Модуль 3. Геохимическая роль и основные биогеохимические
функции живого вещества
Тема 3.2. БИОГЕОХИМИЯ ПЕДОСФЕРЫ, ИЛОВ И КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ.
БИОГЕННЫЕ ЛАНДШАФТЫ
3.2.1. Геохимическое своеобразие биокосных систем
3.2.2. Почва - уникальная природная система 3.2.3. Состав педосферы. Минеральное и органическое вещество педосферы
3.2.4. Роль почвы в регулировании кислород-углеродного баланса в биосфере
3.2.5. Биогеохимические преобразования минерального вещества педосферы
3.2.6. Эволюция процессов почвообразования в истории Земли и роль почв в
развитии биосферы 3.2.7. Биогеохимия илов 3.2.8. Биогеохимия кор выветривания
3.2.9. Водоносные горизонты 3.2.10. Биогенные ландшафты
3.2.1. Геохимическое своеобразие биокосных систем
Во второй половине ХIХ столетия В.В. Докучаев открыл новый класс природных
систем, в которых живые организмы и неорганическая материя неразрывно связаны
между собой, т.е. образуют единое целое. Одной из таких систем ученый присвоил
наименование почвы, использовав при этом термин, существовавший уже очень давно.
Но, к сожалению, до этого данный термин применялся в различных смыслах: агрономы
под почвой имели в виду лишь пахотный слой, геологи подразумевали кору
выветривания и т.д. Работы Докучаева положили начало новой науке – почвоведению.
Геохимические идеи проникли в почвоведение в начале ХХ столетия.
Основоположниками геохимии почв были В.И. Вернадский и К.К. Гедройц. Развивая
идеи своего учителя, В.В. Докучаева, В.И. Вернадский ввел в науку понятие о
биокосных системах, т.е. системах, где неразрывно связаны живое и мертвое
(косное) вещество. Типичным представителем таких систем как раз и является
почва. В дальнейшем значительный вклад в развитие биогеохимии почв внесли труды
Б.Б. Полынова, А.П. Виноградова, М.А. Глазовской, ..Орлова, Г.В. и В.В.
Добровольских и др. Геохимическое своеобразие биокосных систем определяется сочетанием механических,
физико-химических и биогенных миграционных процессов. Все биокосные системы
(почвы, илы, коры выветривания и т.д.) имеют много общих черт. Это относится к
процессам десульфуризации, оглеения, окисления сульфидов, засоления, огипсования,
карбонатизации и др. Во всех биокосных системах земной коры происходит тесное взаимодействие горных
пород с природными водами в близких термодинамических условиях. Это определяет
некоторые общие особенности физико-механической миграции в них, которая
складывается из двух противоположно направленных процессов – выветривания и
цементации. Миграция элементов при выветривании, в свою очередь, также
складывается из двух противоположных процессов – выщелачивания из пород и
минералов водных (Ca, Mg, K, Na и др.) и присоединения воздушных (О, Н – в виде
Н2О, Н+ и ОН-, СО2 и др.) мигрантов. Для второй группы процессов – цементации
наиболее характерна аккумуляция ранее выщелоченных на других участках водных
мигрантов на геохимических барьерах, уменьшение пористости и, соответственно,
увеличение плотности пород. В результате могут образоваться различные конкреции,
а также ожелезненные, карбонатизированные, огипсованные и др. горизонты. Таким образом, выветривание и цементация представляют собой две стороны единого
процесса миграции: первый порождает второй. Но соотношение между этими
процессами в каждой конкретной биокосной системе неодинаково. Выветривание
особенно интенсивно протекает в почвах, где многие первичные минералы
подстилающих пород неустойчивы. В почвах возникают и геохимические барьеры,
приводящие к цементации и образованию глинистых, гипсовых и других иллювиальных
горизонтов. Все биокосные системы земной коры богаты свободной энергией, являются
неравновесными и отличаются дифференцированностью в пространстве ( разделяются
на различные горизонты), в них формируется окислительно-восстановительная и
кислотно-щелочная зональность. 3.2.2. Почва - уникальная природная система
Почва – верхний горизонт литосферы, вовлечённый в биогенную миграцию при участии
растений, животных и микроорганизмов (по А.И. Перельману). По определению А.И.
Перельмана: «Почва – верхний горизонт литосферы, вовлеченный в биологический
круговорот при участии растений, животных и микроорганизмов, область наивысшей
геохимической энергии живого вещества». Б.Б.Полынов отмечал, что «именно здесь,
в почвах наиболее сосредоточена работа живого вещества; именно в почвах
готовится материал континентальных и морских отложений, из которого в дальнейшем
образуются новые породы. Но в то же время здесь … разыгрываются многообразные
формы борьбы за существование и приспособления организмов к изменяющимся
условиям жизни, создаются многообразные сообщества (биоценозы) и формируются
новые виды многочисленных низших организмов и высших растений». Таким образом,
почвы – область наивысшей геохимической энергии живого вещества. Геохимическая сущность почвообразования заключается в разложении органических
веществ микроорганизмами. Эти процессы наиболее интенсивны во влажных тропиках и
слабы в тундре. Разлагая остатки растений и животных, микроорганизмы выделяют в почвенные
растворы СО2, органические кислоты и другие высокоактивные химические
соединения. Чем больше разлагаются органического вещества, тем богаче почва
химически работоспособной энергией, тем дальше она от равновесия. Таким образом,
почвы – это особо неравновесные, чрезвычайно динамичные биокосные системы. Корни растений, как насос, перекачивают некоторые химические элементы (Р, S, Ca,
K, многие микроэлементы) из нижних горизонтов в верхние. В результате такой
биогенной аккумуляции создается возможность обогащения этими элементами верхних
горизонтов почв и улучшения среды существования следующих поколений высших
растений. Биогенное накопление Be, Co, Ni, Zn, Ge, As, Cd, Sn и др. редких
элементов в гумусовом горизонте лесной почвы впервые обнаружил в 30-е годы
прошлого столетия В.М. Гольдшмидт. Позднее эти же явления были обнаружены и в
других типах почв. Поглощая катионы, корни выделяют Н+, а поглощая анионы – ОН-. Таким образом, в
результате минерального питания растений в почве непрерывно поступает ион Н+ -
важный фактор выветривания Почва традиционно рассматривалась как составная часть коры выветривания
(некоторые современные авторы даже говорят, что они ранее нередко
отождествлялись. Это не совсем верно – на самом деле качественное своеобразие
почвы учитывалось всеми исследователями, но не все это в должной мере
акцентировали). В противовес этому, некоторые современные авторы (А.И.
