно проходит по следующей схеме: на минерал (нейтральную соль – силикат или алюмосиликат) действует угольная (или органическая) кислота и замещает катион минерала на ион водорода (образуется кислая соль минерала и углекислая соль катиона). Затем кислая соль распадается на свободную кислоту (реагирует с почвенной массой) и гидрат окисла. Так, при гидролизе роговой обманки образуется тальк (отальковывание):
|
|
|
4MgSiO3 (роговая обманка) + H2CO3 => H2Mg(SiO3)4 (тальк – кислая соль) + MgCO3 (углекислая соль)
H2Mg(SiO3)4 + 3H2CO3 => HSiO2×H2O (опал) + 3MgCO3
Гидролиз полевого шпата – ортоклаза – приводит к образованию каолина и опала:
КHAl2Si6O16 (ортоклаз) + H×HCO3 => H2AlSi6O16 + KHCO3
Свободная алюмокремниевая кислота быстро распадается:
H2AlSi6O16 + nH2O => H2Al2Si2O8×2H2O (каолин) + 2SiO2×nH2O (опал)
По В.И. Вернадскому (цит. по Герасимов, Глазовская, 1960) каолин разрушается диатомовыми водорослями с образованием оксидов:
H2Al2Si2O8×2H2O => Al2O3×nH2O (боксит) + 2SiO2×nH2O (опал, кременезём)
Скорость процессов выветривания была оценена как довольно быстрая, из-за чего мы видим только конечные формы, без промежуточных.
Герасимов и Глазовская в качестве процесса выветривания называли ЭПП первичного, или примитивного почвообразования (1960). Под ним они понимали процесс химического выветривания массивных кристаллических пород до образования рыхлой массы – первичной почвы. Ими акцентировано внимание на основной роли в этом процессе низших растений. Синезелёные, зелёные и диатомовые водоросли, азотфиксирующие бактерии, грибы и актиномицеты производят разрушение первичных и синтез вторичных минералов и органических соединений. Оно проходит под действием выделений микроорганизмов кислотной или щелочной природы, углекислоты и ряда органических кислот, образующихся при отмирании. Дальнейшее разрушение идёт и при помощи лишайников, физически разрушающих породу, и создающих благоприятные условия для жизни микрофлоры. Особо подчёркнута огромная роль ЭПП первичного почвообразования для образования осадочных пород – собственно этот процесс создаёт рыхлые наносы, которые потом переносятся и в континентальные, и морские отложения. Дальнейшие исследователи, однако, и сам Герасимов в 1975, уже не употребляет в системе ЭПП этого процесса. Действительно, в него включается несколько различных процессов – как выветривание, так и накопление органического вещества; поэтому в отдельный процесс выделять его не стоит.
При выветривании в зоне гипергенеза различных минералов образуются разные соединения. Для почвообразования важными оказываются типоморфные соединения (карбонаты, кислоты), либо составляющие основу минеральной массы (глинистые минералы, оксиды железа и алюминия), определяющие какие-либо диагностические признаки (цвет почвы – оксиды железа), и накапливающиеся в почве. Таким образом, можно выделить следующие процессы образования: образование глинистых минералов (оглинение), оксидов железа, алюминия (ферралитизация) и их трансформация (рубефикация, брюнификация, и др.) и кремния, гипса (гипсообразование), карбонатов (карбонатизация). Выделяются соответствующие процессы разрушения??? если разрушается, то выносится или образуется ещё что-л
Оглинивание. Происхождение в почве частиц тонкого гранулометрического состава может иметь несколько причин, что несколько осложняет диагностику процессов. Процесс илообразования – образование илистых частиц (элементарных почвенных частиц менее 0,001 мм диаметра) любого минералогического состава – может идти как путём процесса размельчения минеральных частиц, физического выветривания минералов не глинистой природы, как и путём новообразования глинистых минералов. Последнее и есть собственно оглинивание (Соколова, Дронова, 1983). Он может не вызывать утяжеление механического состава при одновременном прохождении процесса их разрушения (там же).
