 |
Генетическое и экологическое значение скелетности почв
|
|
|
|
Скелетные (каменистые и щебнистые) почвы, как правило, свидетельствуют о молодости в развитии почвенного покрова территории, о сравнительно недавних процессах разрушения предшествующих почвенных масс в результате различных экзогенных процессов (эрозия, дефляция, оползни и т. д.), об отсутствии накопления мелкоземлистых осадков. Более сухой и холодный климат, а также горный и пересеченный рельеф благоприятствуют развитию почвенного покрова со скелетными почвами.
Галечниковый скелет морского и речного происхождения может иметь как современный, так и древний возраст. Ледниковые валуны с очень большой натяжкой можно отнести к скелету почвы.
Скелетные почвы представлены зональными неполноразвитыми подтипами черноземов, серых и бурых лесных, коричневых почв, желтозёмов и др. Наиболее часто скелетны интразональные перегнойно-карбонатные почвы, а также гидроморфные почвы горных долин и приморских террас. Скелет почвы может иметь различное происхождение: известняковый, мергелистый, гранитный, сланцевый, кварцитовый, галечниковый и т. д. Это придает почвам особую экологическую специфику. Например, кварцитовый, гранитный и галечниковый скелеты можно четко определять как балластные наполнения почвенной массы, а обломки мергеля и глинистых сланцев участвуют в биологическом круговороте химических элементов.
Увеличение количества скелета в почве приводит к уменьшению содержания мелкозема, снижает запас питательных веществ и продуктивной влаги. Возрастание скелета равносильно снижению мощности корнеобитаемого слоя и соответственно снижению плодородия. Особо следует подчеркнуть относительно большую сухость каменистых почв.
|
|
|
При характеристике каменистости почв учитывается:
1. почва некаменистая – каменистого материала < 0,5%; почва в отношении обработки считается нормальной;
2. почва слабокаменистая – каменистого материала 0,5-5,0%; при условии, что этот материал представлен мелким щебнем или галькой, почва обрабатывается нормально, но при этом будет наблюдаться ускоренный износ рабочих поверхностей орудий обработки, особенно лемехов;
3. почва среднекаменистая – каменистого материала 5,0-10,0%; для нормальной обработки почвы необходимо вычесывание крупного каменистого материала;
4. почва сильнокаменистая – каменистого материала > 10%; для возделывания однолетних культур требуются тяжелые мелиорации по выбору и удалению каменистого материала с поля.
Во всех случаях окатанный каменистый материал при обработке почвы менее вредоносен, нежели щебнистый.
В названиях почв каменистость отмечается как фон гранулометрического состава (почвы суглинистые слабокаменистые или глинистые среднекаменистые и т. д.).
Характерна высокая зависимость между урожайностью зерновых культур и каменистостью почв. Уровень плодородия изменяется: некаменистые почвы – 1,0; слабокаменистые – 0,8; среднекаменистые – 0,6; сильнокаменистые – 0,5.
Скелетность почв не всегда оценивается как фактор неблагоприятный. Особо следует отметить виноградную лозу. Виноград, благодаря способности корней использовать трещиноватость и полости в твердых породах, глубоко проникает в их массу. Поэтому виноград как культурное растение обладает уникальной способностью давать удовлетворительный урожай на маломощных сильнокаменистых почвах, которые для других культур считаются бросовыми, слишком сухими. При этом получается продукция исключительно высокого качества. Такие плантации винограда наблюдаются в районе Новороссийска и Геленджика. Здесь, камни, уменьшая количество мелкозема в почве, снижают в некоторой степени ее плодородие (продуктивность виноградников снижается лишь при содержании мелкозема в корнеобитаемой толще менее 40% от веса), но обломки горных пород представляют собой постоянный запас питательных веществ. Корневая система виноградной лозы в каменистых щебенчатых почвах развивается свободно, почва постоянно обогащается питательными веществами в результате выветривания скелета, что делает виноградную лозу на них долговечной, устойчивой и продуктивной. Лучшие по качеству продукции виноградники расположены на каменистых почвах. Имеет значение и размер каменистых включений. В одних и тех же климатических условиях урожайность виноградной лозы на почвах мелкоскелетных (хрящеватых) выше, чем на крупноскелетных (камни, гравий) при одинаковом объеме скелета.
|
|
|
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СОСТАВ МИНЕРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПОЧВ
Первичные минералы почв
Первичные минералы – основная группа веществ почвы и коры выветривания, являющихся исходным материалом для образования тонкодисперсных вторичных минералов. Эта потенциальная часть почвы неустойчива в условиях зоны гипергенеза.