Перельман) полностью обособляют почву от коры выветривания, рассматривая их как
отдельные единицы равного ранга. Как ни подходить к этому вопросу, нельзя
игнорировать ни наличие определённого сходства между почвами и корами
выветривания, ни качественного своеобразия почв. Первое – в том, что кора выветривания является субстратом, на котором
формируется почва (образование почвы – результат изменений в верхней части коры
выветривания), и в том, что процессы химического выветривания минерального
вещества и выщелачивания подвижных соединений грунтовыми водами в них однотипны. Суть различия в том, что почва (даже если рассматривать её как составную часть
коры выветривания) – это та её часть, которая в наибольшей мере изменена
биогенными процессами и приобрела новую качественную специфику. В ней
значительная доля объёма приходится на органические вещества и продукты их
разложения. Биогенной является даже значительная часть минерального вещества
(что мы рассмотрели чуть раньше). Отличие почв не только в иной организации
вещества, но и в ином распределении элементов. В почвах, в отличие от кор выветривания, постоянно действует двоякий механизм
вертикального перераспределения вещества. Поглощение растениями химических
веществ идёт из всего объёма почвы (частью и из подпочвенных слоёв), а
аккумулируются они лишь в верхнем слое, где происходит накопление растительных
остатков. В то же время, наряду с биогенной аккумуляцией, направленной снизу
вверх, идёт и общая для почв и кор выветривания нисходящая миграция водных
растворов. Часть веществ ими выщелачивается, переносясь из верхних горизонтов в
более низкие. Поэтому реальное распределение элементов в почвах водоразделов и
склонов (элювиальных, коллювиальных и пролювиально-делювиальных) определяется не
только биогенной аккумуляцией, но и выщелачиванием. В результате почва
разделяется на горизонты с различными условиями, каждый из которых представляет
свою физико-химическую систему (усложнение структуры). В верхнем горизонте могут
господствовать кислые условия, в нижнем – щелочные; в верхнем окислительные, в
нижнем – восстановительные (не говоря уже о менее значимых различиях). В верхней
части почвы при этом может преобладать концентрация элементов или их вынос.
Совокупность горизонтов образует почвенный профиль, для которого характерны зоны
выщелачивания и определенные геохимические барьеры. Иное распределение элементов наблюдается в солончаках, болотных, луговых и иных
супераквальных (надводных) почвах низин. В них наряду с биогенной аккумуляцией и
выщелачиванием происходит накопление химических элементов из грунтовых вод. Эти
почвы также расчленяются на горизонты. В болотных почвах это торфяные и глеевые
горизонты, в солончаках – солевые. Таким образом, почвообразование приводит к дифференциации элементов –
сравнительно однородная по химическому составу горная порода превращается в
неоднородный почвенный профиль со многими горизонтами. Таким образом, в почве
накапливается не только энергия, но и информация. 3.2.3. Состав педосферы.
Минеральное и органическое вещество педосферы
Органическое вещество является одним из наиболее важных компонентов педосферы.
Основная масса растительного вещества преимущественно органического
происхождения ежегодно поступает в педосферу. В зависимости от биоклиматических
условий в различных районах Мировой суши (кроме пустынь и территорий, покрытых
ледниками) поступление мертвого органического вещества колеблется от 100 до 2500
т/км2 в год. Суммарная масса ежегодно отмирающего органического вещества таким
образом не менее 125х109 т. (Добровольский, 2003). Отмирающие части растений
поступают в почву в виде ежегодного опада. Его количество не пропорционально
массе растительности. Например, лесные сообщества южной тайги, обладающие
огромной биомассой, ежегодно вносят в почву лишь 50 ц/га сухого вещества, в то
время как растительность луговых степей, имеющая значительно (более чем в 10
раз!) меньшую биомассу, дает ежегодный опад почти в 3 раза больше! Значительная часть растительных остатков располагается на поверхности почвы в
виде лесной подстилки в лесах, травяного войлока в степях и скоплений торфа в
заболоченных ландшафтах. Отмирающие органы растений, поступая в почву, подвергаются интенсивной
деструкции. Одновременно происходит образование специфических органических
соединений. В результате деятельности почвенной мезофауны и микроорганизмов это органическое
вещество ( с различной скоростью, в зависимости от климатических и
гидротермических условий преобразуется в сложный комплекс органических
соединений – гумус почв. Состав почвенного гумуса непостоянен: он непрерывно
обновляется в результате постоянного разложения поступающих в почву органических
остатков и синтеза новых компонентов. Органическое вещество почвы состоит из слабоизмененных остатков растений,
продуктов их измельчения и первоначального преобразования мезофауной и
микроорганизмами. А также из специфических почвенных органических веществ. В органическом веществе почв различают три главные группы компонентов: 1 группа –
грубый гумус – слаборазложившиеся остатки преимущественно
растительного происхождения, образующие лесные подстилки и степной войлок. 2 группа –
модер – остатки, образующие черное рыхлое вещество, в котором только
под микроскопом видно, что оно состоит из измельченных и сильно измененных
растительных остатков, обильно пропитанных новообразованными органическими
соединениями. 3 группа – собственно гумус - почвенные органические образования, не
обнаруживающие следов строения растительных тканей. Это аморфные скопления от
хорошо прозрачных светло-желтых до почти непрозрачных темно-бурых. В одних
почвах гумусовые вещества равномерно распределены в объеме, а в других склеивают
мелкие минеральные частицы, образуя гумус типа мулль. Но все упомянутые группы почвенного органического вещества образуются лишь в
условиях хорошей аэрации. На заболоченных участках при длительном переувлажнении
деятельность мезофауны и аэробных микроорганизмов резко подавляется, в связи с
чем преобразование растительных остатков существенно замедляется. В этих
условиях из остатков гидрофильных растений, главным образом, мхов, образуется
торф. Отличительными признаками торфа являются: слабая разложенность
растительных остатков и волокнистое строение (благодаря преобладанию мхов среди
растений-торфообразователей). Органическое вещество почвы, состоящее из торфяных
компонентов называется гумусом типа мор. Между всеми рассмотренными нами формами органического вещества в почвах
существуют постепенные переходы. Глубокая трансформация органического вещества в почве происходит в результате
жизнедеятельности микроорганизмов. Причем разные микроорганизмы воздействуют на
определенные компоненты растительных остатков. Неспороносные бактерии используют наиболее доступные компоненты: простые
углеводы, аминокислоты, простые белки. Целлюлозные миксобактерии перерабатывают
устойчивые углеводы. Актиномицеты завершают процесс, разлагая наиболее
устойчивые компоненты растительных остатков и гумусовые вещества. Об интенсивности переработки растительных остатков мезофауной и микроорганизмами
в почвенный гумус можно судить по соотношению мертвого органического вещества на
поверхности почвы и его ежегодного поступления. По данным Л.Е. Родина и Н.И.
