Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год)

занятые водой и воздухом; средние поры в комках - ячейки,

канальцы, которые при увлажнении наполняются водой, а после

высыхания - воздухом; капиллярные поры на стыке комков,

большей частью заполненные водой в естественных условиях;

крупные поры между комками, почти всегда заполненные возду-

хом (в незатопленных почвах).

Стенки пор могут быть построены из различного почвенного

материала: неизменной основы, зерен скелета, плазменного ма-

териала (глинистое вещество, гумус, гидроксиды и т. д.), солей,

осажденных из растворов на стенке в поре или выделенных в

пору основой.

Обычно в каждом элементарном объеме почвы имеется ком-

бинация пор всех форм, размеров и генезиса, дающая в целом

очень сложную суммарную характеристику общей порозности.

1.10. Микросложение почв

Под микросложением почв (микростроение по Е. И. Парфе-

новой и Е. А. Яриловой, 1977) понимается то сложение почвен-

ного материала, характеристическое для разных почвообразую-

щих пород, почв и специфических почвенных горизонтов, кото-

рое наблюдается с помощью микроскопа в тонких шлифах

почв ненарушенного строения Обычно это сложение почвенных

агрегатов, включая особенности их поверхности. Микросложение

почв изучается в разделе почвоведения - микроморфологии почв.

Развитие микроморфологии почв как раздела почвоведения

связано с именем австрийского почвоведа Вальтера Кубиены,

опубликовавшего в 1938 г. книгу «Микропочвоведение», где он

систематически изложил новые представления о микросложении

почв и ввел соответствующую терминологию. Большой вклад в

развитие микроморфологии почв внесли И. И. Феофарова,

Е. И. Парфенова, Е. А. Ярилова, Н. Г. Минашина, Г. Альтемюл-

лер, А. И. Ромашкевич, Р. Брюэр, А Йонгериус, В. В. Добро-

вольский, Г. В. Добровольский, С. А Шоба, М И. Герасимова.

Микросложение почвы в принципе повторяет ее макросложе-

ние, однако имеет и некоторые специфические особенности, не

видимые невооруженным глазом. Это та же структурная много-

фазная система, основа которой или матрица представлена твер-

дой фазой почвы, включающей почвенную плазму и зерна ске-

лета.

Матрица почвы - это ее каркас, состоящий из твердых час-

тиц почвы или их микроагрегатов с пустотами (порами) между

ними. Представление о почвенной матрице, плазме и скелете,

резко различающихся по своей роли в почвообразовании, было

введено В. Кубиеной

(1938).

Плазма почвенного материала - это та его часть, которая

способна к перемещению, реорганизации и (или) концентрации

в процессе почвообразования; она включает весь материал кол-

лоидного размера, минеральный или органический, и относитель-

но растворимый мате-

риал, не связанный в

зернах скелета. Часто

используемыми синони-

мами понятия «плазма»

являются

«тонкодис-

персная часть (масса)

почвы» и «глинистая

масса». Плазма почвы

представлена в основ-

ном глинистыми мине-

ралами, свободными по-

луторными оксидами,

гумусом.

Скелетные

зерна

почвенного материа-

ла - это индивидуаль-

ные зерна, исключая

Рис.

6. Микросложение почвы, наблюдае-

морфологически выра-

мое под микроскопом в шлифе ненарушен-

женные отдельности но-

ного строения:

вообразований (см. ни-

1 - плазма, 2 - зерна скелета, 3 - поры, 4 -

микроконкреция

же), относительно ус-

тойчивые и нелегко пе-

ремещаемые, концентрируемые или реорганизуемые в процессе

почвообразования; они включают минеральные зерна и устойчивые

кремниевые либо органические компоненты (элементарные поч-

венные частицы) крупнее коллоидного размера.

Таким образом, микросложение почвы - это пространствен-

ное соотношение (форма, размеры, расположение) матрицы,

включающей скелет, плазму и поры, и почвенных микроновообра-

зований (рис. 6).

Для большинства почв характерна микрозональность сложе-

ния: неоднородность окраски всей почвенной массы или отдель-

ных ее частей, различия в агрегированности, зоны повышенной

или пониженной концентрации тех или иных компонентов, раз-

личия в соотношении между скелетом, плазмой и новообразо-

ваниями. Микрозональность может проявиться и по какому-то

одному компоненту, например по гумусу, соединениями железа,

гипсу, кальциту, солевым выделениям. Согласно А. И. Ромашке-

вич и М. И. Герасимовой

(1982), можно выделить следующие

проявления микрозональности в микросложении почв.

1. Микрозональность в распределении оксидов и гидроксидов

железа, проявляющаяся как при автоморфном почвообразовании

на породах с неоднородным распределением железосодержащих

минералов, так и, особенно, при гидроморфном почвообразовании

при оглеении и псевдооглеении, в результате которых имеет место

сегрегация соединений железа.

2. Микрозональность в распределении глинистого вещества,

часто унаследуемая от осадочных почвообразующих пород или

появляющаяся при неоднородном распределении в исходных

породах легковыветривающихся минералов. Обычным случаем

такой микрозональности служит образование натеков тонкодис-

персного материала в иллювиальных горизонтах.

3. Микрозональность по гумусу наблюдается в большинстве

почв, отражая локальную концентрацию органических остатков

в почве на разных стадиях гумификации. Она может быть свя-

зана с наличием в почве копролитов (экскрементов почвенной

фауны).

4. Микрозональность, связанная с миграцией солей в порах:

максимальная концентрация солей на стенках пор и минималь-

ная внутри микроагрегатов.

5. Микрозональность переорганизации почвенной массы, свя-

занная обычно с изменением условий почвообразования, часто

при антропогенных воздействиях.

Микрозональность в почвах четко выражена и с точки зрения

биологической активности, что объясняется локализацией жи-

вого вещества в почвах - корневых систем растений, ходов и

жилищ почвенной фауны и особенно колоний микроорганизмов.

Последние концентрируются на стенках пор, на гумусовых сгуст-

ках, на частицах разлагающихся растительных и животных ос-

татков, адсорбируются на поверхности глинистых минералов.

Микрозональность сложения почвы формируется уже на са-

мых начальных стадиях почвообразования на скальных горных

породах, поскольку преобразование породы в почву происходит

не фронтально, а по микрозонам. На осадочных породах на

начальных этапах почвообразования происходит микрозональная

переориентация глинистого вещества.

В общем можно сказать, что чем моложе почва, тем более

контрастно выражена в ней микрозональность сложения. С раз-

витием почвообразования имеет место гомогенизация почвенного

материала и его микросложения. Однако на этот общий про-

цесс гомогенизации накладываются частные почвенные процессы,

приводящие к новой микрозональности. Даже в наиболее гомо-

генных гумусовых горизонтах А черноземов наблюдается микро-

зональность в формах выделения гумуса, степени гумусирован-

ности, характере ориентации глинистого вещества. На стадии

развитого почвообразования таким образом приобретенная при

первичном почвообразовании микрозональность может сохра-

ниться, уменьшиться вплоть до исчезновения или, наоборот, уси-

литься, либо приобрести новый характер.

Следующий пример микрозональности в профиле дерново-

подзолистой глееватой почвы дает представление об общем ха-

рактере микрозональности почв:

в горизонте А - микрозоны гумусонакопления с концентра-

цией сгустков органического вещества; элювиальные микрозоны,

отмытые от тонкодисперсного материала;

в горизонте Е - элювиальные микрозоны, отмытые от тонко-

дисперсного материала; микрозоны иллювиирования с натеками

глинистого материала, особенно обильные в нижней части; мик-

розоны сегрегации железистых соединений;

в горизонте В - микрозоны, сохранившие сложение материн-

ской породы; микрозоны иллювиирования с натеками глинистого

материала; элювиальные микрозоны, отмытые от тонкодисперс-

ного материала;

в горизонте Bg - микрозоны горизонта В плюс четко выра-

женные микрозоны концентрации гидроксидов железа (микро-

зоны окисления) и микрозоны осветления (микрозоны восстанов-

ления).

А. И. Ромашкевич и М. И. Герасимова (1982) привели при-

мер микрозонального горизонта АЕ серой лесной почвы, в ко-

тором выделяются следующие микроучастки: 1) вымывания тон-

кодисперсного материала;

2) вмывания тонкодисперсного ма-

териала; 3) аккумулятивные со значительным количеством гли-

нисто-гумусовых образований; 4) стяжения гидроксидов железа

в виде микроконкреций и диффузных колец-оболочек.

Микрозональность сложения почв имеет крайне важное зна-

чение для их плодородия, ибо с ней связаны процессы корневого

питания растений. Соответственно, задача земледельца - до-

биться как можно более гомогенного корнеобитаемого слоя для

культурных растений.

При рассмотрении микросложения почв основное внимание

обращается на взаимное расположение скелета, плазмы и пор

в матрице. По этому показателю В. Кубиена

(1938) и затем

Р. Брюэр (1964) выделили 4 типа «основной структуры» почвы,

а Е. И. Парфенова и Е. А. Ярилова (1977) -7 типов «Элемен-

тарного микростроения» (рис. 7).

Песчаное (гранулярное) - в шлифах видны соприкасающие-

ся или близко расположенные зерна скелета крупнее 0,1 мм;

плазма отсутствует или ее очень мало, в виде пленок на мине-

ральных зернах или в небольшом количестве между зернами;

характерны поры упаковки (зернистая основная структура по

Кубиене - Брюэру) (рис. 7, а).

П лазменно-песчаное (агломератное) - рыхло расположен-

ные песчаные зерна крупнее 0,1 мм, между которыми находит-

ся скоагулированная плазма в виде сгустков (агломероплазмо-

вая основная структура по Кубиене - Брюэру) (рис.

7, б).

Песчано-пылеватое - песчаные зерна крупнее 0,1 мм беспоря-

дочно расположены в плотной пылеватой массе с малым коли-

чеством плазмы (рис. 7, в).

Песчано-плазменное (порфировидное)

- характеризуется

присутствием материала в основном двух размерных категорий:

плазмы (часто глинистой или включающей пылеватые частицы),

которая может быть как неагрегированной, так и агрегирован-

ной, и рассеянных в ней песчаных зерен крупнее 0,1 мм (пор-

фироскелетная основная структура по Кубиене - Брюэру)

(рис. 7, г).

Плазменно-пылеватое - скелет состоит в основном из зерен

Рис

7 Схемы типов элементарного микростроения почвы (типы матрицы микро-

сложения)

а - песчаное (гранулярное), б - плазменно песчаное (агломератное), в - песчано пыле¬

ватое, г - песчано-плазменное (порфировидное), д - плазменно-пылеватое е - пылевато-

плазменное, ж - плазменное, 1 - песчаные зерна скелета, 2 - пылеватые зерна скелета

пылеватая масса, 3 - плазма, 4 - поры

размера пыли

(0,05-0,005 мм), густо расположенных в плазме;

возможны вкрапления песчаных зерен; плазма бывает агрегиро-

ванной и неагрегированной (рис

7, д)

Пылевато-плазменное - зерна скелета размера пыли

(0,05-

0,005 мм) редко рассеяны в агрегированной или неагрегирован-

ной (плотной) плазме (рис. 7, е)

Плазменное - скелет почти полностью отсутствует или его

может быть очень мало; плазма преимущественно плотная

(рис. 7, ж)

В понятие элементарного микростроения почвы включается

также характер агрегированности материала Соответственно вы-

деляется несколько типов микроструктур почвы поровая микро-

структура с изолированными порами; губчатая, с обособленными

агрегатами; микроструктура растрескивания с изолированными

трещинами, с редкими пересекающимися трещинами, с обособ-

ленными блоками; неагрегированная масса без пор и трещин.

Характеристическим для разных типов почв и почвенных

горизонтов служит также строение тонкодисперсного материа-

ла - плазмы. При этом введено понятие о псевдокристалле как

агрегате глинистых частиц, под которым понимается объедине-

ние или ориентация групп глинистых частиц под влиянием сил

притяжения водных пленок на их поверхности. Псевдокристаллы

обнаруживают оптические свойства, как и индивидуальные

кристаллы.

В почвах обычно встречаются две формы глинистых псевдо-

кристаллов: чешуйка и волоконце, различие между которыми

сводится к степени удлиненности по одной из осей. Встречается

иногда и зернистая форма псевдокристаллов в виде разного раз-

мера овальных образований.

Типы микростроения плазмы создаются ориентацией псевдо-

кристаллов глинистой массы, среди которых выделяются чешуй-

чатое, спутанно-волокнистое или спутанно-полосчатое, перекрест-

но-волокнистое, параллельное, кольцевое и натечное (Т. Д. Мо-

розова, 1965) либо чешуйчатое (тонкочешуйчатое, крупночешуй-

чатое, рыхлочешуйчатое, связночешуйчатое), волокнистое (беспо-

рядочно-волокнистое, параллельно-волокнистое, перпендикуляр-

но-волокнистое или сетчатое, спутанно-волокнистое) и зернистое

строение (А. И. Ромашкевич и М. И. Герасимова, 1982).