Первичные минералы почти целиком сосредоточены в гранулометрических фракциях размером более 0,001 мм. Это определяется исходными размерами минеральных зерен в плотных породах, а также максимальными пределами их дробления при механических и температурных воздействиях.
По соотношению содержания главнейших групп породообразующих минералов рыхлые почвообразующие породы (и соответственно формирующиеся на них почвы) существенно отличаются от плотных пород. Обусловлено это тем, что рыхлые почвообразующие породы представляют собой продукт многократного переотложения и длительного изменения материала плотных пород под действием физических, химических и биологических агентов, что приводит к относительному накоплению более устойчивых к выветриванию минералов, и прежде всего кварца. В свою очередь, в зависимости от гранулометрии рыхлых почвообразующих пород участие первичных минералов в формировании их состава весьма различно: первичные минералы составляют 90-98% массы мелкозема песков, 50-80% суглинков и 10-12% глин.
|
|
|
В почвах и почвообразующих породах наиболее распространены следующие группы первичных минералов.
Полевые шпаты (алюмосиликаты) – большая группа широко распространенных и относительно устойчивых к выветриванию минералов. Они составляют около 60% массы земной коры, а в почвах их около 10-15%. Типичные представители полевых шпатов: ортоклаз – KAlSi3О8, альбит – NaAlSi3О8, анортит – CaAlSi2О8 и плагиоклазы как изоморфные смеси альбита и анортита.
Силикаты в литосфере содержатся в количестве около 20%: оливин – (Mg,Fe)SiО4, авгит – Ca(Mg,Fe)Si2О6, роговая обманка – MgSiО3 и др.
Кварц (SiО2) – один их наиболее распространенных минералов многих магматических пород, осадочных отложений и почв. Преобладание кварцевых минералов в почвах обусловливает их низкое плодородие.
Слюды (3% от общего объема пород) являются важнейшими источниками питания растений калием, так как разрушаются сравнительно быстро. В числе слюд отмечаются мусковит – KH2Al3(SiО4)3 и биотит – KH2(Mg Fe)3Al(SiО4)3.
Апатит – очень прочный минерал изверженых пород, в состав которого входят фосфор, кальций, фтор, хлор – 3Ca3P2О8 и Ca(F,Cl)2. Апатит – главнейший первоисточник фосфора в биосфере.
В изверженных породах установлено более 1000 различных минералов. Одни из них очень устойчивы, долго сохраняются в почвах и почвообразующих породах, давая возможность судить о длительности почвообразования. Это минералы группы эпидота, дистена, андалузита, граната, а также ставролит, циркон, турмалин. Доминирующими минералами, имеющими важное значение в почвообразовании, как считает В.А. Ковда, являются кварц, полевые шпаты, оливины, пироксены, амфиболы, слюды, апатит, роговые обманки.
Преобразование первичных минералов в почвах и корах выветривания сопровождается образованием различных растворов, золей и гелей кремнезема, силикатов, окислов железа, алюминия, а также формированием вторичных глинистых алюмосиликатов, поступление в почвенные растворы простых солей.
В природе (в почвах, почвообразующих породах, в литосфере) первичные минералы встречаются в составе массивно-кристаллических, метаморфических и осадочных пород и эти породы представляются как ассоциации минералов. Широкое распространение в почвах и осадочных рыхлых отложениях имеют индивидуальные кристаллы первичных минералов. Таким образом, в почвах первичные минералы наблюдаются как в обломках (зернах) горных пород, так и в отдельно разобщенном состоянии. Обломки пород приурочены к крупнопесчаным и гравелистым фракциям гранулометрического состава, а индивидуальные минералы входят в состав тонкого песка и пыли.
|
|
|
Вторичные минералы почв
К вторичным минералам относятся глинистые минералы, минералы оксидов кремния, железа, алюминия и марганца, а также минералы простых солей.