Базилевич это соотношение наиболее высоко (90) в тундровых ландшафтах, так как в
суровых условиях тундры жизнедеятельность почвенной мезофауны и микроорганизмов
настолько подавлена, что полная переработка годового растительного опада
растягивается на целых 90 лет и биологический круговорот химических элементов
здесь сильно заторможен. В степных ландшафтах это соотношение уменьшается до
1-1,5, т.е полное преобразование ежегодного опада происходит в течение
одного-двух лет. В пустынях это происходит еще быстрее, т.к. растительные
остатки на почве там практически отсутствуют. В почве таежных лесов полная
переработка растительных остатков происходит за 7-8 лет, в широколиственных
лесах умеренного пояса – за 2-3 года, во влажных же экваториальных лесах –
непрерывно в течение года. Но столь быстрое разложение органических остатков
происходит лишь при условии свободного газообмена почвы с атмосферой. Там же,
где органическое вещество насыщено водой (например, в болотах), газообмен
затруднен. Это практически полностью подавляет жизнедеятельность аэроробных
микроорганизмов и почвенной мезофауны и приводит к образованию торфа. Замедлению
процесса разложения способствует и постоянное присутствие в торфяных водах
растворимых органических соединений с антисептирующими свойствами. В результате
– полуразложившиеся остатки растений сохраняются в торфяных залежах тысячи лет.
Накоплению торфа способствуют условия холодного и влажного климата. Оценить время полного возобновления почвенного гумуса можно с помощью
определения абсолютного возраста вещества гумуса по изотопу 14С с периодом
полураспада 5678 лет. По данным В.В. Добровольского обновление гумуса в верхнем
горизонте современных почв происходит за 300-500 лет. В более глубоких
горизонтах процесс обновления происходит значительно медленнее и гумусовые
вещества имеют возраст в несколько тысяч лет. Это связано с большей
насыщенностью живыми организмами верхнего горизонта почв. Одновременно с
уменьшением численности микроорганизмов уменьшается вниз по разрезу почвы и
количество гумуса. Таким образом, почвенный гумус как правило сосредоточен в верхнем горизонте
почв, но мощность этого горизонта, количество и состав гумуса в разных типах
почв сильно различаются. Подробнее Вы узнаете об этом из курса Почвоведения, а
сейчас нам важно знать, что основными компонентами гумуса являются гуминовые и
фульвокислоты, их соли, а также гумин – комплекс сильно полимеризованных
высокомолекулярных гумусовых кислот, тесно связанных с тонкодисперсными
минеральными частицами. Между всеми перечисленными компонентами существуют
переходы. Гуминовые кислоты не растворяются в воде, но хорошо растворяются в щелочных
растворах. С некоторыми металлами эти кислоты способны образовывать сложные
внутрикомплексные соединения – хелаты (железа, алюминия и т.д.). Фульвокислоты растворяются в воде, причем такие растворы обладают сильнокислой
реакцией (рН=2,6-2,8). Комплексные соединения фульватов и многих мнеталлов могут
активно мигрировать в природных водах даже в такт их физико-химических условиях,
где свободные катионы металлов неизбежно выпали бы в осадок. Селективное соединение рассеянных металлов с водорастворимыми компонентами
гумуса (фульвокислотами) или с гелями гуминовых кислот имеет очень важное
геохимическое значение как для вовлечения этих металлов в миграционные циклы,
так и для выведения их их миграционных процессов и закрепления (депонирования) в
почве. Таким образом гумус почв играет двоякую геохимическую роль. С одной стороны, он
выступает как источник азота и некоторых других элементов, освобождающихся из
органического вещества в результате деятельности микроорганизмов и необходимых
для развития высших растений. С другой стороны, гумусовые кислоты и их
производные активно влияют на миграцию и аккумуляцию химических элементов в
педосфере., то есть гумус почв является важнейшей частью механизма регулирования
миграционных потоков в педосфере. Из 1 кв. м подстилки, залегающей на подзолистой почве под ельником, ежегодно
выносится до 4 кг органического углерода и до 84 мг оксида железа, связанного с
растворимым органическим веществом. Из подстилки под дубовым лесом на черноземе
выносится гораздо меньше органического углерода – всего до 80 мг и связанного с
органическим веществом железа – до 10 мг! Это означает, что микроорганизмы
подзолистой почвы при переработке подстилки активно продуцируют растворимые фульвокислоты, а микроорганизмы чернозема способствуют образованию
водонерастворимых гелей гуминовых кислот и гуматов кальция. Химические элементы, содержащиеся в наименее устойчивых тканях растений, быстро
удаляются из вещества лесных подстилок. Это калий, магний, натрий, фосфор, сера,
частично кальций. Содержание же элементов, входящих в более устойчивые ткани,
наоборот, возрастает в лесных подстилках. Это металлы, кремний и др. В некоторых
растениях кремния так много, что он образует фитолитарии – мелкие выделения
опала (аморфного оксида кремния). Кроме того, многие рассеянные элементы активно
сорбируются подстилками благодаря огромной поверхности в единице объема
полуразложившегося растительного опада. А масса органического углерода в педосфере (включая углерод залежей торфа, и
лесных подстилок) по данным В.В. Добровольского с учетом данных других
исследователей, близка к 25х1011 т. Это более чем в 2 раза превышает массу
углерода во всей существующей растительности суши! 3.2.4. Роль почвы в регулировании кислород-углеродного
и газового баланса в
биосфере
Почва характеризуется высокой насыщенностью живыми организмами и продуктами их
жизнедеятельности, а также мертвым органическим веществом. Преимущественно
растительного происхождения. Почвенная мезофауна – многочисленные
беспозвоночные, обильно населяющие верхние горизонты почв. Их масса может
достигать 200 т на квадратный километр. Наибольшая часть массы почвенных
беспозвоночных приходится на дождевых червей и членистоногих. Но все же основная роль в биогеохимии педосферы принадлежит микроорганизмам –
бактериям, актиномицетам, грибам, водорослям, простейшим. Огромное их количество
и видовое разнообразие свидетельствуют о том, что именно почвам является
наиболее благоприятной средой их обитания. Масса микроорганизмов в поверхностном
горизонте почв в несколько раз превышает массу наземных животных и достигает 2-3
тонн на гектар (или – тонн на квадратный километр!) Суммарная живая масса всех
микроорганизмов педосфере по оценкам различных исследователей близка к 1010
тонн. Автотрофные бактерии-нитрификаторы в результате биохимического окисления
недоступного для высших растений аммиака на протяжении лишь одного года образуют
сотни килограммов на гектар доступных для растений нитратов. Азотофиксирующие бактерии, обладающие способностью поглощать и связывать
молекулярный азот из атмосферы аккумулируют в педосфере до 200х106 тонн в год. Особо важное значение имеет деятельность гетеротрофных бактерий, окисляющих
органическое вещество до конечного продукта – углекислого газа. Не менее важная
роль принадлежит актиномицетам и грибам, которые разрушают наиболее устойчивые
компоненты растительных остатков – клетчатку и лигнин. Таким образом, основная
масса углекислого газа, образующаяся на суше, есть результат жизнедеятельности
микроорганизмов, насыщающих педосферу. Почва обладает высокой пористостью. Суммарный объем пор и пустот в верхнем
горизонте почвы составляет до 70% от общего объема. Поэтому в газообмене между
педосферой и приземным слоем тропосферы принимают участие огромные массы. Если
учесть, что в теплое время года полная смена почвенного воздуха происходит
несколько раз в сутки, то на протяжении года в движение между почвой и
атмосферой вовлекаются миллиарды кубических километров (даже не метров!) газов. Благодаря активной жизнедеятельности микроорганизмов, состав почвенного воздуха
и атмосферы сильно различается. В почвенном воздухе в десятки и сотни раз больше
углекислого газа, но значительно меньше, чем в атмосфере кислорода. Содержание
молекулярного азота примерно одинаковое. Почвенный воздух сильно обогащен парами
воды, насыщенность которыми близка к 100%., а также разнообразными летучими
органическими и неорганическими биогенными соединениями. Почвенная микрофлора играет весьма важную роль в регулировании выделения из
почвы газов, находящихся в атмосфере в очень небольшом количестве. В том числе
газов, поступающих из глубинных слоев земной коры. Среди глубинных газовых
эманаций постоянно присутствуют углеводороды, образующие в процессе метаморфизма
осадочных горных пород, содержащих рассеянное органическое вещество. Постоянный
поток рассеянных углеводородов перехватывается аэробными бактериями. Которые
окисляют эти газы. Жизнедеятельность аэробных бактерий обеспечивает отсутствие в
приземном воздухе таких углеводородов как гептан и пропан, активно выделяющихся
из залежей нефти и газа. Возрастание в почвенном воздухе содержания
углеводородов сопровождается увеличением численности бактерий, окисляющих
углеводороды. То есть в природе действует своеобразный биогеохимический фильтр.