Механизм процесса оглинивания изучался ещё Б.Б. Полыновым, но на сегодняшний день остаётся много спорных и нерешённых вопросов. Имеются следующие точки зрения. Герасимов и Глазовская (1960) называют два механизма ЭПП оглинивания (оглинения или сиалитизации в их терминологии) почвенной массы: образования вторичных глинных минералов либо непосредственно при биохимическом выветривании первичных минералов, либо биогенным путём – биологическом захвате элементов и синтеза из них вторичных минералов (кристаллизации трудноподвижных соединений) при минерализации органических остатков. Биогенный путь образования глинистых минералов как ЭПП встречается и у Розанова, но в группе биогенно-аккумулятивных процессов.
Рассмотрим первый способ образования. Он проходит при положительных температурах, достаточным увлажнением и нейтральной реакцией. На первой стадии первичные минералы распадаются вышеописанными способами на гидраты оксидов минералообразующих элементов – Si, Fe, и Al – находящихся в аморфном дисперсном состоянии. Они находятся в коллоидном состоянии – размеры отдельных частиц не превышают 10-7 – 10-8 м (0,1 – 0,01 микрон). Разноимённо заряженные частицы осаждаются и коагулируются (так называемая электролитическая коагуляция коллоидов). Совместно кристаллизуются оксиды железа и кремния, алюминия и кремния. В результате образуются вторичные алюмо и ферросиликаты – синтетические глинные минералы. Среди огромного их количества можно выделить основные группы – каолинитовую (каолинит Al2О3×2SiО2×3H2O, даккит Al2О3×2SiО2×4H2O, нанкрит, галлуазит 2Al2О3×4SiО2×8H2O), монтмориллонитовую (бейделлит Al2О3×3SiО2×n3H2O, монтмориллонит 3MgO×Al2О3×4SiО2×nH2O, нонтронит), аллофановую, и другие. Процесс оглинения свершается при участии как микроорганизмов, так и высших растений (Герасимов, Глазовская, 1960).
По мнению Таргульяна, механизмом оглинивания (в подзолистых альфегумусовых почвах) в основном можно считать трансформационные изменения унаследованных от породы кристаллических решёток слоистых силикатов (цит. по Соколова, Дронова, 1983). Наконец, по проведённым исследованиям на Северном Кавказе Соколова и Дронова пришли к выводу, что основным механизмом оглинивания в почвах нетропических районов, сформированных на глинистых сланцах, являются не синтез вторичных глинистых минералов, а физическое дробление глинистых сланцев, уже содержащих глинистые минералы, сопровождающиеся небольшими трансформациями иллитов в иллит-смектитовые структуры. В подтверждение этого они указали на сходство минералогического состава в нераздробленных сланцах и горизонте внутрипочвенного выветривания. Результатом почвообразования является только более глубокое раздробление первичного элювия. Такая модель появления горизонта внутрипочвенного выветривания представляется довольно убедительной; однако возникает вопрос, к какому же ЭПП отнести данное явление – к физическому выветриванию а за оглинивание принять только синтез вторичных минералов, либо и его отнести к оглиниванию? В почвах же при отсутствии материала, физическое дробление которого даёт глинистые минералы, источником последних может служить и новообразование их из полевых шпатов, по рассмотренной выше схеме выветривания, предложенной Герасимовым и Глазовской. При этом сначала происходит изоморфное (?) замещение глинистого минерала по отдельности полевого шпата, и лишь затем идёт дробление получившегося глинистого агрегата, сопровождающиеся утяжелением гранулометрического состава. Примером могут служить подзолистые почвы на кварцевых песках (Соколова…).
И.В. Замотаев (Элементарные почвообразовательные процессы, 1992) также указывает на реальную незначительность процессов внутрипочвенного сиаллитного выветривания в почвах гумидной умеренной зоны, его низкую скорость. Те глинистые минеральные массы, широко распространённые в почвах, являются либо унаследованными от почвообразующей породы или предыдущих тёплых эпох выветривания, либо есть продукты оглинивания в виде селективного биохимического растворения неслоистых силикатов и диспергации глинистосодержащих слоистых силикатов.