Глинистые частицы обладают ярко выраженной способностью

ориентироваться определенным образом в отношении друг друга,

что и приводит к образованию их агрегатов (псевдокристаллов),

создающих то или иное микростроение почвенной плазмы. Такие

образования в почвах получили название ориентированных или

оптически ориентированных глин.

Плазма, состоящая преимущественно из органических (гуму-

совых) веществ или гумусо-минеральных комплексов, также имеет

специфические особенности строения, типология которых детально

разработана в микроморфологии почв.

В микроморфологии органического вещества почвы выде-

ляются следующие компоненты: 1) растительные остатки разной

степени разложения; 2) аморфный гумус - хлопьевидные сгуст-

ки; 3) гумоны - округлые полупрозрачные и непрозрачные плот-

ные тела с более или менее четкими границами размером 5-

8 мк; 4) тонкодисперсный подвижный гумус в виде темно-бурых

полос или натеков; 5) гумусо-глинистая плазма плотного строе-

ния.

1.11. Новообразования в почве

Под новообразованиями в почвах понимаются морфологи-

чески оформленные выделения и скопления вещества в почвен-

ном материале, отличающиеся от вмещающего их почвенного

материала по составу и сложению и являющиеся следствием

3~817

почвообразовательного процесса. Новообразования могут нахо-

диться как внутри почвенных агрегатов (структурных отдель¬

ностей), так и на их поверхности или между ними в порах и

трещинах.

Характеристика почвенных новообразований была разработа-

на С. А. Захаровым

(1930) и затем постепенно дополнялась

Р. Брюэром

(1964), А. В. Македоновым

(1966), В. А. Ковдой

(1973), Б. Г. Розановым

(1976,

1983). С одной стороны, почвен-

ные новообразования, включая их макро-, мезо- и микроформы,

классифицируются но составу, с другой - по форме. Были по-

пытки классифицировать почвенные новообразования и по их

происхождению.

Первую систематику макроформ почвенных новообразований

дал С. А. Захаров (1930), разделивший их на две большие груп-

пы: химического и биологического происхождения. К первой

группе им были отнесены налеты, выцветы, примазки, натеки,

корочки, прожилки, трубочки, конкреции, стяжения, прослойки,

состоящие из легкорастворимых солей, гипса, карбоната каль-

ция, полуторных оксидов, соединений железа (II), кремнезема,

гумусовых веществ. Ко второй группе он отнес червороины, коп¬

ролиты, дендриты, кротовины, корневины.

Весьма полная морфологическая система почвенных новооб-

разований, включая микроформы, была предложена Р. Брюэ-

ром (1964), который выделил следующие их виды.

Кутаны - изменения текстуры или сложения на природных

поверхностях в почвенном материале вследствие концентрации

каких-либо компонентов почвы либо модификации плазмы in

situ. По тем поверхностям, на которых они образованы, они

делятся на кутаны зерен, агрегатов, каналов, поверхностей агре-

гатов и пор. По минералогическому составу они делятся на

аргилланы - глинистые пленки; сескваны - пленки из полутор-

ных оксидов; манганы - пленки оксидов марганца; солюаны -

налеты водорастворимых солей, карбоната кальция, гипса; си¬

ланы - кремнеземистые пленки; скелетаны - налеты из скелет-

ных зерен; сложные кутаны, состоящие из комплекса различных

соединений, например железогумусовые, глинисто-гумусовые.

Генетически кутаны могут быть иллювиальными, диффузион-

ными, стрессовыми и комплексными. Четко слоистые, представ-

ленные слоистыми глинами струйчатого строения кутаны выделя-

ются под названием стриан.

Педотубулы - новообразования, состоящие из почвенного

материала и имеющие трубчатую внешнюю форму в виде прос-

тых или ветвящихся трубок с относительно резкими внешними

границами. Среди них выделяются гранотубулы - зернистого

сложения благодаря обилию зерен скелета; агротубулы - микро-

агрегатного сложения при равном участии скелета и плазмы;

изотубулы - порфировидного сложения при равном участии ске-

лета и плазмы; стриотубулы - струйчатого сложения при рав-

ном участии скелета и плазмы; сложные педотубулы - обладаю-

щие порозностью и имеющие кутаны на поверхности или в порах.

По составу трубки могут быть органическими (корневины, черво-

роины, корневые чехлики), полутораоксидными, кремниевыми,

кальцитовыми, гипсовыми, солевыми. По происхождению мате-

риала трубки делятся на: ортотубулы, состоящие из материала

вмещающего горизонта; метатубулы, состоящие из материала

других горизонтов; паратубулы, состоящие из материала, ино-

родного по отношению к материалу почвенного профиля.

Глобулы - новообразования округлой формы, отличающиеся

концентрацией какого-то материала и строением от вмещаю-

щего материала и отделяющиеся четкими границами. По своему

строению они могут быть недифференцированными, концентри-

ческими, слоистыми, ориентированными и пористыми. По составу

глобулы могут быть полутораоксидными, марганцевыми, карбо-

натными, гипсовыми, кремневыми, глинистыми. По форме они

классифицируются на желваки (нодули) - плотные с недиф-

ференцированным внутренним строением, округлой неправильной

формой и резкими границами; конкреции - с концентрическим

строением вокруг точечного центра; септарии - с нерегулярной

серией радиальных и сферических трещин десквамации; педо-

ды - пустотелые глобулы; глобулярные облака - диффузная

аккумуляция материала вокруг точечного центра; папулы -

слоисто-глинистые глобулы с резкими границами.

Кристаллярии - одиночные кристаллы или скопления крис-

таллов вне почвенной матрицы, по форме сопоставимые с теми

порами, в которых они образуются. Они делятся на кристалли-

ческие трубки, кристаллические камеры, кристаллические про-

слои и включенные кристаллы.

Субкутанные новообразования - различимые по текстуре,

структуре и сложению от матрицы образования, имеющие ве-

щественную связь с вмещающим материалом и образующиеся

близ поверхностей агрегатов, но не непосредственно на поверх-

ностях в отличие от кутан. Они делятся на неокутаны - анало-

гичные кутанам образования, возникающие в поверхностных

слоях агрегатов, но не натечные пленки, а уплотнения материала

самого агрегата, и квазикутаны - аналогичные неокутанам об-

разования, но не непосредственно у поверхности.

Фекальные таблетки - экскременты почвенной фауны, копро-

литы, одиночные или сложные (кучками).

Новообразования в почвах - это всегда результат почвооб-

разования, какого-то элементарного или общего почвенного про-

цесса, характерный для определенного типа почвы. Поэтому они

имеют важное диагностическое значение. В соответствии с про-

исхождением можно выделить следующие группы почвенных

новообразований.

Элювиальные новообразования - кремнеземистая присыпка,

скелетаны, белесые пятна кремнезема.

Иллювиальные новообразования - известковые,

марганце-

вые, железистые, кремнеземистые, глинистые, гумусовые или

сложные налеты, выцветы, примазки, натеки, корочки, прожилки,

конкреции, стяжения, прослои самых разнообразных форм.

Гидрогенные новообразования - все новообразования легко-

растворимых солей, ангидрита, гипса, извести, полуторных ок-

сидов, кремнезема разной формы и строения, связанные в своем

генезисе с грунтовыми водами, особенно внутрипочвенные коры

и прослои.

Диффузионные (сегрегационные) новообразования - желе-

зистые конкреции и желваки

Стрессовые новообразования - неокутаны и квазикутаны,

сликкенсайды (поверхности скольжения).

Метаморфические новообразования - пятна и глазки ярози-

та, глеевые пятна, фраджипэн, плинтит.

Прикорневые новообразования - прикорневые сидеритовые,

известково-гипсовые или кремниевые конкреции, трубки разного

состава, корневые чехлики, корневины, «глинистые корни».

Биогенные новообразования - червороины, кротовины, коп-

ролиты.

Унаследованные новообразования - новообразования, кото-

рые сформировались в почвообразующей породе при ее образо-

вании или отложении.

Реликтовые новообразования - новообразования древних

стадий почвообразования, не связанные с современными поч-

венными процессами.

Почвенные новообразования весьма специфичны. Каждый

тип почвы характеризуется своим особым набором и соотноше-

нием новообразований, их специфическим положением в профи-

ле, приуроченностью к определенным генетическим горизонтам.

Имеет место и природная география, зональность, геохимиче-

ская провинциальность почвенных новообразований.

1.12. Включения в почве

Включения в почве - это случайные органические или мине-

ральные тела или предметы, генетически не связанные с почвен-

ными процессами. Они группируются в четыре группы по своему

происхождению.

Литоморфы - обломки камней, галька, валуны, случайно рас-

сеянные в почве и являющиеся частью почвообразующей породы

(угловатые, окатанные в разной степени).

Криоморфы - различные формы льда, связанные с сезонным

или многолетним промерзанием почвы: конкреции, линзы, про-

жилки, прослои.

Антропоморфы - обломки кирпича, осколки стекла или фар-

фора, черепки, остатки захоронений, построек, металлические

предметы и пр., связанные с деятельностью человека.

Биоморфы - а) фитолиты (фитолитарии) и зоолиты-пра-

вильные кристаллы либо их обломки или сростки, представлен-

ные кварцем (кристобалит), оксалатом или карбонатом каль-

ция, а также аморфные опаловые образования, сформированные

в тканях растений или животных и после их отмирания попадаю-

щие в почву; б) кости животных, естественно захороненные в

почве; в) раковины моллюсков; г) захороненные остатки корней,

стеблей, стволов растений; д) окремнелые, обызвесткованные,

загипсованные или ожелезненные остатки растений - окамене-

лости.

Глава вторая

ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ

2.1. Формирование гранулометрического состава

почв

Подавляющая часть почв, исключая примитивные и слабораз-

витые почвы на скальных породах и некоторые специфические

типы почв преимущественно в горных районах, формируется на

рыхлых отложениях, которые являются продуктами выветрива-

ния, т. е. разрушения, преобразования и переотложения исход-

ных плотных пород, и представляют собой смесь минрральных

частиц различной крупности, называемых механическими элемен-

тами. При этом соотношение частиц разного размера может быть

весьма различным в зависимости от характера исходной породы,

направления (типа), интенсивности и длительности выветрива-

ния, определяя тот или иной гранулометрический (механиче-

ский) состав отложений или элювия породы и соответственно,

формирующихся на них почв.

Гранулометрическим (механическим) составом почвы называ-

ется массовое соотношение (относительное содержание в процен-

тах) в ее составе твердых частиц (механических элементов)

разной крупности, выделяемых в пределах непрерывного ряда

определенных условных групп крупности (гранулометрических

фракций). При этом имеется в виду, что механические элементы

почв представлены мономинеральными или полиминеральными

(если это обломки соответствующей плотной породы) зернами

и органическими и (или) органоминеральными гранулами, сво-

бодно суспендируемыми в воде после разрушения клеящих

материалов; существование и целостность механических элемен-

тов определяется силами молекулярных взаимодействий.

Гранулометрический состав почв в значительной степени

унаследован от соответствующих почвообразующих (материн-

ских) горных пород и в своих основных чертах мало меняется

в процессе почвообразования.

При почвообразовании на плотных скальных горных породах

протекающее одновременно с ним выветривание приводит к

физическому дроблению породы на механические элементы раз-

ной крупности. Гранулометрический состав продуктов выветри-

вания (элювия) плотных пород тесно связан с их минералогиче-

ским составом: кислые, богатые кварцем породы дают при вывет-

ривании много крупнодисперсного песчаного материала; элювий

основных, богатых легковыветривающимися минералами пород

обогащен тонкодисперсными глинистыми частицами. Элювий

известняков, мергелей обычно имеет глинистый состав.

Гранулометрический состав рыхлых почвообразующих пород

обусловливается их происхождением и характером исходного

материала. В процессе разрушения, транспортировки водными,

ветровыми или склоновыми гравитационными потоками и переот-

ложения продуктов выветривания горных пород происходят

их сортировка и разделение в пространстве на грубообломоч-

ные, песчаные, пылеватые или глинистые поверхностные отложе-

ния. Аллювиальные и эоловые отложения при этом обычно стано-

вятся относительно гомогенными, хорошо отсортированными, разде-

ляющимися в пространстве но крупности преобладающих в них

частиц на пески, суглинки, глины. Гляциальные, флювиогляци¬

альные и делювиальные наносы обычно плохо сортированы.

Имеется закономерное изменение степени сортированности и

дисперсности материала по направлению движения потока,

поскольку грубые частицы оседают ближе к источникам материа-

ла, а тонкодисперсные дальше.