Таким образом, почва является не только огромным резервуаром природных газов, но
также служит по выражению Г.А. Заварзина «идеальным приспособлением» для
трансформации (изменения) их состава. Анаэробные организмы являются продуцентами
газов из разлагающихся растительных остатков. Специфические аэробные бактерии.
Окисляющие водород. Метан. Разнообразные соединения серы, не выпускают эти
ядовитые газы из почвы в атмосферу. Таким образом, в почве происходит почти
замкнутый круговорот перечисленных выше газов, а в атмосферу поступает
преимущественно углекислый газ. В педосфере смыкаются обе ветви грандиозного углерод-кислородного цикла
массообмена, функционирование которого является главным условием существования
биосферы. С одной стороны, почва обеспечивает продуктивность фотосинтезирующих
растений суши, связывающих диоксид углерода в органическое вещество и при этом
выделяющих свободный кислород. С другой стороны, в почве происходит разрушение
отмершего органического вещества, его биохимическое окисление до углекислого
газа и возвращение последнего в атмосферу. Таким образом, педосфера играет роль
центрального звена в глобальном углерод-кислородном цикле и наряду с океаном
выполняет функции регулятора геохимического режима атмосферы. Микробиологическое разрушение органического вещества в почве является главным
источником выделения углекислого газа из педосферы. Вторым по значению
источником служит выделений углекислого газа корнями растений («корневое
дыхание») Как показываю определения радиоуглеродного возраста, наименее устойчивые
компоненты гумуса минерализуются за срок около 500 лет. Для минерализации более
устойчивых компонентов гумуса, сохраняющихся в нижней части профиля, требуются
тысячи лет. Высоко устойчивые соединения гуминовых веществ с тонкодисперсными
глинистыми минералами могут сохраняться десятки и сотни тысяч лет и при
переотложении почвенного материала входят в состав осадочных пород и пополняют
фонд рассеянного органического углерода осадочной оболочки Земли. Итак, миграционный цикл массобмена углерода в системе атмосфера-растительность
суши – педосфера – атмосфера не полностью замкнут, благодаря выведению
некоторого количества углерода из миграционного цикла и консервации этого
элемента в составе мертвого органического вещества. Несмотря на сравнительно
небольшую часть массы углерода, выбывающую из глобального биогеохимического
цикла, незамкнутость этого цикла имеет очень важные последствия. Наличие
неразложившихся растительных остатков в составе лесной подстилки и торфа, а
также почвенного гумуса обусловливает присутствие в атмосфере свободного
кислорода. Причем кислород сохраняется лишь потому, что он не был израсходован
микроорганизмами на биохимическое окисление мертвого органического вещества.
3.2.5. Биогеохимические преобразования
минерального вещества педосферы
Взаимодействие живых организмов с земной корой наиболее интенсивно происходит в
педосфере. Различные типы почв на 90-99% состоят из минерального вещества.
Поэтому средний химический состав почвенной толщи за исключением углерода и
азота обусловлен составом минерального вещества. Современные почвы сформировались преимущественно на рыхлых континентальных
образованиях плейстоценового и плиоцен-плейстоценового возраста. Эти отложения
являются результатом гипергенного преобразования (выветривания) горных пород.
Мощность этого покрова – от 10-20 см на крутых склонах до десятков метров на
равнинах и сотен метров в наложенных впадинах. В зависимости от мощности покрова
он целиком или только его верхняя часть включены в педосферу и являются главной
ареной взаимодействия минерального вещества с наземным биосом, мезо- и
микроорганизмами почв, мертвым органическим веществом, природными водами и
атмосферой. Рыхлые покровные отложения состоят из многократно перемешанных и переотложенных
продуктов выветривания горных пород. Почвы, формируясь на рыхлых покровных отложениях наследуют их минералогический
состав. В то же время новообразованные минералы непрерывно возникают в процессе
современного педогенеза. Разнородные компоненты минеральной части почв можно объединить в следующие
группы:
- Механические обломки подстилающих горных пород и слагающих их минералов.
- тонкодисперсные минералы глин.
- минеральные новообразования, возникшие в процессе формирования профиля почвы.
- Каждая из этих групп играет определенную роль в почвообразовании.
- Состав обломочных минералов сильно влияет на валовой состав почвы. Чем больше
обломочного кварца в минеральном веществе почвы, тем выше относительное
содержание кремнезема и меньше остальных химических элементов.