А.Г. Бирина (Элементарные почвообразовательные процессы, 1992) тоже дополнительно разделяет оглинивание (глинообразование в её терминологии) на два случая. Во-первых, это ЭПП трансформационного глинообразования первичных слоистых силикатов во вторичные глинистые, из-за действия ряда агентов выветривания – кислорода, воды, угольной и органических кислот. Изменяется структура минералов – так, по Гинзбургу (цит. там же), слюды биотит преобразуется в вермикулит или бейделлит, мусковит в серицит и далее в иллит. Во-вторых, это ЭПП синтеза глинистых минералов из продуктов распада первичных неслоистых минералов и аморфных оксидов. Он в общем соответствует ЭПП оглинения (сиалитизации) Герасимова и Глазовской, тогда как первый случай более повторяет предложенную ими же схему выветривания. Бирина также указывает на небольшие скорости синтеза глин в умеренном поясе; наибольшее развитие процесс получает в тропических вулканических районах.
Розанов предложил разделять оглинивание и оглинение. Оглинение, или сиаллитизация – это общий «процесс внутрипочвенного выветривания первичных алюмосиликатов с образованием и аккумуляцией in situ вторичной глины» (?). Этот процесс был разделён на два вида – метаморфическое (?) и монтмориллонитовое (?) оглинение. Метаморфическое оглинение он назвал оглиниванием (или собственно оглинением - аккумуляция глины сиаллитного состава), а монтмориллонитовое – монтмориллонитизацией (накопление вторичной глины монтмориллонитового состава) (Розанов, 1983). Механизм процесса монтмориллонитизации возможен, кроме как из-за выветривания первичных алюмосиликатов, с «ресиликацией ненабухающих сиаллитных глин при обработке их щелочными водами». Результатом процесса будет образование тяжёлых набухающих глинистых горизонтов с тёмной окраской (там же).
Далее, Бирина сочла необходимым выделить несколько процессов, связанных со существованием в почве вторичных глинистых минералов – ЭПП их трансформации и ЭПП их разрушения. Под первым она понимала трансформацию силикатов, приводящую к их изменению. Действительно, подобные процессы в почве явно будут иметь место, тогда как предыдущими исследователями они собственно не назывались. Ж. Милло (цит. там же) разделяет два вида этого процесса – деградацию и аградацию. Под деградацией понимается образование глинистых минералов с лабильной кристаллической решёткой и жёсткой структурой (что это?). Приводится ряды деградации иллитов: иллит → смешанослойный иллит-вермикулит → вермикулит → монтмориллонит (примерно этот же процесс Розанов включает в ЭПП монтмориллонитизации); хлоритов: железо-магензиальный хлорит → смешанослойные минералы → вермикулит. Среди аградационных процессов выделяются хлоритизация, иллитизация (наиболее изучены), и другие. Хлоритизация представляет собой «процесс формирования межпакетных прослоек гидроксидов Fe и Al в трёхслойных силикатах» (там же). Образуются почвенные хлориты – хлоритоподобные минералы. Иллитизация представляет собой процесс образования почвенных иллитов за счёт прочного вхождения калия в межпакетное пространство трёхслойных силикатов, к примеру монтмориллонита. Под ЭПП разрушения глинистых силикатов Бирина подразумевала процессы либо растворения минералов, либо изменения с потерей окристаллизованности и превращением в аморфные соединения. Основным механизмом действия процесса считается гидролиз минералов – растворением силикатов под действием органических кислот.
Резюмируя сказанное, можно наметить следующую схему системы и географии процессов, приводящих к образованию глинистых минералов, и обуславливающих их дальнейшую судьбу в почве.
Рис.1 Система почвенных процессов оглинения. Пунктиром обведены процессы, включаемые в один ЭПП, среди которого выделяются различные способы механизмов прохождения процесса (сплошная рамка) и виды процессов с разными результатами (точечная рамка) (?).
Следующая часть процессов связана с накоплением в почве полуторных оксидов Fe и Al, составляющих основную массу в тропических и субтропических почвах (краснозёмах и желтозёмах), и достаточно широко встречающихся и в почвах умеренного пояса.