Частицы разной крупности имеют обычно различный минера-

логический, а следовательно, и химический состав Крупные

частицы большей частью представлены кварцем, пылеватые -

кварцем и полевыми шпатами, тонкодисперсные - вторичными

глинистыми минералами.

В почвах механические элементы не только унаследуются

от исходной материнской породы, хотя основная их часть имеет

именно такое происхождение, но образуются и в процессе почво-

образования. Поэтому механические элементы почв могут быть

минеральными, органическими или органоминеральными. Соот-

ветственно почвенные механические элементы могут быть первич-

ными (унаследованными) либо вторичными (новообразован-

ными).

2.2. Классификация механических элементов почв

Как правило, почвы бывают не монодисперсными, а представ-

ляют собой смесь механических элементов самых различных

размеров. На основе различий в водно-физических и химико-

минералогических свойствах механические элементы сгруппиро-

ваны в пределах определенных размерных интервалов - грану-

лометрических фракций. В советском почвоведении приняты

номенклатура и подразделение гранулометрических фракций, в

основе разработанные А. Н. Сабаниным и В. Р. Вильямсом и

впоследствии уточненные Н. А. Качинским. Ниже приведена

классификация механических элементов (Н. А. Качинский, 1965):

Фракции

Размер, мм

Фракции

Размер, мм

Камни

> 3

Пыль

Гравий

3-1

крупная

0,05-0,01

Песок

средняя

0,01-0,005

крупный

1 -0,5

мелкая

0,005-0,001

средний

0,5-0,25

Ил

мелкий

0,25-0,05

глинистый (гру-

бый)

0,001-0,0005

коллоидный (тон-

кий)

0,0005-0,0001

Коллоиды

< 0,0001

Н. М. Сибирцевым были введены широко используемые и

сейчас понятия физическая глина (сумма частиц мельче 0,01 мм)

и физический песок (сумма частиц крупнее 0,01 мм), которые

выделяются в пределах фракции мелкозема, под которым пони-

мается сумма частиц мельче 1 мм. Частицы, включающие камни

и гравий, т. е. имеющие размер крупнее 1 мм, называются скеле¬

том. Сумма частиц мельче 0,001 мм называется илистой или

тонкодисперсной фракцией. Фракцию крупной пыли

(0,05-

0,01 мм) иногда называют лессовидной, поскольку она составля¬

ет основную массу в лессах.

В грунтоведении и инженерной геологии применяется номен¬

клатура механических элементов В. В. Охотина (1933), несколько

отличающаяся в деталях от рассмотренной по Н. А. Качинскому

Фракции

Размер, мм

Фракции

Размер, мм

Хрящ

гравий

Песок

крупный

> 20

мелкий

0,5-0,25

средний

20-10

пылеватый . . .

0,25-0,05

мелкий 10-7

Пыль

0,05-0,01

очень мелкий . . .

7-3

Ил

0,01-0,005

Песок

Глина

крупный

3-1

грубая

0,005-0,0002

средний

1-0,5

тонкая

< 0,0002

В зарубежной научной литературе используется так называе¬

мая международная классификация, одобренная Первым между¬

народным конгрессом почвоведов в 1927 г.:

Фракции

Размер, мм

Фракции

Размер, мм

Камни, булыжник . . .

> 2 0

Пыль

Гравий

песчаная (грубая)

0,06-0,02

грубый

20-6

средняя

0,02-0,006

мелкий (тонкий) . .

мелкая (тонкая)

0,006-0,002

Песок

Глина

< 0,002

грубый

2-0,6

Коллоиды

< 0,0002

мелкий (тонкий) . .

0,6-0,2

очень мелкий

(очень тонкий) . .

0,2-0,06

Несмотря на некоторую условность границ гранулометриче-

ских фракций, в целом они отражают реально существующие

различия в их свойствах (физических, химико-минералогиче

ских), что, в свою очередь, обусловливает наличие определенных

свойств почв в зависимости от степени участия тех или иных

фракций в формировании их гранулометрического состава.

Наглядное представление о различиях в удельной поверх-

ности частиц в зависимости от их размера дают приведенные

ниже данные:

Размер фракций, мм

Число кубических

Удельная поверхность

частиц в 1 г

куб. частиц, см²/г

2-0,2

5•10²

0,2-0,02

5•10⁵

200

0,02-0,002

5•10⁸

2 000

0,002-0,0002

5•10¹¹

20 000

Наиболее существенные отличия в свойствах фракций лежат

на границе около 0,001 мм. У частиц мельче этого размера, т. е.

частиц илистых и, в особенности, коллоидных, в силу высокой

дисперсности и особого химико-минералогического состава

(преобладание в их составе глинистых минералов, а также гуму-

са) ярко выражена поглотительная способность: вся емкость

поглощения почв, как правило, обусловлена содержанием этих

фракций. У частиц менее 0,001 мм хорошо выражена способность

к коагуляции с образованием агрегатов, включающих и более

крупные частицы, что способствует созданию благоприятных

физических свойств почв в целом; вместе с тем при существова-

нии в почве преимущественно вне агрегатов илистые частицы

резко снижают ее воздухо- и водопроницаемость.

Во фракциях крупнее 0,001 мм поглотительная способность

практически не выражена, так как они представлены преимуще-

ственно обломками первичных минералов и содержат ничтожное

количество органического вещества (за исключением фракции

0,005-0,001 мм, содержащей некоторую примесь глинистых

минералов и гумуса в силу ее переходного к илу характера).

Фракция пыли в интервале 0,05-0,005 мм обусловливает способ-

ность почв к распылению в сухом состоянии и к сплыванию

во влажном, создавая при значительном содержании вне агрега-

тов неблагоприятные водно-физические свойства почв. Фракции

песка (1-0,05 мм), целиком представленные обломками пород и

минералов, совершенно лишены поглотительной способности,

однако при значительном содержании они обеспечивают хоро-

шую воздухо- и водопроницаемость почв.

2.3. Классификация почв по гранулометрическому

составу

Существует несколько классификационных схем для определе-

ния гранулометрического состава почв и грунтов в зависимости

от соотношения фракций механических элементов. В советском

почвоведении принята разработанная Н. М. Сибирцевым и впо-

следствии уточненная Н. А. Качинским очень удобная для поль-

Таблица 4. Классификация почв по гранулометрическому составу

(Н. А. Качинский, 1965)

Содержание физической глины

(частиц < 0,01 мм),

Краткое название почвы по

Почвы подзоли-

Почвы степного

Солонцы и силь

гранулометрическому составу

стого типа поч-

типа почвооб

носолонцеватые

вообразования

разования

почвы

0-5

Песок рыхлый

5-10

связный

10-20

10-15

Супесь

20-30

15-20

Суглинок легкий

30-40

30-45

20-30

средний

40-50

45-60

30-40

тяжелый

50-65

60-75

40-50

Глина легкая

65-80

75-85

средняя

>80

>85

>65

тяжелая

зования классификация почв по гранулометрическому составу,

основанная на соотношении физической глины и физического

песка (табл. 4).

«Легкими» называются почвы, в гранулометрическом составе

которых преобладают крупные фракции. К легким относятся

песчаные и супесчаные почвы. «Тяжелые» почвы характеризу-

ются преобладанием в их составе тонких фракций, особенно ила.

К тяжелым относятся тяжелосуглинистые и глинистые почвы.

При более детальной характеристике гранулометрического

состава в название почвы, взятое в табл.

4, дополнительно

вводится преобладающая из трех основных групп фракций (ил,

пыль, песок), что позволяет выделить всего 18 групп почв по гра-

нулометрическому составу (табл.

5).

Таблица 5. Детальная классификация почв по гранулометрическому составу

(Н. А. Качинский, 1965)

Содержание

Основное название

физической

Название дополнительное

Преобладающие

фракции, мм

глины, %

Глины тяжелые

>80

Иловатые

0,001

Пылеватые

0,01-0,001

средние илегкие

60- 80

Иловатые

< 0,001

Пылеватые

0,01-0,001

Круннопылеватые

0,05-0,001

Суглинки тяжелые

40-60

Иловатые

0,001

Пылеватые

0,01

-0,001

Круннопылеватые

0,05-0,01

средние

30-40

Иловатые

0,001

Пылеватые

0,01 -0,001

Крупнопылеватые

0,05-0,01

легкие

20-30

Песчаные

>0,05

Крупнопылеватые

0,05-0,01

Пески

0-10

Рыхлые

>0,05

Крупнопылеватые

0,05- 0,01

Т а б л и ц а 6. Классификация грунтов по гранулометрическому составу

(В. В. Охотин, 1933)

Содержание частиц,

Название грунта

глина

пыль

0,005-0.25

песок 0,25- 2 мм

< 0,005

мм

Глина тяжелая

>60

Глина

60-30

Больше, чем пы¬

леватых

Глина пылеватая

>30

Более, чем каж-

дой из остальных

групп порознь

Суглинок

тяжелый

30-

Больше, чем пыле-

ватых

пылеватый

30-20

Больше,

чем

тяжелый

песчаных

средний

20-15

Больше, чем пы-

леватых

пылеватый

Больше,

чем

20- 15

средний

песчаных

легкий

15-10

Больше, чем пыле-

ватых

пылеватый

Больше,

чем

15-10

легкий

песчаных

Супесь

тяжелая

10-6

Больше, чем пыле-

ватых

пылеватая

Больше,

чем

10-6

тяжелая

песчаных

легкая

6-3

Больше, чем пыле-

ватых

пылеватая

Больше,

чем

6-3

легкая

песчаных

Песок

< 3

<20

Песок пылеватый

< 3

20-50

Пыль

< 3

>50

* Прочерк означает, что содержание фракции в расчет не принимается

В грунтоведении и инженерной геологии широко использу-

ется классификация, предложенная В. В. Охотиным (табл. 6),

в которой учитывается соотношение трех фракций: глины (<0,005

мм), пыли

(0,005-0,25 мм) и песка

(0,25-2,0 мм).

При полевом описании почв, как правило, приходится прово-

дить определение их гранулометрического состава до проведения

лабораторного анализа. С этой целью разработан ряд приемов.

Особенно широкое применение в полевой практике находит при-

ем, при котором почва увлажняется до состояния густой пасты

и хорошо перемешанная и размятая в руках раскатывается в

Т а б л и ц а 7. Определение гранулометрического состава почв полевым методом

раскатывания шнура (А. Ф. Вадюнина, 3. А. Корчагина, 1973)

Группа почв по меха-

Поведение шнура при раскатывании и свертывании

ническому составу

в кольцо

Песок

Почва не скатывается

Супесь

При скатывании почва распадается на мелкие кусочки

и не дает шнура

Легкий суглинок

При раскатывании формируется легко распадающийся

на дольки шнур

Средний суглинок

При раскатывании формируется сплошной шнур, кото-

рый при свертывании в кольцо распадается на дольки

Тяжелый суглинок

При раскатывании легко образуется шнур, который

свертывается в кольцо с трещинами

Глина

Шнур легко свертывается в нерастрескивающееся коль-

цо

шнур толщиной около 3 мм, а затем свертывается в кольцо.

В зависимости от поведения шнура при свертывании в кольцо

производится классификация почв по гранулометрическому со-

ставу по нижеследующим критериям (табл. 7).

2.4.Выражение результатов гранулометрического

состава почв

При характеристике гранулометрического состава, как прави-

ло, анализируется только мелкоземистая часть, т. е. фракции

менее 1 мм, и расчет ведется на мелкозем (содержание скелета

обычно незначительно и в расчет не принимается). При этом

могут быть утеряны более крупные частицы и (что особенно

важно) различные прочные новообразования; их надо учитывать

отдельно. При исследованиях каменистых, особенно горных, почв

целесообразно производить расчет не только на мелкозем, но и

на почву в целом, включая каменистую часть. Подобный пересчет

позволяет более рельефно выделить проявление дифференциации

профиля в процессе выветривания и почвообразования, в част-

ности процесс оглинивания верхней части профиля. Пример

такого пересчета приведен в табл. 8.

При изучении генезиса некоторых типов почв нередко возни-

кает необходимость вычислить содержание только минерального

ила, в особенности в органоаккумулятивных горизонтах. Для

этого в таблице гранулометрического состава наряду с содержа-

нием общего ила приводятся данные по содержанию ила, обрабо-

танного Н

(с целью удаления органической части ила), что

может заметно изменить результаты анализа.

В естественных УСЛОВИЯХ механические элементы в почве прак-

тически всегда (исключая горизонты, образованные рыхлыми

песками) в той или иной мере скреплены в микроагрегаты, под

которыми понимаются агрегаты размером <0,25 мм. Содержа¬

Т а б л и ц а 8. Гранулометрический состав подзолистой гумусо-иллювиальной

почвы при расчете в процентах на массу почвы в целом (числитель) и на массу

мелкозема (знаменатель) (В. О. Таргульян, 1971)

Размер фракций, мм

Горизонт и глубина, см

> 1

1 - 0,01

<0,01

< 0,001

Е 14-23

Вh1 24-34

В2 42-52

ВС1 62-72

ВС2 70-100

ние в почве различных микроагрегатов, их водопрочность,

принадлежит к числу очень важных характеристик почвы.