Глинистые минералы составляют основную часть вторичных минералов. Названы они так в связи с тем, что преимущественно определяют минералогический состав глин. Важнейшая роль глинистых минералов состоит в том, что в силу присущей им поглотительной способности они определяют емкость поглощения почв и наряду с гумусом являются основным источником поступления минеральных элементов в растения.
Глинистые минералы являются вторичными алюмосиликатами с общей химической формулой nSiО2Al2О3 и mН2О и характерным молярным отношением SiО2: А12О3, изменяющимся в пределах от 2 до 5.
Глинистые минералы образуются путем постепенного изменения первичных минералов в процессе выветривания и почвообразования, а также могут образоваться биогенным путем из продуктов минерализации растительных остатков.
К наиболее распространенным глинистым минералам относятся минералы групп монтмориллонита, каолинита, гидрослюд, хлоритов, смешаннослоистых минералов.
Глинистым минералам присущи общие свойства: слоистое кристаллическое строение, высокая дисперсность, поглотительная способность, наличие в них химически связанной воды. Однако каждая группа минералов имеет специфические свойства и значение в плодородии. Велика их роль в создании физических свойств, структуры и порозности почвы, водопроницаемости и влагоемкости.
Монтмориллонит, бейделит, нонтронит – группа трехслойных минералов с набухающей решеткой. Монтмориллонит и бейделит встречаются в почве самостоятельно и в смешаннослойных образованиях с гидрослюдами, хлоритами, вермикулитами. Нонтронит по химическому составу отличается повышенным содержанием железа. Монтмориллонит и бейделит весьма сходны. Различия в том, что в бейделите часть кремния замещена на алюминий, поэтому соотношение SiО2: А12О3 равно трем, вместо четырех в монтмориллоните. Соотношение групп атомов в минералах: монтмориллонит – (Al, Mg)2 (ОН)2 [Si4O10] un H2O, бейделит – (К, Na, Н3О) А12(ОН)2 [А1 Si3O10] un Н2О, нонтронит – Fe2(OH)2 [Si4O10] un Н2О.
|
|
|
Между пакетами трехслойной структуры монтмориллонитовых минералов находятся молекулы воды и обменные катионы, определяющие особенности отдельных минералов группы. Межпакетные расстояния могут изменяться. В связи с этим для монтмориллонита характерно сильное набухание с увеличением объема в 1,5-3 раза и связанная с этим жирность, липкость, вязкость, высокая пластичность и гигроскопичность. Цвет монтмориллонита белый с сероватым, буроватым, красноватым оттенками и зеленый. Нонтронит – зеленовато-желтый, зеленоватый, буровато-зеленый.
Отличительная черта монтмориллонитовых минералов – высокая поглотительная способность в отношении обменных катионов и в отношении загрязняющих веществ. Средние величины катионного обмена 80-120 м.-экв. на 100 г. С гуминовыми кислотами монтмориллонит образует прочные темноокрашенные (серые и черные) комплексы.
Вермикулиты по химическому составу близки к магниевым алюмосиликатам. Вермикулит – (Mg, Fe+2, Fe+3)3 (ОН)2 [(Al, Si)10) и 4H2О, нонтронит – Fe2(OH)2 [Si4O10] un H2О. По структуре они сходны с монтмориллонитом и гидрослюдами. Цвет минерала бурый, желтовато-бурый, золотисто-желтый; иногда наблюдаются зеленоватые оттенки. Вермикулиты обладают высокой способностью к набуханию. Емкость поглощения катионов около 100 м.-экв на 100 г.
Группа каолинита – каолинит, диккит, накрит имеют следующее строение: А12(ОН)4 [Si2О5]. Наиболее распространенным является каолинит. Кристаллическая структура этих минералов состоит из двухслойных пакетов. Отдельные чешуйки каолинита бесцветны, а сплошные массы белые. Каолинит не набухает, так как доступ воды в межпакетное пространство затруднен из-за сильной связи между пакетами. Расстояние между пакетами не изменяется. Каолинит не содержит щелочных и мало содержит щелочноземельных оснований. Дисперсность его высокая, он свободно мигрирует в суспензиях. Емкость поглощения 10-20 м.-экв на 100 г. Каолинит набухает слабо, имеет небольшую липкость, связность и гидрофильность.