Герасимов и Глазовская (1960) назвали ЭПП аллитизации (латеризация) почвенной массы. От выделенного ими же процесса сиаллитизации процесс отличается более глубокой степенью распада как первичных, так и вторичных алюмо и ферросиликатов. Вторичные минералы распадаются на оксиды Fe, Al и Si. Высокие температуры и периодическое иссушение приводят к образованию маловодных гидратов железа, придающих почвам кирпично-красный цвет (краснозёмы); в более влажных условиях образуются высокогидратированные оксиды ржавого цвета (желтозёмы). Содержание полуторных оксидов достигает 80-90%. Они находятся как в состоянии коллоидов, и могут образовывать и кристаллизованные вторичные минералы.
«Ферраллитизация – конечная стадия выветривания горных пород, сопровождающаяся преобразованием породообразующих силикатов и алюмосиликатов, выносом продуктов их разрушения и образованием минералов группы каолинита, окидов и гидроксидов железа и алюминия» (Дюшофур, 1970; Глазовская, 1972, и др, цит. по ЭПП, 1992). Замотаев (1992) разделяет, как и Бирина в случае процессов оглинивания, два случая процессов: 1) ферраллитизацию субстрата с породообразующими слоистыми алюмосиликатными материалами; 2) ферраллитизацию субстрата без породообразующих слоистых алюмосиликатных материалов (средних и основных интрузивных, эффузивных пород, вулканических пеплов и туфов).
Процессы метаморфизма минеральной массы
Эти процессы приводят к изменению её вещественного состава и структуры, без существенного перемещения продуктов трансформации. Среди этой группы горизонтообразующих процессов авторами Почвенного института были выделены следующие семь процессов:
Процессы железистого метаморфизма – образование и гидратация оксидов железа, образующихся при выветривании железосодержащих минералов с формированием железисто-метаморфического горизонта, бесструктурного или непрочно-комковатого, в почвах на полиминеральных песках, с гумидным климатом подзоны южной тайги – ржавозёмов.
Разновидностью процессов железистого метаморфизма являются процессы палевого метаморфизма, когда образуются железистые автохтонные плёнки из слабоокрашенных дегидратированных оксидов железа с небольшим содержанием оксалаторастворимых красящих форм. Образуется менее яркий, палевый метаморфический горизонт. Такие процессы происходят в условиях экстраконтинентального криоаридного климата, в палевых почвах Восточной Сибири.
В процессы структурного метаморфизма этой группы включены процессы структурообразования – педогенной переорганизации минеральной почвенной массы, происходящие в метаморфических горизонтах. Образуются структурно-метаморфические горизонты ореховато-комковатой и мелкоглыбистой структуры, имеющие, благодаря дополнительному ожелезнению, бурые, красновато-бурые, коричневые цвета. Такие горизонты будут широко распространены в бурозёмах, коричневых почвах, элювиально-метаморфических почвах на озёрных глинах.
Как особый случай структурного могут рассматриваться процессы криогенного метаморфизма. Это образование рассыпчатой, мелкой крупитчатой и гранулированной структуры в результате многократного промерзания и оттаивания, при наличие структуров – гидроксидов железа, гумуса. Её распространение иногда позволяет выделить особый криометаморфический горизонт в светлозёмах и криометаморфических почвах тундровой и таёжной зоны.
В подзонах южной степи и полупустынь развиваются ксерометаморфические процессы как наложение железистого метаморфизма – трансформации железа в щелочной среде, при сухом и жарком континентальном климате, с образованием малогидратных оксидов и структурного метаморфизма – образования мелкопризмовидной структуры с горизонтальной делимостью. В каштановых, бурых полупустынных почвах благодаря идущему процессу профиль дифференцируется и выделяется по гумусовым горизонтом ксерометаморфический горизонт каштанового или палево-бурого цветов.
При наличии лекговыветривающихся железосодержащих пород в почве в условиях гумидного климата идут иллювиально-метаморфические процессы. Такое сочетание наблюдается в областях современного вулканизма с морским климатом – на Камчатке и Курильских островах – охристых вулканических почвах. Происходит наложение альфегумусового процесса и процессов интенсивного железистого метаморфизма, с образованием ярко-охристых продуктов выветривания. В качестве лекговыветривающегося материала выступает тефра с большим содержанием вулканического стекла. При выветривании последней образуются алофаны и гидроксиды железа и алюминия, придающие специфический цвет и икряную структуру охристого горизонта.