- Чем больше обломков силикатных минералов – тем больше алюминия. Многие
рассеянные элементы сосредоточены в акцессорных минералах (ильмените, магнетите,
апатите, цирконе рутиле и др.), устойчивых к процессам выветривания и
практически постоянно присутствующих в покровных отложениях. В магнетите могут
концентрироваться медь, золото и др. В цирконе, помимо циркония присутствуют
скандий…. В минералах титана – ильмените, рутиле, сфене концентрируются ниобий,
тантал, молибден, олово…
Акцессорные минералы обладают повышенной устойчивостью и содержащиеся в них
элементы с большим трудом могут быть мобилизованы и вовлечены в биогеохимические
процессы. Более важное биогеохимическое значение имеют рассеянные элементы, содержащиеся в
широко распространенных обломочных минералах в виде изоморфных примесей и
зафиксированные на поверхности дефектов кристаллической решетки. При гипергенном
разрушении железомагнезиальных силикатов высвобождаются ванадий, хром, цинк,
никель, кобальт. При разрушении полевых шпатов – стронций, барий, свинец,
рубидий. Часть рассеянных элементов мобилизуется очень легко, значительно раньше, чем
начинает разрушаться кристаллическая структура минерала-хозяина, и в раствор при
этом переходит большое количество главных элементов. Вероятно, при гипергенном
разрушении или трансформации обломочных минералов сначала мобилизуются
внеструктурные формы рассеянных элементов, приуроченные к дефектам
кристаллической решетки. В дальнейшем мобилизуются другие формы, в том числе,
изоморфные примеси, входящие в кристаллохимические структуры минералов. Таким образом, обломочные минералы, являясь наиболее инертными компонентами
минерального вещества почв, содержат резерв сравнительно легко мобилизуемых
рассеянных элементов. Концентрация рассеянных элементов в обломочных минералах
(в частности в кварце), выделенном из почв или рыхлых покровных отложений, как
правило, более низкая, чем в этих же минералах, находящихся в горных породах, не
затронутых выветриванием. Это объясняется тем, что обломки минералов в процессе
выветривания и многократного переотложения претерпели сильное дробление и
относительно непрочно фиксированные элементы были частично выщелочены растворами
кислых метаболитов организмов и гумусовых кислот. Высокодисперсная часть минерального вещества почвы в основном состоит из
гипергенных силикатов (глинистых минералов): каолинита, галлуазита, нонтронита,
бейделлита, монтмориллонита, гидрослюд и т.д. В меньшем количестве присутствуют
минералы группы оксидов и гидроксидов, преимущественно железа и алюминия
(гидрогетит, лимонит, гидраргиллит, диаспор и т.д., а также аморфные вещества
(например, кремнезем в виде опала и др.). Диспергирование минерального вещества – одно из главных проявлений его
гипергенного изменения на поверхности суши. Под влиянием суточных и сезонных
колебаний температуры образуются трещины, приуроченные в минералах к дефектам
кристаллов или трещинам спайности. А в горных породах – к контакту зерен.
Расклинивающее действие воды в тонких трещинах и давление льда в более крупных
способствуют механическому дроблению пород. Одновременно происходит
преобразование гипогенных силикатов в гипергенные, частицы которых имеют размеры
менее 0,001 мм. В результате прогрессирующего измельчения минерального вещества сильно
увеличивается его суммарная поверхность в единице объема и, соответственно, роль
процессов сорбции-десорбции. Возрастанию роли сорбционных процессов способствуют
особенности кристаллического строения гипергенных силикатов. В глинистых
минералах сильные связи имеются только в пределах плоского пакета, а связь между
пакетами осуществляется более слабыми межмолекулярными силами. Поэтому
химические элементы не только адсорбируются поверхностью тонкодисперсных частиц
глинистых минералов, но могут проникать и в межпакетное пространство. Различные
типы сорбционных процессов (от катионообменной адсорбции, являющейся важным
звеном в биологическом круговороте химических элементов на суше, до хемосорбции)
имеют важное значение для регулирования миграции элементов в педосфере. В
тонкодисперсной части минерального вещества педосферы аккумулировано большое
количество тяжелых металлов и других рассеянных элементов. В силу особенностей строения, глинистые минералы связывают неодинаковое
количество химических элементов. Минералы, в которых расстояние между пакетами
постоянно, имеют ограниченную сорбционную способность. Например, катионообменная
емкость каолинита обычно не более 10 мг-экв/100 г минерала. Сильно разбухающие
минералы, у которых межпакетное расстояние может значительно увеличиваться,
сорбируют большое количество элементов. Катионообменная емкость монтмориллонита
в 10 раз больше, чем у каолинита. Емкость поглощения катионов гидрослюд и
смешаннослойных минералов составляет несколько десятков мг-экв/100 г твердого
вещества. Наиболее низкие концентрации рассеянных элементов характерны для кварца. По этой
причине в рыхлых песчаных отложениях содержание рассеянных элементов, как
правило, значительно ниже, чем в суглинках. Это различие тем заметнее, чем выше
содержание обломочного кварца в почвах. Самые высокие концентрации рассеянных
элементов наблюдаются в минералах тяжелой фракции. Специфическим проявлением перераспределения минеральных компонентов в условиях
прерывистого («пульсирующего») процесса почвообразования являются скопления
новообразованных минералов, четко отделяющиеся от вещества почв. Их морфология
разнообразна: сплошные и полые конкреции округлой формы, трубчатые агрегаты,
рыхлые скопления, налеты и пленки, плотные корочки, натеки на каменистых
обломках, зернистые агрегаты и друзы, линзовидные скопления. Столь же
разнообразен и минеральный состав этих агрегатов. Наибольшим распространением
среди них пользуются карбонаты кальция и гидроокислы железа. По степени раскристаллизации минеральные новообразования современных и
плиоплейстоценовых почв могут быть разделены на 2 группы. Первую составляют
новообразованные хорошо раскристаллизованные минералы (относительно хорошо
растворимые). Преимущественно они относятся к классу сульфатов. Образование этих
минералов происходило путем выпадения из водных растворов. Вторая группа – тонкодисперсные гидроксиды железа и марганца, карбонаты. Гели гидроксидов железа микробиологического происхождения хорошо известны.
Образование кальцита происходит при резком изменении парциального давления СО2 в
почвенных растворах, обогащенных бикарбонатом кальция, что нарушает равновесие
системы НСО3=Н+ т=СО32- в растворе и сопровождается и активным выпадением из них
карбоната кальция (кальцит, арагонит). Почвенно-гипергенные минералы, возникшие при кристаллизации из водных растворов
инертны по отношению к минеральной части почв. Обычно они заполняют пустоты и
трещины, а в песчаных почвах заполняют пространство между песчинками, цементируя
их (пойкилитовый цемент). Иногда новообразованные минералы заметно корродируют или даже полностью замещают
обломочные минералы почвообразующих пород. Наиболее устойчивым минералом
является обломочный кварц. В новообразованных минералах может присутствовать практически весь спектр
рассеянных элементов, присутствовавших в почвах и почвообразующих породах. При
этом концентрация большинства рассеянных элементов в них тем ниже, чем меньше
они содержат механической примеси частиц почвы. Но отдельные элементы
избирательно накапливаются в новообразованных минералах, причем их концентрация
не зависит от содержания механических примесей почвенных частиц. В почвах хвойных и смешанных лесов вместе с гидроксидами железа избирательно
накапливаются некоторые тяжелые металлы (марганец, свинец, ванадий, хром, медь),
а в почвах засушливых ландшафтов в карбонатных и сульфатных новообразованиях
аккумулируется стронций. Его концентрация при образовании гипса в почвах пустынь
настолько велика, что иногда среди кристаллов гипса (пустыня Устюрт) встречаются
и мелкие кристаллы целестина. Весьма чувствительным биогеохимическим показателем степени аридности
геобиосистем является отношение концентрации стронция к барию в почвенных
новообразованиях. Это отношение закономерно увеличивается от почв северных
степей (черноземов) к серо-бурым почвам пустынь. Некоторые почвенные новообразования имеют относительно крупные размеры и хорошо
сохраняются, поэтому их легко обнаружить даже в погребенных и сильно
эродированных почвах, а иногда и в переотложенных продуктах плиоплейстоценового
почвообразования. В нижней части почв иногда встречаются новообразования, не соответствующие
биогеохимическим условиям современных почв. Так, в некоторых районах Средней
Азии в серо-бурых почвах пустынь присутствуют крупные известковые конкреции и
остатки мощного горизонта гипса оригинальной шестовато-игольчатой формы. Эти
образования являются реликтами древних гидроморфных почв, сохранившимися в
нижней части почв современной пустыни. Изучение парагенетических ассоциаций минералов почв, их морфологии и химического
состава является важной задачей. Примером реакции ионного обмена в почвах может быть реакция обменной сорбции
ионов натрия и кальция: ППК=Ca2+ + 2Na+ + SO22- + 2H2O – ППК=2Na+ + CaSO4·2 H2O Реакция является обратимой. Протекая в природных ландшафтах слева направо, она
ведёт к засолению почв, смене кальциевого ППК на натриевый (образование
солонцов). При естественном рассолении солонцов идёт обратная реакция. Её можно
вызвать и искусственно, проведя гипсование почв и создав в системе избыток
растворимого кальция. В целом сорбция в почвенных системах также, как и в любых других, может вызывать
разнообразные, в том числе разнонаправленные последствия с точки зрения
изменения миграционной способности химических элементов. С одной стороны, сорбция элементов в ППК может снижать их миграционную
способность, в результате чего:
- снижается способность почв к самоочищению вследствие концентрации
элементов-загрязнителей в составе ППК;
- в то же время увеличивается плодородие почв, так как снижается скорость
выщелачивания элементов, нужных для минерального питания растений;
- в некоторой степени снижается и токсичность сорбированных компонентов, так как
они переходят в менее подвижную форму.