Сопоставление данных гранулометрического и микроагрегат-

ного анализа позволяет вычислить фактор дисперсности К, ха-

рактеризующий степень разрушения микроагрегатов в воде; вы-

числяется он по формуле: К = (а/б) •

100, где а - ил по дан-

ным микроагрегатного и б - гранулометрического анализов

(в % ) . Чем выше фактор дисперсности, тем менее прочны микро-

агрегаты, и наоборот. Так, эта величина составляет около 10%

для черноземов, а в солонцах может достигать 80%. Образова-

ние водопрочных микроагрегатов может быть связано с различ-

ными причинами: в почвах степного и аридного почвообразова-

ния - с наличием гуматов

кальция,

карбонатностью

почв; в более гумидных поч-

вах - с присутствием полу-

торных оксидов.

Пример соотношения раз-

личных фракций по данным

гранулометрического и мик-

роагрегатного анализа для

тундровых глеевых почв при-

веден в табл. 9.

Существуют

различные

Рис.

8. Выражение результатов анализа

способы выражения резуль-

гранулометрического состава почвы с по-

татов гранулометрического

мощью интегральной (кумулятивной) кри-

анализа почв. Один из наи-

вой - I или дифференциальной кривой -

более

распространенных

II (А. Ф. Вадюнина, З. А. Корчагина,

1973)

приведен в табл. 8 и 9. Одна-

ко в ряде случаев для боль

шей наглядности пользуются

различного рода графически-

ми способами выражения

Интегральная

кривая

(рис

8, I) По оси абсцисс

откладывают значения диа-

метра частиц или их лога-

рифмы, по оси ординат в на-

чале откладывают процент-

ное содержание самой круп-

ной фракции, затем сумму

процентного

содержания

каждой последующей и пре-

дыдущей фракции

Дифференциальная кри-

вая (рис 8, II) По оси абс-

Рис

9 Выражение результатов грану

цисс откладывают значения

лометрического состава почвы с по-

диаметра частиц или их

мощью

профильной

диаграммы

логарифмы, по оси орди-

(А. Ф. Вадюнина, З. А. Корчагина,

1973) слева направо потеря от обра-

нат - процентное содержа-

ботки НС1 фракции песка среднего и

ние фракций

мелкого, пыли крупной, средней и мел

Профильная диаграмма

кой, ила

(рис

9). Составляется при

наличии данных гранулометрического анализа по глубинам или

горизонтам почвы По оси ординат наносится глубина, а по оси

абсцисс - процентное содержание фракций, при этом каждое

последующее значение откладывается от предыдущего

Т а б л и ц а 9. Гранулометрический (в числителе) и микроагрегатный

(в знаменателе) состав (в %) тундровой глеевой почвы Таймыра

(В. В. Иванов, 1976)

Размер фракций, мм

Горизонт и глу

бина, см

1-0,25

0,25

0,05-

0,01 -

0,005-

< 0,001

< 0,01

0,05

0,01

0,005

0,001

ОА 10-15

15-25

Циклограмма. Процентное содержание фракций различного

размера вписывается в круг, принимая длину окружности за

100%, а длину дуги, отвечающей углу 3,6°, соответственно за 1%

2.5. Значение гранулометрического состава почв

Гранулометрический состав почвы является одной из важней-

ших ее характеристик. В первую очередь, несомненно, нужно

отметить большое агрономическое значение этого показателя.

Такие важные свойства почв, как фильтрационная и водоудержи-

вающая способность, определяются главным образом грануло-

метрическим составом, в связи с чем учет последнего играет

существенную роль при регулировании водного режима почв и

проведении оросительных и осушительных мелиорации. Грануло-

метрический состав оказывает значительное влияние на скорость

просыхания почв, определяет различное сопротивление почв воз-

действию почвообрабатывающих орудий в связи с неодинаковой

липкостью и плотностью у песчаных и глинистых почв. Суще-

ственную роль гранулометрический состав играет в тепловом

режиме почв: как правило, легкие почвы (пески, супеси) оказы-

ваются более «теплыми», т. е. быстрее оттаивают и прогреваются

солнцем, что приобретает большое значение на северной границе

распространения земледелия. С другой стороны, богатые илисты-

ми частицами суглинистые и глинистые почвы более обеспечены

элементами питания по сравнению с супесчаными и песчаными.

Ряд сельскохозяйственных культур, в силу их физиологических

особенностей, для оптимального развития нуждается в почвах

определенного гранулометрического состава. Так, виноградная

лоза дает наиболее высококачественную продукцию на щебнистых

почвах, табачный лист - на почвах относительно легкого соста-

ва. Культуры картофеля, бахчевых и большинства овощей наи-

более хорошо произрастают на супесчаных и легкосуглинистых

почвах. Почвы легкого гранулометрического состава имеют сво-

бодный внутренний дренаж (если не подстилаются более тяже-

лыми или уплотненными слоями и находятся вне капиллярной

каймы грунтовых вод). В тяжелых почвах дренаж более затруд-

нен, они более склонны к развитию восстановительных процессов

и внутрипочвенному оглеению даже при отсутствии близких к

поверхности грунтовых вод. Особенно существенна роль этих

факторов в холодных гумидных районах, где гранулометрический

состав часто играет решающую роль в формировании профиля

почв по подзолистому или глее-элювиальному типу.

Глава третья

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ

Основную долю вещественного состава рыхлых почвообра-

зующих пород и почв, за исключением торфяных, образуют ми-

неральные частицы. В зависимости от происхождения и размеров

они могут быть разделены на две основные группы. Одну из них

составляют зерна первичных минералов, перешедших в мелкозем

из разрушенных плотных изверженных, метаморфических или

осадочных пород, другую - тонкодисперсные частицы вторич-

ных, главным образом глинистых минералов, которые представ-

ляют собой продукт трансформации первичных минералов или

новообразованы в ходе выветривания и почвообразования.

3.1. Первичные минералы почв

Первичные минералы почти целиком сосредоточены в грану-

лометрических фракциях размером более 0,001 мм, так называе-

мой крупной фракции почв, что определяется исходными преоб-

ладающими размерами минеральных зерен в плотных породах, а

также максимальными пределами их дробления при механиче-

ских и температурных воздействиях.

По соотношению содержания главнейших групп породообра-

зующих минералов рыхлые почвообразующие породы (и соответ-

ственно формирующиеся на них почвы) существенно отличаются

от плотных пород: по сравнению с магматическими породами

они характеризуются резким уменьшением содержания полевых

шпатов, пироксенов, амфиболов, а по сравнению с плотными

метаморфическими и осадочными породами, кроме того, умень-

шением количества слюд, карбонатов на фоне абсолютного

доминирования в составе первичных минералов кварца. Обуслов-

лено это тем, что рыхлые почвообразующие породы, за исключе-

нием элювия, образованного из изверженных пород in situ,

представляют собой продукт многократного переотложения и

длительного изменения материала плотных пород под действием

физических и биохимических агентов, что приводит к относитель-

ному накоплению более устойчивого к выветриванию кварца.

В свою очередь в зависимости от гранулометрии рыхлых почво-

образующих пород участие первичных минералов в формирова-

нии их состава весьма различно: первичные минералы составля-

ют

90-98% массы мелкозема песков,

50-80% суглинков и

10-12% глин. Наглядное представление о соотношении глав-

нейших групп породообразующих минералов и общей доле учас-

тия первичных минералов в составе различных типов почвооб-

разующих плотных и рыхлых пород дают диаграмы, приведен-

ные на рис. 10.

Несмотря на то что первичные минералы не обладают в

отличие от тонкодисперсных глинистых минералов таким важней-

шим свойством, как поглотительная способность, их влияние на

формирование ряда свойств почв и даже на их генезис может

быть весьма значительным, хотя роль отдельных групп первич-

ных минералов в зависимости от устойчивости к выветриванию,

количественного содержания, распространенности в почвах очень

неравноценна.

Следующие группы породообразующих минералов и отдель-

ные минеральные виды имеют особо важное значение при вывет-

ривании и почвообразовании, составляя основную массу исход-

ного материала для вторичного

минералообразования (в скоб-

ках указаны наиболее часто

встречающиеся их представите-

ли). Группы минералов при

этом даются в порядке пример-

ного возрастания устойчивости

к выветриванию, хотя положе-

ние отдельных групп по отно-

шению друг к другу не является

абсолютно твердо установлен-

ным: карбонаты (кальцит, до-

Рис

10 Минералогический состав раз-

личных типов почвообразующих пород

ломит), оливин, пироксены мо-

(I - плотных магматических, II - плот¬

ноклинные (авгит, диопсид) и

IV-рыхлых песчаных), 1 - кварц,

ных осадочных, III - рыхлых суглинистых,

2 -

ромбические (гиперстен, энста-

полевые шпаты, 3 - пироксены и амфибо

тит), амфиболы (роговая об-

лы,

4 - слюды,

5 - карбонаты,

6 - гли

манка, реже актинолит и тре-

нистые минералы,

7 - прочие минералы

(при содержании менее

1% пироксены,

молит), биотит, хлориты, эпидо¬

амфиболы, слюды, карбонаты, глинистые

ты (клиноциозит, эпидот), пла-

минералы включаются в эту группу)

гиоклазы средние и основные

(анортит, Лабрадор, битовнит),

плагиоклазы кислые (альбит, олигоклаз), калиево-натриевые по-

левые шпаты (ортоклаз, микроклин), апатит.

Из перечисленных групп в связи с большей неустойчивостью

х выветриванию сравнительно редко и в небольших количествах

встречаются оливин, ромбические пироксены, средние и основ-

ные плагиоклазы

Исключение составляют те случаи, когда почвы формируются

на относительно молодом элювии плотных пород, содержащих

в своем составе эти минералы.

Роль неустойчивых к выветриванию первичных минералов

может быть многосторонней Некоторые из минералов этой груп-

пы служат источником ряда элементов питания: фосфором богат

апатит, калием - биотит и калиевые полевые шпаты, кальци-

ем - наряду с карбонатами средние и основные плагиоклазы.

Присутствие в почвах в значительных количествах таких железо-

содержащих минералов, как пироксены, биотит, хлорит, обеспе-

чивающих при выветривании непрерывное поступление в почву

железа в подвижных формах, может затушевывать проявление

осветленных горизонтов Е в почвах. Наличие в мелкоземе невы-

ветрелого материала карбонатных пород обычно тормозит прояв-

ление подзолообразования в благоприятной для него биоклима-

тической обстановке, создавая условия для формирования дерно-

во-карбонатных почв.

К группе устойчивых к выветриванию породообразующих

минералов относится ряд каркасных и кольцевых силикатов, а

также минералов оксидов железа и титана и некоторых других их

групп: кварц, анатаз, гранаты, ильменит, магнетит, монацит,

мусковит, рутил, ставролит, сфен, турмалин, шпинель, циркон

Минералы этой группы, за исключением кварца, содержатся в

почве в очень небольших количествах, однако диагностическая

их роль довольно существенна. Так, видовой набор устойчивых

к выветриванию акцессорных минералов и их содержание в почве

используется в качестве одного из критириев для суждения о

литологической однородности отложений в пределах почвенного

профиля или в различных разрезах, когда данные грануломет-

рического состава с этой точки зрения вызывают сомнения.

Содержание минералов этой группы служит для вычисления

различных коэффициентов, позволяющих в обобщенной форме

судить о степени выветривания первичных минералов в профиле

почв. Наиболее часто применяются коэффициенты устойчивости,

представляющие собой отношение суммы устойчивых минера-

лов (или отдельных их видов, например циркона) к неустойчи-

вым. Набор сравниваемых минералов определяется их конкрет-

ным наличием в почве, а также задачами исследования. При

этом кварц и полевые шпаты в рассматриваемые группы не

включаются, а их содержание служит для вычисления кварц-

полевошпатового коэффициента (отношение содержания кварца

к суммарному количеству полевых шпатов).

Следует учитывать, что принятое в геологической литературе,

в частности в осадочной петрографии, разделение минералов на

группы по устойчивости произведено главным образом с учетом

условий чисто химического выветривания. Однако применительно

к условиям внутрипочвенного выветривания общепринятые схемы

устойчивости в ряде случаев требуют существенной корректи-

ровки, так как не учитывают такого мощного, но в то же время

чрезвычайно мало изученного фактора, как биогенный. В част-

ности, это касается таких обычно относимых к устойчивым мине-

ралов, как микроклин, ортоклаз, кислые плагиоклазы, которые в

почве нередко обнаруживают признаки вторичного педогенного

изменения и в той или иной мере, видимо, могут быть источника-

ми поступления в почву и растения элементов питания.