Кроме того, в данную группу введены процессы гидрометаморфизма – трансформации минеральной массы почв под влиянием восстановительных условий как следствия переувлажнения. В зависимости от длительности переувлажнения и восстановительных условий авторы разделили глеевый и неглеевый метаморфизмы.
В случае длительного периода восстановительных условий и кислой среды (что может встречаться в переувлажнённых почвах гумидного климата) развивается глеевый процесс – переход железа в закисные формы, морфологически проявляющийся в сизых тонах окраски минеральной массы и образовании глеевого горизонта. Процесс наблюдается в торфяных почвах, глеезёмах, дерново-глеевых и других переувлажнённых почвах.
Неглеевый гидрометаморфизм проявляется в виде гидрометаморфического горизонта в лесостепных и степных почвах, испытывающих временное переувлажнение. В отличие от глеевого процесса, здесь идёт преобразование железосодержащих минералов в нетральной и щелочной среде, признаки оглеения не выражены. Появляются грязно-серые тона окраски.
ЭПП превращения органической части почвенной массы
Эти процессы занимают исключительно важную часть в развитии и функционировании почвы. Именно наличие и воздействие органических веществ отличает почву от других природных тел. Природное разнообразие органических веществ, их высокая реакционноспособность обуславливает сложность и огромное разнообразие происходящих реакций, и как следствие, элементарных почвообразующих процессов.
Среди этого типа процессов все исследователи выделяют два разных случая: накопление грубого органического вещества на поверхности почвы и накопление органического вещества в минеральной толще. Несмотря на единую причину процесса, их протекание приводит к образованию разных горизонтов – органических поверхностных и гумусовых минеральных. В первом из них содержится органическое вещество в грубой, слаборазложенной форме, во втором присутствует большое количество минеральной фазы, и форма пребывания органики – гумусовые вещества и органо-минеральные соединения. Рассмотрим эти две группы.
1. Процессы аккумуляции и трансформации гумусовых органических веществ.
Процесс образования гумуса, гумусовых горизонтов в почве (выделение гумусированной части) назывался ещё и до Докучаева (в русской литературе как процесс гниения). Как гумусообразовательный процесс он ещё назывался Неуструевым, но конкретного написания не получил. Попытался объяснить механизм и стадийность процесса Захаров, назвав его гумификацией. Им были выделены стадии – разложение органических остатков, механическое измельчение и растворение, минерализацию, собственно гумификацию (образование гумусовых соединений), гумофиксацию (закрепление гумусовых веществ и аккумуляцию зольных элементов. Герасимов и Глазовская назвали этот процесс гумусонакоплением.
Кроме того, в процессах аккумуляции и трансформации гумуса выделенные разные типы с определённым характером накопления и преобразования гумусовых веществ – процессы формирования серогумусовых, светлогумусовых, темногумусовых, перегнойно-темногумусовых и криогумусовых аккумуляций.
Серогумусовые аккумуляции образуются в условиях холодного и умеренно-тёплого климата, под смешанными и широколиственными лесами в дерново-подзолистых, альфегумусовых, аллювиальных и некоторых других почв. Почвы отличаются кислой реакцией и большой степенью ненасыщенности основаниями. Гумус имеет фульватный состав, содержание до 4-8%, что и даёт серый цвет органо-минеральным комплексам. Этот процесс приводит к образованию дерновых и гумусово-элювиальных горизонтов, а также к небольшому накопления в подзолистых горизонтах, диагностируемому по серому оттенку.
Светлогумусовые аккумуляции формируются в светлогумусовых, каштановых, солонцах и некоторых других почвах полупустынь и сухих степей с аридным климатом. Реакция почв слабо- и щелочная, почвы насыщены основаниями. Количество фульво- и гуминовых кислот примерно равно (Сгк/Сфк ≈ 1). При накоплении светлого гумуса до 2% образуется ксерогумусовый, выше 2% - светлогумусовый горизонты.
Процессы накопления тёмного гумуса идут в семиаридных и семигумидных ландшафтах степной и широколиственной зон в чернозёмах, тёмногумусовых почвах, тёмногумусовых солонцах и солодях, тёмно-серых лесных, аллювиальных и других почвах этих зон. Почвы насыщены основаниями, реакция изменяется от нейтральной до слабощелочной. В результате образуется гумус с преобладанием гуминовых кислот, который окрашивает почвенную массу в темно-серые цвета. Горизонты с накоплением такого гумуса выше 5-6% являются тёмногумусовыми.