Галлуазит встречается в виде гелеподобных полуматовых масс. Цвет галлуазита белый, часто с желтоватым, красноватым и голубоватым оттенками. По свойствам близок к каолиниту, но более гидратирован и имеет расширяющуюся кристаллическую решетку. Емкость поглощения 25-30 м.-экв на 100 г.
Гидрослюды (иллит). К группе гидрослюд относятся гидратированные формы слоистых минералов с морфологически чешуйчатым строением:
Гидробиотит – (К, H3O)(Mg, Fe)3 (ОН)2 [(Al, Si)4O10] и nН2О,
Гидромусковит – (К, Н3О) Al2 (ОН)2 [(Al, Si)4O10] и nН2О,
Глауконит – K(Fe+3, Al, Fe+2, Mg)2 (OH)2 [Al, Si3O10] и nН2О,
Гидробиотит и гидромусковит золотисто-желтого, серебряного и белого цвета. Глауконит – зеленый различных оттенков. Структура гидрослюд подобна монтмориллониту. Они относятся к трехслойным минералам с многочисленными изоморфными замещениями. В отличие от монтмориллонита связь между пакетами прочная, и вода в них не проникает. Гидрослюды – важный источник калия для растений. Обменный калий находится на краях кристаллической решетки. Гидрослюды не набухают. Емкость поглощения 40 м.-экв на 100 г. Гидрофильность, липкость, связность, набухание значительно меньше, чем у монтмориллонита.
Хлориты. К группе хлоритов относится большое количество минералов, которые по целому ряду свойств близки к слюдам. Кристаллическая решетка хлоритов состоит из четырех слоев. В связи с тем, что хлориты представлены слоями различных минералов, их можно отнести к смешаннослоистым минералам с правильным чередованием слоев. Решетка хлоритов не набухающая, стабильная. Хлориты имеют зеленый цвет различных оттенков.
Минералы гидроокисей и окисей кремния, алюминия, железа, марганца, образующиеся в аморфной форме при выветривании первичных минералов в виде гидратированных высокомолекулярных гелей и постепенно подвергающиеся дегидратации и кристаллизации с образованием окисей и гидроокисей кристаллической структуры. Кристаллизации способствуют высокая температура, замерзание, высушивание, окислительные условия почвы.
Гидроокись кремния (SiО2 и nН2О) по мере старения переходит в твердый гель – опал (SiО2 и nН2О) с содержанием воды от 2 до 30%, затем, теряя воду, в кристаллические формы халцедона и кварца SiО2. Гидроокись марганца кристаллизуется в виде минерала пиролюзита МnO2, псиломелана mMnO и МnO2и nН2O.
Гидраты полутораокисей (AI2O3 и nН2O, Fe2O3 и nН2O), кристаллизуясь, образуют вторичные минералы: бемит А12О3 и Н2O, гидраргилит (гиббсит) А12O3 ЗН2O или А1(ОН)3, гематит Fe2O3, гетит Fe2O3 и Н2O, гидрогетит Fe2O3 и ЗН2O. Эти минералы встречаются в небольших количествах во многих почвах. Гетита и гиббсита много в ферраллитных почвах. Эти минералы могут обволакивать пленками агрегатные скопления глинистых минералов, а также встречаться в виде конкреций. Поглотительной способностью, липкостью, набуханием практически не обладают.
Встречаются в почвах цеолиты. Эта группа своеобразных минералов щелочных и щелочноземельных алюмосиликатов. Цеолиты образуются в разных условиях при разной реакции среды: в пресноводных и соленых озерах, лагунах. При подъеме дна водоема на поверхность цеолиты остаются в почве как унаследованные от породы.
Каркасная решетка цеолитов характеризуется большим количеством пор, полостей и каналов, что определяет их высокую поглотительную способность. Часто цеолиты используются в тепличных хозяйствах.
Минералы простых солей образуются при выветривании первичных минералов, а также в результате почвообразовательного процесса. К таким солям относятся кальцит СаСО3, магнезит MgCO3, доломит [Са, Mg](CO3)2, сода Na2CO3 и 10Н2O, гипс CaSO4 и 2Н2O, мирабилит Na2SO4 и 10Н2O, галит NaCl, фосфаты, нитраты и др. Эти минералы способны накапливаться в почвах в больших количествах в условиях сухого климата. Качественный и количественный состав их определяет степень и характер засоления почв.
|
|
|