В связи со сменой кислотно-щелочных условий в почвах

различных зон положение отдельных минералов в ряду устойчи-

вости также может меняться. Так, например, в кислых подзо-

листых почвах наиболее устойчив к выветриванию кварц (хотя

и он растворим в некоторой степени), тогда как в засоленных

почвах со щелочной реакцией более устойчивыми оказываются

калиево-натриевые полевые шпаты (Т. А. Соколова, В. Н. Симо-

нов, 1982). В условиях внутрипочвенного выветривания не явля-

ется бесспорным отнесение к группе устойчивых таких мине-

ралов, как магнетит, гранат, ставролит, мусковит; с другой сто-

роны, очень мало данных, свидетельствующих о выветривании

в почве эпидота, относимого к неустойчивым минералам. Особен-

ности выветривания первичных минералов в профиле почв раз-

личных типов еще очень слабо изучены, в связи с чем исследо-

вания в этом направлении могут дать новый материал для поз-

нания процесса выветривания в целом.

3.2. Способы изучения первичных минералов почв

Основным способом изучения первичных минералов почв яв-

ляется их оптическая диагностика с помощью поляризационного

микроскопа и бинокулярной лупы (иммерсионный и шлифовой

методы, заимствованные из практики геологических исследова-

ний) Диагностика преобладающих первичных минералов во всей

массе почвенного образца может быть проведена в шлифах,

изготовляемых для микроморфологического изучения почв.

Однако ввиду резкого преобладания в составе первичных мине-

ралов кварца и полевых шпатов, а также присутствия глинистых

минералов, особенно значительного в тяжелых по гранулометри-

ческому составу почвах, диагностика и тем более количественный

подсчет первичных минералов, содержащихся в небольших коли-

чествах, во всей массе мелкозема затруднены и не всегда досто-

верны В связи с этим прибегают к дополнительному способу

подготовки образцов к анализу Он состоит в том, что выделен-

ные отмучиванием отдельные гранулометрические фракции (ча-

ще всего в интервалах 0,25-0,05 и 0,05-0,01 мм как наиболее

богатые минеральными видами и оптимальные для изучения под

микроскопом) разделяются с помощью жидкости большой плот-

ности (например, бромоформа с плотностью 2,8-2,9) еще на две

фракции В одной из них оказываются кварц, полевые шпаты,

карбонаты, часть слюд и хлоритов - так называемые легкие

минералы или легкая фракция (плотность < 2,8), в другой - все

остальные минералы в виде концентрата, так называемые тяже-

лые минералы или тяжелая фракция (плотность > 2,8- 2,9)

Содержание тяжелых минералов в % от массы отдельных грану-

лометрических фракций или почвы в целом характеризует мине-

ралогическое богатство почв, в особенности бедных глинистым

материалом песчаных, и является важным диагностическим пока-

зателем (величина эта в зависимости от минералогического

богатства может колебаться от десятых долей процента до 5-

10% и более)

Распределение первичных минералов по отдельным грануло-

метрическим фракциям неравномерно, что определяется первона-

чальным размером их зерен в породах (рис

11) Обломки пород

главным образом сосредоточены во фракциях размером крупнее

Рис

11 Изменение минералогического

состава механических элементов почв

по мере их измельчения (по Д Шре-

деру,

1978)

а - песчаная фракция, б

- пылеватая

фракция, в - илистая фракция

- ми

нералы гидроксидов железа, 2 - первич-

ные силикаты, исключая слюды, 3 - слю-

ды, 4 - кварц, 5 - глинистые минералы

0,25 мм. Содержание кварца максимально во фракции крупнее

0,25 мм, тогда как полевых шпатов во фракциях размером 0,25-

0,05 и 0,05-0,01 мм (во фракциях мельче 0,01 мм содержание

полевых шпатов нередко вновь уменьшается в связи с их мень-

шей устойчивостью к выветриванию в мелких зернах). Тяжелые

минералы также в наибольшем количестве содержатся во фрак-

циях 0,25-0,05 и 0,05-0,01 мм, и поэтому последние чаще все-

го используются при характеристике состава первичных минера-

лов почв.

3.3. Минералогический состав почвообразующих

пород

Первичные минералы целиком наследуются почвами от почво-

образующих пород, в связи с чем наблюдается значительное

соответствие их минералогического состава. При этом наиболь-

шие различия в составе минералов имеются между почвами на

рыхлых породах и на элювии плотных пород.

Среди рыхлых почвообразующих пород, характерных для рав-

нинных территорий северного полушария, наиболее широким

распространением пользуются моренные отложения, лессы, по-

кровные и лессовидные суглинки, флювиогляциальные пески и

супеси. При общности состава первичных минералов перечис-

ленных типов почвообразующих пород, проявляющейся в доми-

нировании кварца и полевых шпатов при пониженном содержа-

нии тяжелых минералов, между ними наблюдается ряд отличий

в содержании отдельных групп минералов, обусловленных раз-

личиями в генезисе пород. Как правило, содержание тяжелых

минералов уменьшается от морен к покровным и лессовидным

суглинкам, а от последних к флювиогляциальным пескам и су-

песям, что обусловлено особенностями сортированности и грану-

лометрического состава этих отложений (табл.

10).

В относительно минералогически богатых рыхлых песчаных

отложениях, например озерно-аллювиального генезиса, содержа-

ние тяжелых минералов может повышаться до 3-4%.

В составе первичных минералов различных типов почвообра-

зующих пород равнинных территорий и, соответственно, форми-

рующихся из них почв могут наблюдаться и региональные от-

личия в содержании отдельных компонентов тяжелой и легкой

фракций. Так, для рыхлых ледниковых отложений разных частей

европейской территории СССР намечаются значительные отли-

чия в составе тяжелой фракции: в западной половине преобла-

дают роговые обманки и биотит, в восточной - эпидот, что

отражает влияние минералогического состава пород, являющих-

ся источником сноса материала (Балтийский щит и Северный

Урал соответственно) (В. В. Добровольский, 1964). При продви-

жении с севера на юг Русской равнины в почвообразующих

породах и почвах заметно уменьшается содержание полевых

шпатов и неустойчивых к выветриванию тяжелых минералов,

Таблица 10. Минералогический состав мелкозема подзолистых почв на морене,

покровных суглинках и флювиогляциальных песках, % на весь мелкозем (М. М. Шу-

кевич, 1948; Д. М. Плакхина и В. М. Фридланд, 1978)

Горизонт и

Тяжелая

Кварц

Полевые

Биотит

Амфи¬

Эпидот

глубина, см

фракция

шпаты

болы

Морена

OE 0- 5

6,5

81,5

9,2

0,1

4,3

0,5

5-15

4,9

75,1

9,4

3,3

0,2

ВС 15-25

8,3

46,8

36,1

0,1

6,1

0,4

50-60

7,9

49,1

36,4

0,8

4,9

0,5

Покровные суглинки

5-10

2,2

75,0

6,5

0,1

0,9

0,1

ЕВ

10-15

4,7

81,3

6,0

0,3

1,6

0,2

20-30

3,0

63,2

18,7

0,6

0,9

0,1

30-40

4,7

67,4

15,3

0,7

1.6

0,2

Флювиогляциальные

пески

2-10

0,4

75,2

18,9

0,1

15-25

0,5

77,3

18,2

Единичные

0,2

0,1

зерна

50-60

0,6

73,7

20,5

0,1

0,2

0,1

ВС 70-80

1,0

76,5

17,4

Единичные

0,4

0,1

зерна

что обусловлено увеличением степени выветрелости отложений

в указанном направлении

Почвы на элювии плотных пород в отличие от рассмотренных

выше характеризуются присутствием в составе первичных мине-

ралов значительного количества полевых шпатов и других поро-

дообразующих минералов при пониженной по отношению к ним

доле кварца В почвах на элювии плотных пород основного со-

става (базальтов, долеритов, туфов) в составе первичных мине-

ралов преобладают средние основные плагиоклазы, пироксены,

вулканические стекла (табл.

11)

В почвах на элювии магматических кислых пород (гранитов,

гранодиоритов) в составе первичных минералов преобладают

полевые шпаты, кварц, биотит, роговая обманка (табл

12)

В почвах на элювии кристаллических сланцев в составе пер-

вичных минералов часто преобладают слюды и хлориты, в почвах

на элювии карбонатных пород (известняков, мергелей) - тонко-

обломочный материал карбонатных пород, а также кальцит и

доломит при высокой доле (50-80% от мелкозема) тонкодиспер-

сных гидрослюд и глинистых минералов

На фоне общего соответствия состава первичных минералов

в почвообразующих породах и почвах отмечается дифференциа-

ция в их содержании по горизонтам, обусловленная почвообразо-

ванием и проявляющаяся в обеднении первичными неустойчивы-

Таблица П. Минералогический состав фракции 0,1-0,05 мм горно-луговой

почвы на элювии базальтов, % от фракции (А. Д. Мягкова, 1980)

Горизонт и глуби-

Кварц

Основные

Вулкани-

Пироксе-

Роговая

Прочие

на, см

плагио-

ческое

ны ромби-

обманка

клазы

стекло

ческие

3-15

21,1

41,1

20,4

10,9

0,3

6,2

В 35-90

10,9

44,0

25,2

13,5

1,0

5,4

Таблица 12. Минералогический состав мелкозема горно-подзолистой почвы

на элювии гранитов, % на весь мелкозем > 0,005 мм (Т. А. Соколова, 1964)

Горизонт и

Кварц

Полевые

Роговая

Биотит

Прочие

глубина, см

шпаты

обманка

10-20

23,3

42,0

1,4

1,3

32,0

В1 20-30

13,8

41,0

2,4

7,3

35,5

В2 4 0 - 5 0

10,4

35,6

3,0

9,3

41,7

ми к выветриванию легкими и тяжелыми минералами верхней

части профиля почв, более заметно выраженном в почвах подзо-

листого типа, где воздействие агентов выветривания в поверх-

ностных горизонтах наиболее активно (табл. 10 и 12). Специфи-

ка состава первичных минералов почв, особенно их поверхност-

ных горизонтов, состоит, кроме того, в значительном содержании

сильно измененных выветриванием зерен полевых шпатов, слюд

и других минералов, нередко трудно диагностируемых, но вместе

с тем представляющих наибольший интерес с точки зрения уче-

та особенностей внутрипочвенного выветривания первичных ми-

нералов, а также вклада почвообразовательного процесса в

общий процесс их выветривания.

3.4. Вторичные минералы почв

Вторичные минералы практически целиком сосредоточены в

тонкодисперсных гранулометрических фракциях размером

<0,001 мм и представлены глинистыми минералами, минералами

оксидов железа и алюминия, аллофанами, а также минералами-

солями.

Глинистые минералы, как правило, 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.

К главнейшим глинистым минералам относятся минералы групп

каолинита, гидрослюд, монтмориллонита, смешаннослойных

минералов, хлорита. Несмотря на наличие общих для всех гли-

нистых минералов свойств (слоистое кристаллическое строение,

высокая дисперсность, поглотительная способность), отдельные

их группы за счет различия в своем строении и свойствах при

значительном содержании могут существенно влиять на свойства

почв.

Минералы группы каолинита относятся к диоктаэдрическим

слоистым алюмосиликатам, имеющим жесткую кристаллическую

решетку. Емкость поглощения каолинита не превышает 25 мг-экв

на 100 г; минерал не впитывает воду в межпакетное простран-

ство и поэтому не обладает способностью к набуханию. В связи

с этим почвы, содержащие в значительном количестве каолинит,

характеризуются общей низкой емкостью поглощения, однако в

связи с низкой набухаемостью имеют хорошую водопроницаемость

и небольшую липкость. Содержание каолинита в почве обычно

незначительно, за исключением почв субтропической и тропиче-

ской зон, а также почв на древних корах выветривания. К группе

каолинита относится минерал галлуазит, отличающийся от него

значительным содержанием межслоевой воды, а также большей

емкостью поглощения (40-60 мг-экв на 100 г).

Минералы группы гидрослюд или, как их часто называют,

минералы группы иллита представляют собой трехслойные алю-

мосиликаты с нерасширяющейся решеткой. Емкость поглощения

гидрослюд составляет 45-50 мг-экв на 100 г. Гидрослюды содер-

жат значительное количество калия (до 6-8% К

О), частично

усвояемого растениями. Минералы этой группы широко распро-

странены в осадочных породах и в различных количествах

присутствуют почти во всех почвах, особенно часто в подзолис-

тых и сероземах. К гидрослюдам близок минерал вермикулит,

характеризующийся расширяющейся кристаллической решеткой

и большей емкостью поглощения (до 100 мг-экв и более).