Перегнойно-тёмногумусовые аккумуляции формируются в горных условиях, под альпийскими лугами. Отличительной их особенностью является накопление в почвенной массе кроме гумусовых веществ разного группового состава ещё и среднеразложившихся органических остатков – перегноя, что придаёт перегнойно-тёмногумусовуму горизонту темный цвет, почти до чёрного. Этот горизонт наблюдается в одноимённых почвах.
Перегнойно-темногумусовые почвы обычно занимают наибольшие площади в высокогорьях на абсолютных высотах 1500 – 3500 км. Они формируются на массивно-кристаллических материнских породах магматического и метаморфического происхождения (граниты, гнейсы, сланцы); некарбонатных плотных осадочных и (песчаниках и алевритов) и карбонатных плотных осадочных (известняки, доломиты и мергели). Почвы в основном каменисты (скелетны), что обеспечивает хороший дренаж и преобладание окислительных условий. По данным исследований Э.Н. Молчанова и А.Э Молчанова [], в них идёт интенсивное накопление гумуса типа модер, включающего большое количество слабо и среднеразложившихся органических остатков. Гумусовые вещества и илистые частицы, несмотря на интенсивный промывной режим и кислую реакцию, слабо выносятся по профилю, благодаря закреплению биогенно накопляемыми элементами и коагуляцией глины полуторными окислами. (?)
Процессы аккумуляции и преобразования грубого органического вещества.
Эти процессы идут в ландшафтах с замедленной, из-за гидротермического режима, скоростью разложения и гумификации органических остатков. Образующиеся при этом аккумуляции практически не связаны с минеральной частью почвы, как это наблюдается в случае накопления гумуса, а могут лишь создавать механическую смесь. Результатом процессов этого вида становятся органические горизонты, образующиеся на поверхности почвы. При этом авторы, видимо, не рассматривают поверхностные горизонты подстилки – степной войлок, лесной опад и ветошь, т.к. процессы их образования очевидны и не требуют подробного рассмотрения. Имеются в виду более мощные, специфические горизонты, такие как торф, перегнойный горизонт и др. Различие процессов в этой группе обусловлено разным режимом температуры и влажности (а, следовательно, и степенью разложенности), а также флористическим составом биоценозов, образующих эти аккумуляции.
Процессы накопления грубого гумуса обусловлены холодным гумидным и семигумидным климатом континентального типа, таёжной или тундровой растительностью с мохово-кустарничковым напочвенным покровом. Образуется грубогумусовый горизонт – механическая смесь грубого органического вещества (15-35% в горизонте) и минеральной массы почвы темно-бурого и тёмно-коричневых цветов. Встречается в почвах типа ржавозёмов, литозёмов и криометаморфических почв.
Перегнойные аккумуляции формируются в условиях переувлажнения, поверхностного или грунтового, и широком диапазоне температурного режима. Горизонт характеризуется высокой, более 50%, степенью разложенности органического вещества (до мажущейся массы чёрного цвета) содержанием более 25% от массы почвы. Является типичным для разных типов перегнойных почв.
Наиболее часто в почвах России из данных группы процессов можно наблюдать процессы торфообразования. Торф (субстанция с содержанием органического вещества более 35 % и степенью разложенности менее 50%) накапливается в условиях, препятствующих разложению. Лимитирующими микробиологическую активность факторами может служить состав органического вещества, трудно поддающийся разложению, длительное переувлажнение и недостаток тепла. В отличающихся условиях увлажнения и с разными видами растений результат процесса торфообразования тоже различен. В.Д. Тонконогов и др. выделили несколько видов процессов:
Торфяные аккумуляции широко распространены в тундрах, таёжных ландшафтах с холодным, ограничивающим процессы гумификации гумидном климате. Они наблюдаются в подстилочно-торфяном горизонте, не испытывающим постоянного переувлажнения; при постоянном переувлажнении может образоваться торфяный горизонт (мощностью 10-50 см). Эти горизонты наблюдаются в профилях тундровых, подзолистых, подзолах, подбу<
|
|
|