С другой стороны, при определённых условиях сорбция элементов в ППК может
увеличивать их миграционную способность, если происходит:
- вымывание из почвы тонкодисперсных частиц ППК (либо за пределы почвенного
горизонта – радиальная миграция, либо в сопредельный ландшафт – латеральная
миграция);
- выдувание (дефляция) тонкодисперсных частиц ППК, что характерно для аридных
(засушливых) районов.
С геохимических позиций сущность почвообразования состоит в
окислительно-восстановительных реакциях. Разложение органических веществ это окислительно-восстановительный процесс, так
как углерод. Водород и другие химические элементы, входящие в состав
органических соединений, при их разложении окисляются до простых неорганических
соединений, а главный окислитель – кислород в этом процессе восстанавливается.
Окислителями и восстановителями могут быть железо, марганец и другие элементы.
Для всех почв характерна окислительно-восстановительная зональность, которая
наиболее наглядна, когда в почве окислительная обстановка вниз по разрезу
сменяется восстановительной – глеевой или сероводородной. Это характерно для
многих болотных, луговых. Солонцовых и других супераквальных почв. Выражена
такая зональность и в элювиальных почвах, особенно в тундровой и таежной зонах.
Главным элементом и индикатором подобной зональности является железо
(Fe2+↔Fe3+)/. Окислительно–востановительная зональность может проявиться и в
полностью восстановительной (окислительной) среде. Например, резко
восстановительная обстановка в нижних горизонтах болотных почв выше сменяется
менее восстановительной. К микроэлементам индикаторам
окислительно-восстановительной зональности относятся Cu, Mo, Ag, Sn, Au, Hg, U/
Во многих аридных почвах, особенно в пустынях и сухих степях, господствует
окислительная обстановка и окислительно-восстановительная зональность выражается
в смене резко окислительной обстановки на слабо окислительную. Это может быть и
микрозональность, проявляющаяся не во всем почвенном горизонте, а лишь на
локальном участке. Например, вокруг гниющего корешка. Индикаторами
окислительно-восстановителььной зональности в условиях окислительной среды
служат марганец (перераспределение которого в условиях преобладания
трехвалентного железа указывает на слабо окислительную обстановку), а также
ванадий, хром. Селен, йод и др. Таким образом, окислительно-востановительная зональность является характерной
особенностью всех почв. Она отражает важнейшие биогеохимические особенности этих
биокосных систем. Окислительно-восстановительная зональность в почвах является
моделью более грандиозных процессов, протекающих в других биокосных системах, в
том числе, биосфере в целом. Преимущество почв как модели состоит в том, что
окислительно-восстановительная зональность в них проявляется в пределах 1-2
метровой толщи, в то время как, например, в коре выветривания подобная
зональность распространяется на десятки метров, а в биосфере в целом – на
километры и десятки километров. Геохимический анализ почвообразования позволяет выделить 3 основных ряда почв.
Почвы первого ряда – с окислительной обстановкой. Они образуются там. Где
атмосферный воздух легко проникает в почву, при этом грунтовые воды залегают
глубоко. Это горные почвы, многие водораздельные почвы равнин. К ним относятся
черноземы, красноземы, каштановые почвы, буроземы, большинство почв пустынь и
тд. В.В. Докучаев объединял их в особый класс «сухопутно-растительных почв».
Позднее для них были предложены термины «автоморфные» или «элювиальные» почвы. В
них окислительно-восстановительная зональность проявляется в условиях
окислительной среды. Почвы второго ряда - с глеевой обстановкой. Пользуются огромным распространением
на заболоченных равнинах в районах влажного климата. В глеевых почвах часто
содержится растворимое органическое вещество, в том числе. Различные
органические кислоты, которые образуются при неполном окислении растительных
остатков. Почвы третьего ряда – с восстановительной сероводородной обстановкой
распространены не столь широко. К ним относятся некоторые солончаки и многие
другие почвы. Может показаться, что различие почв глеевого и сероводородного рядов не столь
велики, так как в обоих случаях преобладает восстановительная среда. Однако, по
целому ряду показателей глеевые и сероводородные среды резко отличаются друг от
друга. В глеевой среде многие металлы подвижны и образуют легкорастворимые
соединения (особенно с органическими кислотами). А в сероводородной – они
малоподвижны и образуют нерастворимые сульфиды. В пределах рядов выделяются черноземные, подзолистые, бурые, лесные, коричневые,
сероземные, красноземные и другие типы почв. Размещение их подчиняется
климатической зональности. В разных горизонтах одной и той же почвы в результате существования
окислительно-восстановительной и кислотно-щелочной зональности процессы водной
миграции часто неодинаковы. В этом случае при определении ряда и класса почв
следует использовать понятие о центре почвы – главном горизонте, определяющем
своеобразие почвы в целом. 3.2.6. Эволюция процессов почвообразования в истории Земли
и роль почв в
развитии биосферы
Появление почв было предопределено образованием первых наземных фитобиоценозов,
положивших начало циклической биогенной миграции на суше. Согласно геологическим
данным это произошло 350-400 млн. лет назад. Основной метод – изучение реликтовых почв в современных ландшафтах. Особенно
много таких реликтов может содержаться в ландшафтах областей с длительной
историей развития во внутриконтинентальных условиях, к которым относится и
Восточная Сибирь (в отличие, скажем, от Западной Сибири, в относительно недавние
геологические времена полностью или частично заливавшейся мелководным морем).