Минералы монтмориллонитовой группы или, как их нередко

называют, минералы группы смектита характеризуются трех-

слойным строением с сильно расширяющейся при увлажнении

кристаллической решеткой, в связи с чем они способны к погло-

щению воды и значительному набуханию. Гидрофильность мине-

ралов этой группы обусловлена не только особенностями строе-

ния подвижной кристаллической решетки, но и их высокой дис-

персностью (содержание фракций менее 0,2-0,3 мкм достигает

40-50% от общего количества частиц менее 0,001 мм). В связи

с особенностями структуры и дисперсностью емкость поглощения

монтмориллонита составляет 80-120 мг-экв на 100 г. Для мине-

ралов этой группы характерны разнообразные изоморфные за-

мещения. Так, для одного из часто встречающихся представи-

телей этой группы минералов - бейделлита - характерно заме-

щение части кремния на алюминий, для другого представителя

этой группы - нонтронита - замещение части алюминия на же-

лезо. Минералы группы монтмориллонита чаще свойственны

почвам, имеющим нейтральную и слабощелочную реакцию, -

черноземного, каштанового типов, солонцам, реже почвам других

типов. Монтмориллонита обычно много в слитых почвах.

Группа смешаннослойных минералов является одной из на-

иболее распространенных в почвах умеренного и холодного гу-

мидного, а также арктического поясов, где глинистые минералы

на 30-80% представлены этой группой (Б. П. Градусов, 1976)

Смешаннослойные минералы состоят из слоев различных инди-

видуальных минералов, в связи с чем обозначаются составными

названиями, например: гидрослюда-монтмориллонит, хлорит-вер-

микулит. В зависимости от характера переслаивания и доли

участия индивидуальных минералов смешаннослойные образова-

ния могут иметь довольно различные характеристики с точки

зрения химических, физических свойств, емкости поглощения.

Глинистые минералы группы хлорита, нередко встречающи-

еся в почве, могут быть по своему происхождению как первичны-

ми, так и вторичными. Кристаллическая решетка последних со-

стоит из чередования слоев слюдяного и бруситового типов.

В последнее время получены данные, свидетельствующие

о том, что с присутствием в почве так называемых почвенных

хлоритов, представляющих собой слоистые силикаты, содержа-

щие в межслоевых промежутках полимерные ионы гидроксида

алюминия, может быть в значительной мере связана гидролити-

ческая кислотность почв (Т. А. Соколова, 1982).

Основными методами изучения глинистых минералов в отли-

чие от первичных являются рентгендифрактометрический, терми-

ческий, электронно-микроскопический.

Абсолютно строгой приуроченности различных видов глинис-

тых минералов к определенным типам почв и даже почвообразую-

щих пород нет, в каждой почве можно обнаружить присутствие не-

скольких групп глинистых минералов, хотя намечается их четкая

связь с гранулометрическим составом почв (рис. 12). Объясня-

ется это чрезвычайно сложным их генезисом, включающим в

себя процессы новообразования и трансформации на фоне уна-

следованности от почвообразующих пород, как рыхлых, так и

плотных осадочных и даже магматических.

Можно наметить два основных пути гипергенного образова-

ния глинистых минералов. Первый из них представляет собой

постепенное стадийное изменение первичных минералов в глинис-

тые с унаследованием их кристаллической структуры, он харак-

терен для слоистых силикатов - слюд и хлоритов. Второй обна-

руживается при выветривании полевых шпатов, ортосиликатов,

вулканических стекол, где глинообразование происходит путем

полного разрушения исходных минералов и последующего

синтеза новых минералов из образовавшихся продуктов при их

взаимодействии и кристаллизации.

Характер и скорость разрушения первичных и синтеза вто-

ричных глинистых минералов в большей мере зависят от увлаж-

нения и температурных условий. В условиях холодных гумидных

областей в продуктах выветривания основных пород преоблада-

ют аморфные гидроксиды и органоминеральные соединения при

отсутствии вновь образованных глинистых минералов (В. О. Тар¬

гульян,

1971). В тропических почвах глинистые минералы могут

образовываться за сравнительно короткий срок. Так, например,

глинистые минералы группы гидрослюд и монтмориллонита были

обнаружены, хотя и в небольшом количестве, в почвах на элювии

лавы вулканов тропической зоны

300- и

1000-летнего возраста

(Н. И. Горбунов,

1974).

Влияние условий среды на формирование глинистых минера-

лов четко может быть прослежено только при образовании почв

на элювии изверженных пород.- Однако подавляющая часть почв

формируется на дериватах плотных осадочных пород и рыхлых

почвообразующих породах, в которых глинистые минералы могли

образоваться еще до наложения современного почвообразова-

ния.

Рис. 12. Минералогический состав почв

разного гранулометрического состава

(по Д. Шредеру,

1978):

а - песчаная почва на дюнных песках

б - суглинистая почва на лессе; в - гли¬

нистая почва на аллювии; 1 - каолинит,

2 - монтмориллонит, 3 - иллит и пере¬

ходные минералы; 4 - слюды, 5 - поле¬

вые шпаты;

6 - кварц,

7 прочие ми¬

нералы

Кроме того, и в случае почвообразования на элювии магматиче-

ских пород глинистые минералы могли образоваться в процессе

поствулканической гидротермальной переработки исходных по-

род, переходя в мелкозем при их разрушении (В. Н. Разумова,

1977, Б. П. Градусов, В. В. Иванов,

1983).

Определенные трудности в изучении распространенности от-

дельных групп глинистых минералов по различным типам почв

и профилю почвы создаются отсутствием точных методов количе-

ственного учета содержания глинистых минералов, по мере

совершенствования этих методов могут вскрыться и отличия в

содержании этих минералов в зависимости от типа почвообразо-

вания и различных почвенных процессов.

Минералы гидроксидов железа и алюминия. Из них наиболь-

шее значение имеют гематит и гетит из минералов группы железа

и гиббсит из минералов группы алюминия. Минералы этих групп

встречаются в иллювиальных горизонтах подзолистых почв,

желтоземах и красноземах; в значительных количествах гетит и

гиббсит присутствуют в ферраллитных и железистых почвах, где

они образуются из аморфных гидратов оксидов железа и алю-

миния при их кристаллизации. Присутствие пленок из тонкодис-

персных минералов гидроксидов железа на поверхности почвен-

ных агрегатов делает их более влагоемкими, минералы этой

группы могут связывать в малоподвижных формах значительное

количество фосфорной кислоты. Для диагностики минералов

гидроксидов железа и алюминия основным методом является

термический

Аллофаны. Они образуют самостоятельную группу вторичных

минералов Формирование этих минералов в почвах может быть

обусловлено взаимодействием кремнекислоты и гидроксидов алю-

миния, высвободившихся при разрушении первичных и вторич-

ных минералов, а также из золы растительных остатков. Присут-

ствие в почве аллофанов повышает емкость ее поглощения, но

увеличивает гидрофильность, липкость, набухаемость почв.

Минералы-соли встречаются в виде примесей к глинистым

минералам главным образом в почвах аридных и семиаридных

зон. (Следует учитывать, однако, что иногда в почвах могут

присутствовать минералы-соли, являющиеся по своему проис-

хождению первичными.) Значительная часть минералов-солей

при высокой влажности почвы растворяется, насыщая почвенный

раствор, а при высыхании они опять выпадают в осадок, форми-

руя твердую фазу почв

Наиболее широко распространенными минералами-солями в

почвах являются карбонаты: кальцит, люблинит, арагонит -

СаСО₃; доломит - СаСО₃•MgCO₃; сода - Na₂CO₃•10Н₂О; тро-

на- NaHCO

•Na

•2H

O. Среди сульфатов наиболее рас-

пространены гипс - CaS0

•2H

0, полугидрат - CaSO

•0,5H

ангидрит - CaS0₄ , мирабиллит-Na₂ SO₄ •10H₂ O, тенардит -

Na₂SO₄. Среди хлоридов в почвах преобладает галит - NaCl,

хотя встречаются и СаС1

и MgCl

. Большое количество солей

характерно для соленосных почвообразующих пород (примор-

ские отложения, древние морские осадки) и засоленных почв.

В постоянно переувлажненных болотных и маршевых почвах

могут присутствовать сульфиды железа и других тяжелых метал-

лов, которые после дренирования и окисления переходят в суль-

фаты и карбонаты.

3.5. Общая оценка минералогического

состава почв

В отношении общей оценки минералогического состава почв

в почвоведении существует две точки зрения.

Согласно одной из них, наиболее старой, «классической»,

каждый «зональный» тип почвы характеризуется своим особым

минералогическим составом, особенно составом вторичных гли-

нистых минералов. Согласно другой, более современной точке

зрения, строгой приуроченности специфического минералогиче-

ского состава к определенным типам почв, а тем более к природ-

ным зонам не существует. Особо резкий спор идет, естественно,

в отношении вторичных, прежде всего глинистых минералов.

Аргументов, как фактических, так и концептуальных, много как

в пользу первой точки зрения, так и второй. Пока этот спор

нельзя считать однозначно решенным из-за отсутствия надежных

методов идентификации и количественного определения почвен-

ных минералов, особенно глинистых.

Дело в том, что на минералогический состав почв оказывает

влияние очень большое количество факторов: минералогический

и химический состав исходной почвообразующей породы, биокли-

матическая обстановка почвообразования, соотношение рН и

окислительно-восстановительного потенциала среды, условия

дренажа, присутствие катионов в среде, возраст выветривания

и почвообразования, присутствие хелатизирующих органических

компонентов в среде. Разнообразие их сочетаний дает соответ-

ствующее разнообразие минеральных ассоциаций в почвах и в

отдельных горизонтах почвенного профиля. К этому добавляется

и перемещение минералов в пределах профиля и в сопряженных

почвенно-геохимических ландшафтах с водными и эоловыми

потоками, а в почвенном профиле потоки могут быть как нисхо-

дящими, так и восходящими. Соответственно, практически во

всех почвах можно обнаружить почти все группы глинистых

минералов, хотя в разных соотношениях.

Есть определенные типы почв, характеризующиеся специфи-

ческим минералогическим составом: в вулканических почвах

(андосолях) имеется большое количество первичного вулканиче-

ского стекла и вторичных аллофанов; в илистой фракции вер-

тисолей преобладает монтмориллонит; ферраллитные почвы, в

частности красноземы, состоят почти нацело из трех компонен-

тов - кварца, каолинита и минералов группы оксидов железа

и алюминия; в болотных почвах преобладают вивианит и оксиды

железа, в окисленных маршевых и мангровых почвах преобла-

дает ярозит; для ряда типов почв характерна вторичная аккуму-

ляция карбонатов и гипса; в солончаках характерны те или иные

соли, состав которых определяется типом засоления.

Некоторые минералоги считают, что весь минералогический

состав почв унаследован от почвообразующих пород и в процессе

почвообразования вторичное минералообразование не имеет мес-

та, а лишь происходит перераспределение тех или иных мине-

ральных ассоциаций в пределах почвенного профиля. С этой ор-

тодоксальной точкой зрения едва ли можно согласиться, имея

в виду, во-первых, перечисленные выше некоторые типы почв

со специфической минералогией и, во-вторых, развитие почв на

коренных породах, когда выветривание и почвообразование про-

текают одновременно и физически совпадают в единой толще

коры выветривания (элювия) породы. Есть основания считать,

что неосинтез минералов в почвах имеет место, но пока вопрос

остается открытым. Нужны модельные эксперименты, необходи-

мо точное знание условий образования почвы.

Что же касается роли минералогического состава почв в

определении их свойств, то она никак не может недооцениваться.

От него зависят практически все свойства почвы и особенно

специфические свойства почв, определяющие их плодородие:

резерв питательных элементов, водно-физические свойства, по-

глотительная способность во всех видах, наличие доступных

элементов питания растений и т. д.

Глава четвертая

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ

МИНЕРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПОЧВ

4.1. Общий химический состав почв

Почва является самой верхней частью коры выветривания ли-

тосферы и поэтому в общих чертах наследует ее химический

состав. Однако, представляя собой одновременно продукт воз-

действия на литосферу живого вещества, почва в содержании

ряда элементов приобретает существенные отличия. Как видно

из приведенных в табл. 13 данных, в литосфере и в почве около

половины составляет кислород; второе место занимает кремний

(приходится почти четвертая часть); следующую по порядку со-

держания группу, примерно десятую часть, образуют алюминий

и железо; еще меньшую долю, всего лишь несколько процентов,

составляют кальций, магний, натрий, калий и, наконец, на все

остальные элементы, исключая углерод, приходится менее одного

процента. В природной «живой» почве, кроме того, представлены

всегда органическое вещество, вода, газы. К числу наиболее

ярких отличий химического состава почвы относится резкое

возрастание в ней содержания углерода (в 20 раз) и азота

(в 10 раз), обусловленное влиянием биогенных факторов. Поэ-

тому же при сохранении общего порядка содержания элементов

заметно возрастает количество кислорода и водорода, как эле-

ментов воды, на фоне уменьшения содержания алюминия, желе-

за, калия, кальция, магния.