Изучение реликтов в этих случаях важно и для познания современных процессов в
ландшафте, так как эти реликты могут оказывать на них существенное влияние. К таким реликтам относятся:
- реликтовые почвы и педоседименты (осадки, образовавшиеся за счёт переотложения
почвенного материала, который сохранил часть свойств, приобретенных при
почвообразовании); химизм почв, как мы уже знаем, отражает обстановку их
формирования
- древние коры выветривания (примеры – латериты, известковистые коры
выветривания);
Живое вещество, создав почвенный покров, преодолело ограниченность ресурсов
азотно-углеродного, водного, воздушного минерального питания. Синтез
высокодисперсных глинистых минералов обеспечил в почвах высокую поглотительную
способность, тем самым закрепляя соединения азота, фосфора, кальция, калия. Еще
более интенсивное накопление макроэлементов ( углерода, азота, фосфора, кальция,
серы, калия) и микроэлементов (йода, цинка, меди, кобальта, селена и др.)
наблюдается в ходе биогенной аккумуляции в форме гумусово-органических
соединений. Роль живого вещества в процессах выветривания и почвообразования
непрерывно возрастает, т.к. количество возникающих за единицу времени организмов
непрерывно растет. Возрастает и разнообразие форм организмов. Итак, роль почвы в развитии биосферы:
- Буфер, обеспечивающий устойчивость существования биогеноценоза;
- Фильтр, участвующий в регулировании состава природных вод и почвенного
воздуха;
- Аккумулятор энергии (гумусообразование) и химических элементов (биогенное
накопление);
- Биопротектор, связывающий часть загрязняющих веществ путем перевода их в
недоступные для живых организмов формы;
- Источник информации о геохимических процессах в прошлом и настоящем.
3.2.7. Биогеохимия илов
В.И.Вернадский определял ил как природное тело, аналогичное почве, но где
гидросфера занимает место атмосферы. Как и почвы, илы являются неравновесными динамическими биокосными системами,
богатыми свободной энергией. В процессе илоообразования также происходит разложение органических веществ. Для
илов так же, как и для почв характерен сложный профиль, в котором можно выделить
различные горизонты. Здесь также имеет место окислительно-восстановительная
зональность и действуют различные геохимические барьеры. Однако, в отличие от
почв их состав не зависит от состава «материнской породы». Для них характерно постоянное переувлажнение. В образовании илов, как правило,
не принимают участия высшие растения. Все это определяет меньшее разнообразие
илов и большую однородность их состава. При геохимической систематике илов А.И. Перельман главное значение придает
особенностям их верхнего горизонта, являющегося центром данной биокосной
системы. Как и для почв, им выделяются 3 ряда илов: окислительные, глеевые и
сероводородные (сульфидные). Окислительные илы образуются в океанах, морях, озерах и реках – всюду, где
господствуют кислородные воды и создаются условия для перемешивания вод. В морях
и океанах окислительная среда характерна для прибрежных их частей, а также, хотя
это и может показаться на первый взгляд странным, - для больших глубин. Там
очень мало органических остатков, а холодная вода морских глубин гораздо богаче
растворенным кислородом, чем теплая. Окислительные илы имеют преимущественно
желтую, бурую, красную окраску, обусловленную присутствием трехвалентного
железа. Глеевые илы особенно характерны для озер районов влажного климата. Здесь
разлагается много органического вещества, сульфатов же в водах мало. В
результате чего развивается глеевая обстановка. Трехвалентное железо и
четырехвалентный марганец восстанавливаются, в связи с чем такие илы приобретают
сизую, зеленоватую, серую, охристо-сизую окраску. В глеевых илах не хватает
кислорода для окисления органических веществ, поэтому их разложение резко
замедляется. В лесной зоне постепенно накапливается сапропель - «гнилой озерный
ил». Он богат органическими соединениями, среди которых обнаружены белки,
витамины и другие биологически активные вещества. Сапропель используется как
местное удобрение, подкормка для домашних животных и как лечебная грязь. Вместе с тем, за счет активного накопления сапропеля происходит заиливание
некоторых озер и их вода становится совершенно непригодной для водоснабжения.
Добыча сапропеля, таким образом, способствует очистке озер. Запасы сапропеля
очень велики. Но используются они пока слабо. Сероводородные (сульфидные) илы широко распространены в морях и океанах, озерах
степей и полупустынь, где преобладают сульфатные воды. В них развивается
десульфуризация, в результате чего вырабатывается сероводород и образуются
сульфиды железа и других металлов. Илы имеют серый, черный и синеватый цвет за
счет тонкорассеянных сульфидов. Сульфидные илы соленых озер степей и пустынь
используются как лечебные грязи. Илы, как и почвы, подчиняются климатической зональности. Например, окислительные
илы мелководий полярных морей отличаются по составу от окислительных илов
мелководий тропиков. Глеевые илы тундровых ландшафтов отличаются от глеевых илов
влажных тропиков. В них резко различны и скорость разложения органических
остатков, и состав самих остатков (флора и фауна). Это позволяет выделять типы
илов холодного, умеренного и жаркого географических поясов. Размещение илов на
материках также подчиняется общей климатической зональности. Хотя зоны илов
значительно шире почвенно-растительных зон. Классы илов выделяются по тем же признакам, что и классы почв (кислые.
Нейтральные и слабощелочные, содовые, кислые глеевые и пр.) Концентрация элементов в илах в основном происходит из вод соответствующих
бассейнов с последующим перераспределением во время диагенеза (процесса
превращения ила или любого другого осадка в осадочную породу). С этим связано, например, накопление U, Mn, Au, W, Sn, TR в черных сланцах
венда, а также в фосфоритах. С осаждением железа и меди в илах на дне бассейнов
в местах разгрузки подземных вод связывают образование железных и медных руд.
3.2.8. Биогеохимия кор выветривания
Корой выветривания называются рыхлые продукты изменения горных пород,
образующиеся под почвой, в том числе, и за счет поступающих из нее растворов.
Термин «кора выветривания» геологами употребляется и в более широком смысле, как
остаточный продукт выветривания горных пород. Б.Б. Полынов различал остаточную
(элювий) и аккумулятивную кору выветривания. От почвы кора выветривания
отличается отсутствием биогенной аккумуляции элементов под влиянием растений. По
остальным признакам кора выветривания близка к почве. Как и для почвы, для нее
характерна инфильтрация атмосферных осадков, выщелачивание растворимых
соединений, выветривание первичных силикатов с образованием глинистых минералов,
формирование профиля, расчлененного на горизонты, окислительно-восстановительная
и щелочно-кислотная зональность, геохимические барьеры. Биокосная природа коры выветривания проявляется в деятельности микроорганизмов,
окисляющих органические соединения, поступающие из почвы. Наиболее благоприятные
условия для формирования коры выветривания создаются во влажном и жарком климате
при равнинном или слабохолмистом рельефе и спокойном тектоническом режиме. В
этом случае ее мощность может достигать нескольких десятков, а по трещинам и
зонам дробления – сотен метров. В сухом климате мощность коры выветривания
обычно не превышает нескольких метров. Детально изучали геохимию кор выветривания Б.Б. Полынов и И.И. Гинзбург. Поведение элементов в коре выветривания определяется их химическими свойствами,
типом ландшафта и особенностями развитых на данном участке горных пород.