Если представить себе в общем виде почву как систему ато-

мов химических элементов, то эта система окажется состоящей

практически полностью из атомов кислорода и кремния, среди

массы которых, концентрируясь в тех или иных точках и давая

определенные минеральные и органические соединения, изредка

встречаются атомы других элементов. Поскольку основная часть

почвенной массы (за исключением гумуса и органических остат-

ков) представлена минеральными частицами, валовой химиче-

ский состав почвы в преобладающей мере определяется составом

и количественным соотношением формирующих ее минералов.

Как было показано в предыдущем разделе, основную долю круп¬

ных фракций почвы составляют кварц и полевые шпаты, а тон-

Т а б л и ц а 13. Среднее содержание химических элементов в литосфере и почвах

в % по массе (А. П. Виноградов, 1950)

Элементы

Литосфера

Почва

Элементы

Литосфера

Почва

47,20

49,00

0,10

2,00

27,60

33,00

0,09

0,085

А1

8,80

7,13

0,09

0,085

5,10

3,80

0,08

Са

3,60

1,37

0,01

0,10

2,64

0,63

Сu

0,01

0,002

2,60

1,36

0,005

2,10

0,60

Со

0,003

0,0008

0,60

0,46

0,0003

0,001

0,15

Мо

0,0003

кодисперсных фракций - глинистые алюмосиликаты при зна-

чительно меньшем содержании остальных минералов.

В соответствии с этим в валовом химическом составе почв

преобладают кислород и кремний, в меньшей мере алюминий,

и в очень небольшом количестве присутствуют железо, титан,

кальций, магний, калий, натрий: другие элементы присутствуют

в микроколичествах.

4.2. Химический состав

гранулометрических фракций почвы

Распределение химических элементов по отдельным грану-

лометрическим фракциям также неравномерно в соответствии с

различиями в их минералогическом составе. Наиболее высокое

Т а б л и ц а 14. Валовой состав гранулометрических фракций песчаного подзола

севера Русской равнины, % на прокаленную почву

(В. Д. Тонконогов, 1971)

Размер фракций,

Глубина,

SiO

А1

MgO

мм

см

1-0,25

2-10

96,87

1,66

0,25

0,00

0,48

20-30

93,79

3,54

0,49

0,00

0,83

170-180

94,63

3,12

0,39

0,20

0,71

0,25-0,1

2-10

92,95

4,68

0,39

0,00

1,25

20-30

88,88

6,57

0,68

0,00

1,55

170-180

89,58

6,99

0,59

0,00

1,83

0,1-0,01

2-10

87,66

7,90

1,18

0,00

1,54

20-30

88,86

6,43

0,88

0,40

1,95

170-180

83,48

10,62

1,58

0,10

2,10

0,01-0,001

2-10

74,13

17,58

1,43

0,10

3,41

20-30

58,46

26,80

9,13

1,59

1,69

170-180

63,77

22,45

7,33

2,20

1,92

< 0,001

2-10

61,33

27,42

3,46

0,52

3,56

20-30

47,57

33,40

13,11

1,72

1,61

170-180

50,79

28,95

12,54

2,52

2,57

содержание кремния в обогащенных обломочным кварцем фракци-

ях размером более 0,25 мм; в более тонких фракциях увеличивает-

ся участие полевых шпатов и других первичных, в особенности

железосодержащих, минералов и в связи с этим растет содержа-

ние алюминия, железа и других элементов.

Резкая смена минералогического состава в илистой и отчасти

тонкопылеватых фракциях, где преобладают относительно бога-

тые алюминием и железом глинистые минералы, соответственно

отражается и на валовом химическом составе этих фракций.

Сказанное иллюстрируется данными валового химического

состава различных гранулометрических фракций песчаного под-

зола (табл.

14).

Как видно из приведенных данных, содержание SiO₂ законо-

мерно падает по мере уменьшения размеров фракций при соот-

ветственном увеличении содержания Аl₂О₃ и Fe₂O₃. Очевидно,

что в зависимости от гранулометрического состава почвообразу-

ющих пород и почв будет соответственно меняться и их валовой

химический состав. Последний, таким образом, в значительной

мере является функцией гранулометрического, а в итоге мине-

ралогического состава, что отчетливо видно из приведенных в

табл.

15 данных по валовому химическому составу различных

рыхлых почвообразующих пород.

4.3. Изменение химического состава

по профилю почвы

Различия в валовом химическом составе отдельных гори-

зонтов почвенного профиля, при однородной почвообразующей

породе, используются для суждений о химических преобразова-

ниях породы и дифференциации профиля в процессе почвообра-

зования. Существенные различия в составе горизонтов харак-

терны для почв с элювиально-иллювиально дифференцированным

профилем: относительное обеднение элювиальной части А1₂O₃

и Fe₂О₃ с соответствующим обогащением SiO₂; в иллювиальной

части профиля наблюдается обратная картина (см. табл.

14).

Однако сами по себе данные химического состава не дают осно-

ваний для суждения о характере процесса, приводящего к про-

фильной дифференциации валового состава. В частности, оди-

наковый химический профиль почвы может образоваться в

результате оподзоливания (разрушение минералов в кислой

среде вверху и вынос продуктов разрушения в иллювиальную

часть или за пределы профиля), обезиливания (иллимеризации,

партлювации, лессивирования) (вынос тонких частиц в иллюви-

альную часть без их разрушения), отбеливания (снятие желе-

зистых пленок с крупных частиц вверху и вынос соединений

железа в иллювиальную часть), осолодения (разрушение мине-

ралов в щелочной среде вверху и вынос продуктов разрушения

в иллювиальную часть), глее-элювиального процесса (разрушение

минералов в восстановительных условиях вверху и вынос про-

дуктов разрушения в иллювиальную часть) или в результате

совместного действия нескольких из перечисленных процессов

Для разделения этих процессов и соответственно почв, сформи-

рованных ими, приходится привлекать данные других анализов

почвенного профиля, в частности гранулометрического, минера-

логического и ряда специфических анализов различных вытяжек

Таблица

15. Содержание основных химических компонентов в разных

литологнческнх типах морен Белорусского Полесья,

% на прокаленную породу

(В. И. Лукашев, 1966)

Литологический

SiO

А1₂O₃

TiO

тип морены

Глина

73,3

3,8

11,3

0,8

3,8

Супесь

83,7

2,5

7,2

0,3

2,2

Песок

94,2

0,5

4,0

cл

0,1

Таблица 16. Валовое содержание кремнезема и полуторных оксидов в

элювиально-иллювиально дифференцированной почве Московской области и ее

отдельных фракциях

(по данным Ф. Р. Зайдельмана, 1974)

Горизонт и глу-

% на прокаленную навеску

Молекулярные отношения

бина, см

SiO

Fе

Аl₂О₃

SiO

/Fe

SiO₂/Al₂O₃

Почва в целом

Ар

0-10

80,3

2,8

10,5

77,4

13,0

29-35

80,1

2,9

11,1

73,5

12,2

70-80

74,2

4,9

14,5

40,6

8,7

160-170

75,8

4,7

14,0

43,1

9,2

Фракция ила

(< 0,001 мм)

Ар

0-10

50,8

11,8

29,0

11,4

3,0

29-35

51,8

11,8

28,9

11,6

3,0

70-80

52,9

12,4

27,5

11,4

3,3

160-170

53,3

12,2

27,0

11,7

3,4

Крупная фракция

(1-0,001 мм)

- данные расчетные

Ар

0-10

85,2

1,2

7,5

185,0

19,4

29-35

84,6

1,4

8,3

153,6

17,3

70-80

84,7

1,2

8,0

193,3

18,9

160-170

86,5

1,1

7,9

200,9

18,6

В качестве примера можно отметить, что данные для почвы в

табл. 14 свидетельствуют о вероятном образовании ее в процес-

се оподзоливания (элювиально-иллювиальная дифференциация

состава по профилю, разный состав ила в элювиальном и иллю-

виальном горизонтах, причем отличный от состава ила породы)

Однако в этой почве процесс оподзоливания сопровождается

отбеливанием, о чем свидетельствует существенно большая

дифференциация по железу, чем по алюминию. С другой сторо-

ны, данные табл. 16 не дают оснований для однозначных сужде-

ний: здесь более вероятно развитие процессов лессивирования

наряду с некоторым отбеливанием при отсутствии оподзоли-

вания.

Некоторую помощь в интерпретации данных анализа валового

состава почв могут оказать критерии, перечисленные в табл.

17,

но и они отнюдь не всегда оказываются достаточными.

Различия в составе отдельных гранулометрических фракций

значительно затрудняют использование результатов валового

химического анализа для оценки педогенных изменений в профи-

ле исходно гранулометрически неоднородных почв, например, на

двучленных или слоистых отложениях.

При элювиальной или элювиально-иллювиальной дифферен-

циации профиля почв по содержанию ила в связи с почвообра-

зованием, например в подзолистых и лессированных, изменения

в общем валовом химическом составе по горизонтам могут быть

обусловлены только перераспределением относительно богатого

полуторными оксидами ила и не позволяют еще сами по себе

делать выводы о характере химических изменений в минеральных

составляющих почвенной массы. Наиболее достоверно об этом

можно судить на основе валового химического анализа каждой

из гранулометрических фракций, однако этот способ очень трудо-

емок и применяется лишь при специальных углубленных иссле-

дованиях генезиса почв.

Для суждения об изменении в профиле почвы валового хими-

ческого состава суммы фракций крупнее 0,001 мм, представлен-

ных почти целиком первичными минералами, может быть при-

менен расчетный метод с использованием данных по валовому

составу почв в целом и илистой фракции, а также гранулометри-

ческому составу, пример которого приведен в табл.

16. Для

расчетов можно воспользоваться формулой, предложенной

И. А. Соколовым (по В. О. Таргульяну, 1971):

=(1-d/100)•CR

/(100-B),

(14)

где R_x - валовое содержание оксида, приходящегося на долю

ила, % на прокаленную почву в целом; d - потеря при прокали-

вании ила,

% к илу; С - содержание ила,

% к мелкозему;

- валовое содержание оксида в иле, % на прокаленную на-

веску ила; В - потеря при прокаливании почвы, % к мелкозему.

Вычитая из общего содержания оксида в мелкоземе значение

, получим содержание оксида, приходящееся на долю крупных

фракций. С учетом процентного содержания крупной фракции

производится расчет на

100 г крупной фракции, что позволяет

сравнивать между собой валовой состав крупной фракции раз-

личных горизонтов. Это значительно расширяет информативность

имеющихся данных по валовому составу почв и ила.

При содержании в почве значительных количеств несиликат-

ных соединений железа и алюминия для суждения об изменениях

минеральной части почв на основе данных валового химического

состава, необходимо рассчитывать валовое содержание силикат-

ных соединений этих элементов путем вычитания содержания их

несиликатных соединений, определенных каким-либо химическим

методом, из их валового содержания. В особенности целесооб-

разным это может быть для характеристики наиболее богатой

свободными оксидами илистой фракции.

4.4. Выражение результатов анализа

валового химического состава почв

Валовой состав минеральной части почв чаще выражают в

виде процентного содержания различных оксидов. Подобный

способ удобен тем, что позволяет проверить точность анализа

простым их сложением, исходя из того, что в сумме оксиды долж-

ны составить величину, близкую к 100% (при 5% точности ана-

лиза). Однако конкретные формы соединений в почве более раз-

нообразны, а для элементов с переменной валентностью (железо,

марганец, сера), кроме того, не всегда известно, в каких они при-

сутствуют формах, поэтому такой способ выражения очень усло-

вен.

Более достоверно выражать валовой химический состав в

процентном содержании элементов, а не в оксидах. Для такого

пересчета процентное содержание оксида умножается на соот-

ветствующий коэффициент, представляющий собой частное от

деления атомной массы определенного элемента на молекуляр-

ную массу соответствующего оксида. Так, для кремния необхо-

димый коэффициент вычисляется по формуле:

(мол масса Si)/(мол массаSiO₂)=28,09/60,06=0,468, тогда содержа-

ние 77,85% SiO₂ соответствует содержанию 36,43% Si(77,85X0,468).

При выражении результатов валового анализа часто воз-

никает необходимость в различных пересчетах, в частности на

безгумусную, бескарбонатную, а также прокаленную почву.

Последний из названных способов включает одновременно и два

предыдущих и широко применяемых в практике. Он наиболее

целесообразен при сопоставлении валового состава органоакку-

мулятивных и минеральных горизонтов почвы, особенно для

илистой фракции, богатой органическим веществом и прочносвя-

занными формами воды. При этом более точное представление о

перераспределении того или иного элемента по профилю в процессе

почвообразования дают данные не о его процентном содержании,

а сопоставление запасов в определенных слоях с учетом объем-

ной массы. Особенно эффективен этот способ выражения резуль-

татов валового состава почвы при резких отличиях в объемной

массе по горизонтам почвенного профиля.

При вычислении запаса того или иного элемента его процент-

ное содержание должно выражаться на сухую, а не на прока-

ленную почву. Для расчета запаса элемента можно использовать

формулу: А = аНd_v•100, где А - запас элемента, г/м², в слое

мощностью Н, см; а - содержание элемента в этом слое, % на

сухую почву; d_v - плотность почвы в данном слое, г/см³. Этот

вид расчета также относится к выражению содержания элемен-

тов в виде оксидов.

4.5 Химические элементы и их соединения в почвах

Для понимания причин формирования того или иного валово-

го химического состава почвы и его варьирования по профилю

всегда необходимо учитывать, что содержание отдельных эле-

ментов определяется присутствием их в почве в составе разнооб-

разных конкретных минеральных и органических соединений.

Кремний. Содержание этого элемента определяется главным

образом присутствием в почве кварца и в меньшей мере первич-

ных и вторичных силикатов и алюмосиликатов. В ряде случаев

может присутствовать, в том числе и в больших количествах,

аморфный кремнезем в виде опала или халцедона, генезис и

накопление которых в почве связаны с биогенными (опаловые

фитолитарии, спикулы губок, скелеты диатомей и т. п.) или

гидрогенными (окремнение почв) процессами. Валовое содержа-

ние SiО₂ в почве колеблется от 40-70% в глинистых почвах,

до 90-98% в песчаных, тогда как в ферраллитных почвах тро-

пиков может быть и много ниже.

Алюминий. Содержание алюминия в почвах обусловлено

главным образом присутствием полевых шпатов и глинистых

минералов и отчасти некоторых других богатых алюминием

первичных минералов, например слюд, эпидотов, граната, корун-

да. Может присутствовать и свободный глинозем в виде разно-

образных гидроксидов алюминия (диаспор, бемит, гидраргиллит)

в аморфной или кристаллической форме. Валовое содержание

А1

в почвах обычно колеблется от 1-2 до 15-20%, а в фер-

раллитных почвах тропиков и бокситах может превысить 40%.

Железо. Этот элемент присутствует в почвах в составе как

первичных, так и вторичных минералов, являясь компонентом

магнетита, гематита, титаномагнетита, глауконита, роговых

обманок, пироксенов, биотита, хлоритов, глинистых минералов,

минералов группы оксидов железа. Много в почвах содержится

и аморфных соединений железа, особенно разнообразных гид-

роксидов (гетит, гидрогетит и др.). Общее содержание в почве

колеблется в очень широких пределах (в %): от 0,5-1,0

в кварцево-песчаных почвах и 3-5 в почвах на лессах, до 8-

4-817

Т а б л и ц а 17. Критерии различных профилеобразующих процессов

в элювиально-иллювиально дифференцированных почвах

Признак

Оподзо¬

Лессиви¬

Отбели-

Осоло-

Глее-элю-

ливание

рование

вание

дение

виальный

процесс

Элювиально-иллювиальная

дифференциация по соотноше-

нию SiО

, АlО

и Fе

Кислая реакция среды

Нейтральная или слабоще-

лочная реакция среды

Различный состав ила в элю-

виальном и иллювиальном гори-

зонтах

Одинаковый состав ила в

элювиальном и иллювиальном

горизонтах

Существенно большая диф-

ференциация по алюминию, чем

по железу

Существенно большая диф-

ференциация по железу, чем по

алюминию

—10 в почвах на элювии плотных ферромагнезиальных пород и до

20-50 в ферраллитных почвах и латеритах тропиков. В почвах

также часто наблюдаются железистые конкреции и прослои.

Согласно С. В. Зонну

(1982), соединения железа в почвах

представлены следующими формами, соотношение которых пока-

зано в табл. 18:

1) силикатное железо, входящее в состав кри-

сталлических решеток: а) первичных минералов; б) вторичных

(глинистых) минералов; 2) несиликатное (свободное) железо:

а) окристаллизованное (слабо или сильно) оксидов и гидрокси-

дов; б) аморфных соединений (железистых и гумус-железистых);

в) подвижных соединений (обменных и водно-растворимых).

Кальций. Содержание СаО в бескарбонатных суглинистых

почвах составляет

1-3% и определяется главным образом

присутствием глинистых минералов тонкодисперсных фракций, а

также гумусом и органическими остатками, в связи с чем наблю-

дается тенденция к биогенному обогащению кальцием верхней

органоаккумулятивной части профиля. Однако в ряде случаев

его повышенное валовое содержание может быть обусловлено

присутствием в крупных фракциях обломков карбонатных пород и

первичных кальцийсодержащих минералов (кальцита, гипса,

основных плагиоклазов и др.). В почвах сухостепной и аридной

зон повышенное валовое содержание кальция может быть обу-

словлено образованием и накоплением вторичного кальцита или

гипса в процессе почвообразования. Много кальция может нако-

питься в почве гидрогенным путем, вплоть до образования из-

вестковых или гипсовых кор.

Т а б л и ц а 18. Соотношение групп соединений железа в различных почвах,

% от валового

(С. В. Зонн, 1982)

Железо

Почвы

силикатное

несиликатное

Ферраллитные

Красная, Шри Ланка

24-28

72-76

Красно-желтая, Бирма

12-19

81-86

Желтая аллитная, Бирма

16-44

56-84

Латеритная, Бирма

44-56

Ферсиаллитные

Краснозем, Грузия

23-40

60-77

Бурая лесная, Югославия

50-55

45-50

Коричневая, Дагестан

59-63

37-41

Бурая лесная, Япония

18-50

50-82

Сиаллитные

Дерново-подзолистая, Подмосковье

56-60

40-44

Серая лесная, Орловская обл.

54-67

37-46

Чернозем типичный, Воронежская обл.

69-72

28-31

Серозем типичный, Узбекистан

70-83

17-30

Магний. Валовое содержание MgO в почве обычно близко

к содержанию СаО и обусловлено главным образом присутствием

глинистых минералов, особенно монтмориллонита, вермикулита,

хлорита. В крупной фракции магний содержится в обломках

доломитов, оливине, роговых обманках, пироксенах; в почвах

аридной зоны много магния аккумулируется при засолении почв

в виде хлоридов и сульфатов.

Калий. Содержание К₂О составляет в почвах

2-3%. При-

сутствует калий чаще в глинистых минералах тонкодисперсных

фракций, особенно в гидрослюдах, а также в составе таких

первичных минералов крупной фракции, как биотит, мусковит,

калиевые полевые шпаты. Наряду с кальцием калий относится

к числу органогенов, необходимых для развития растений; в ряде

случаев калий может быть в дефиците, в связи с чем его внесе-

ние в почву положительно сказывается на плодородии.

Натрий. Валовое содержание в почве Na₂O обычно около

1-3%. В почве натрий главным образом присутствует в составе

первичных минералов, преимущественно в натрийсодержащих

полевых шпатах; содержание Na

O в отдельных составляющих

крупной фракции может достигать 5-6%, тогда как в илистой

фракции не превышает 0,5-1%. В засоленных почвах сухостеп-

ной и аридных зон в значительных количествах может присутст-

вовать в виде хлоридов или входить в поглощающий комплекс

почв, в связи с чем содержание Na₂O в этом случае возрастает

до нескольких процентов. В почве дефицита этого элемента

обычно не наблюдается; присутствие натрия в повышенных коли-

чествах в составе подвижных соединений обусловливает наличие

у почв неблагоприятных физических и химических свойств.

Титан. Содержание в почве TiO

обычно не превышает не-

скольких десятых процента. Присутствует этот элемент в почве

в составе первичных устойчивых к выветриванию титансодер-

жащих минералов (ильменита, рутила, сфена), в связи с чем при

выветривании наблюдается его относительное накопление, в

некоторых случаях наблюдается заметное накопление титана

(до 1%) в составе илистой фракции.

Марганец. Содержание МnО составляет в почве лишь не-

сколько десятых или даже сотых долей процента и обусловлено

присутствием марганцовистых конкреций, образовавшихся в ре-

зультате микробиологической деятельности. В рассеянном виде

марганец может входить в состав некоторых первичных минера-

лов (оливинов, пироксенов, эпидота).

Сера. Содержание SO₃ в почве обычно не превышает несколь-

ких десятых процента. Присутствует сера в почве главным об-

разом в составе различных органических соединений как расти-

тельного, так и животного происхождения; в засоленных почвах

при наличии значительных количеств сульфатов валовое содер-

жание SO₃ может возрастать до нескольких процентов. Повы-

шенное содержание серы в виде подвижных соединений может

наблюдаться при загрязнении почв промышленными отходами

(выпадение с осадками газообразных выбросов соединений се-

ры). В крупных фракциях почвы сера присутствует в составе

сульфидов (пирит), гипса, вторичных соединений железа (II),

образующихся при болотном процессе.

Углерод, азот, фосфор. Эти элементы принадлежат к числу

важнейших органогенов. Присутствие их в почве (первых двух

практически целиком) обязано воздействию живого вещества

и процессам почвообразования.

Углерод. В почве он содержится главным образом в составе

гумуса, а также органических остатков. Много углерода может

находиться в составе карбонатов. Содержание углерода в почве

колеблется от долей процента в бедных органическим веществом

песчаных почвах, до 3-5 и даже 10% в богатых гумусом черно-

земах (в торфянистых и торфяных горизонтах до десятков про-

центов). Значительная часть почв, используемых в земледелии,

нуждается во внесении углерода в виде органического вещества.

Азот. Так же, как и углерод, азот почти целиком связан в

почве с ее органической частью - гумусом - и составляет

¹/

-¹/

от содержания углерода. Несмотря на небольшое

количество (не более 0,3-0,4, часто 0,1 и менее процента), азот

играет чрезвычайно важную роль в плодородии почв, так как

жизненно необходим растениям, для которых он доступен толь-

ко в форме нитратного и аммонийного ионов. Большинство куль-

турных почв нуждается в систематическом внесении этого эле-

мента. В естественных условиях пополнение в почве резервов

100

азота в доступных для растений формах осуществляется азото-

фиксирующими бактериями.

Фосфор. Присутствует в почве в очень незначительных коли-

чествах: валовое содержание Р

составляет не более

0,1 -

0,2%. Фосфор жизненно важен для растений, но в большинстве

почв, особенно песчаных, находится в резком дефиците, в связи

с чем необходимо систематическое внесение фосфора в почву,

особенно при их интенсивном использовании в сельскохозяйст-

венном производстве. В почве фосфор присутствует в составе

гумуса, органических остатков, в минеральной части почв в

составе апатита, вторичного болотного минерала - вивиа-

нита.

Наряду с перечисленными макроэлементами Б почве в очень

небольших количествах (тысячные доли процента, см. табл.

13)

присутствуют рассеянные элементы и микроэлементы, чрезвычай-

но, однако, важные для жизнедеятельности растений. Валовое

содержание этих элементов в преобладающей мере связано с

содержанием в почве первичных минералов, отчасти глинистых

минералов и органического вещества.

Наблюдается следующая приуроченность важнейших микро-

элементов и рассеянных элементов к первичным минералам:

Ni, Co, Zn - авгит, биотит, ильменит, магнетит, роговая обман-

ка; Сu - авгит, апатит, биотит, гранаты, калиевые полевые шпа-

ты, плагиоклазы; V - авгит, биотит, ильменит, мусковит, роговая

обманка, сфен; Рb - авгит, апатит, биотит, калиевые полевые

шпаты, мусковит; Li - авгит, биотит, роговая обманка, турма-

лин; В - турмалин; Zr -циркон; редкоземельные элементы -

эпидот, монацит.

Носителями микроэлементов и рассеянных элементов в круп-

ной фракции почв могут быть также зерна кварца и обломков

содержащих кварц пород, так как в них нередко встречаются

субмикроскопические вкрапления перечисленных первичных

минералов.

Химический состав почв оказывает чрезвычайно большое

влияние на их плодородие, как непосредственно, так и определяя

те или иные свойства почвы, имеющие решающее значение в

жизни растений. С одной стороны, это может быть дефицит тех

или иных элементов питания растений, например фосфора, азота,

калия, железа, некоторых микроэлементов; с другой - токсичный

для растений избыток, как в случае засоления почв.

В процессе почвообразования происходят весьма существен-

ные преобразования химического состава исходных почвооб-

разующих пород, связанные с целой серией общих почвенных

процессов: 1) переход химических элементов из одних соединений

в другие в связи с минеральными преобразованиями: 2) поступ-

ление элементов из атмосферы с осадками и импульверизацией;

3) вынос элементов нисходящим движением воды в грунтовые

воды и далее в гидрографическую сеть, в конечном счете в океан;

4) принос элементов с грунтовыми водами; 5) циклическое вовле-

101

Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год) - часть 2