Минералы имеют различную устойчивость к выветриванию, что во многом определяет
различную интенсивность миграции химических элементов. Так, амфиболы, особенно
щелочные, выветриваются значительно легче. Чем альбит, поэтому натрий амфиболов
обладает более высокой миграционной способностью, чем натрий альбита. Если уран
входит в состав трудноразрушаемого циркона, его миграционная способность низкая,
если в состав урановых слюдок – высокая. Устойчивость минералов к выветриванию
зависит и от климата. В аридном (сухом) климате кальцит. Доломит, гипс устойчивы
в коре выветривания, а в гумидном (влажном) – неустойчивы. Для коры выветривания характерны процессы окисления. Железо, марганец и сера в
изверженных породах находятся в основном в двухвалентной форме, а в коре
выветривания, в трех-, четырех- и шестивалентной форме соответственно. Не менее
характерны для коры выветривания и процессы гидратации. Почти все вторичные
минералы содержат воду (кристаллизационную, гидратную и т.д.). в районах с
засушливым климатом образуются также карбонаты, главным образом, кальцит. При интенсивном выветривании большая часть твердых составных частей коры
выветривания находится в коллоидном состоянии или уже прошла через него.
(глинистые минералы, гидроксиды железа, марганца, алюминия и кобальта, гумусовые
вещества и др. В начале прошлого века австрийский минералог Ф. Корню даже
написал, что «царство гелей окружает Земной шар подобно коре». Меньшая часть твердых продуктов выветривания находится в виде простых солей. Б.Б. Полынов впервые установил ряды выноса химических элементов из коры
выветривания, которые впоследствии были дополнены А.И. Перельманом. Общая тенденция заключается в выносе наиболее подвижных элементов и обогащении
коры наименее подвижными – особенно железом, алюминием, титаном. Часть хлора и
серы поступает в коры выветривания с атмосферными осадками («циклические
элементы» по классификации А.И. Перельмана). Таким образом, при выветривании
интенсивность выноса элементов колеблется в сотни и тысячи раз. По Б.Б. Полынову выветривание изверженных пород проходит ряд последовательных
стадий, начиная от обломочной обизвесткованной (вынесены только хлор и сера).
Далее следует силлитная стадия (вынесена значительная часть катионов), аллитная
(вынесена большая часть катионов и SiO2 силикатов, в связи с чем в коре
выветривания происходит относительное накопление кварца и гидроксидов алюминия и
железа). Следовательно, общая направленность процессов выветривания едина, но
скорость процесса и конечная стадия различны и во многом определяются
климатическими условиями. В пустынях аллитная стадия не достигается. В сухих
степях и пустынях кора выветривания содержит кальцит (обломочная
обызвесткованная стадия), а в континентальных отложениях накаливаются
легкорастворимые хлориды и сульфаты. Многие, ранее существовавшие коры выветривания, сегодня погребены глубоко под
более молодыми осадочными породами. Другие – хотя и обнажаются на земной
поверхности, находятся в резком несоответствии с современными климатическими
условиями (тропические коры выветривания в пустынях Австралии и Казахстана). После завершения формирования профиля, коры выветривания нередко подвергались
эпигенетическим изменениям под влиянием подземных вод, эолового привноса солей и
других процессов. В результате на кору выветривания могли накладываться
оглеение, карбонатизация, засоление и др. процессы, существенно изменяющие ее
геохимические характеристики и искажающие ее первоначальный профиль. В основу геохимической классификации кор выветривания А.И. Перельман положил
особенности наиболее выветрелого горизонта («центра»), т.е. самой верхней
подпочвенной части элювия. С глубиной процессы выветривания затухают и самые
нижние горизонты обычно изменены слабо. В коре выветривания помимо хорошо изученной минералогической зональности
установлена и отчетливая геохимическая зональность –
окислительно-восстановительная и щелочно-кислотная. В геохимической
классификации кор выветривания А.И. Перельманом выделены окислительный и глеевый
ряды, а для нижних горизонтов некоторых кор выветривания – сероводородный
(сульфидный). Классы коры выветривания выделяются по аналогии с классами почв и
илов. Особенно широко распространены коры выветривания окислительного ряда. И это
понятно. Такие коры выветривания лучше всего изучены и наиболее разнообразны по
составу и строению. Сернокислая кора возникает при выветривании пород, богатых сульфидами (в первую
очередь, наиболее распространенным из них – пиритом). Окисление сульфидных
минералов при участии тионовых бактерий приводит к появлению свободной серной
кислоты, а, следовательно, к резкому понижению рН среды. Начинается «сернокислое
выщелачивание», приводящее к высвобождению и вовлечению в процессы миграции
ионов цинка, меди, кадмия и других металлов. Подобные коры выветривания лучше
всего изучены на сульфидных месторождениях. Для зон окисления сульфидных месторождений характерны различные геохимические
барьеры. Сернокислые растворы, просачиваясь из зоны окисления вниз, реагируют с
первичными сульфидами, в результате чего образуются сульфаты металлов и
свободный сероводород. При этом в нижней части зоны окисления возникает
сероводородный барьер, на котором осаждаются металлы. Образующиеся при этом
вторичные богатые сульфидные руды обычно представляют главную ценность многих
сульфидных месторождений. При окислении сульфидных руд в известняках образующиеся растворимые сульфаты
железа, меди, цинка. Никеля, кобальта и других металлов, взаимодействуя с
вмещающими карбонатами, осаждаются на щелочном барьере в виде гидроксидов и
карбонатов этих металлов. Зона окисления здесь обогащается вторичными
карбонатами и гидрокарбонатами металлов, среди которых особую роль играют
малахит и азурит. Месторождения меди в аридном климате почти всегда на
поверхности представлены этими минералами. При окислении сульфидных руд в известняках из гидрокарбонатных вод, имеющих
слабощелочную реакцию и содержащих повышенные количества растворенного
кремнезема, при встрече с кислыми водами происходит окремнение известняков. Сернокислые коры образуются также при выветривании пиритизированных глин и
сланцев. Кислая кора выветривания образуется во влажном климате. Богатый растительный
покров обуславливает здесь интенсивное поступление в кору из почвы углекислого
газа, гумусовых кислот и других продуктов разложения растительных остатков. Для
нейтрализации кислых продуктов в грунтовом растворе, как правило. Не хватает
катионов, и реакция природных вод сохраняется кислой. Разложение минералов,
таким образом, происходит в кислой среде, что благоприятствует переходу в
раствор и выносу большинства ионов металлов и замещение ионом Н+ обменных
катионов в поглощающих комплексах (глины, цеолиты). В кислой коре образуются
каолинит, галлуазит и другие глинистые минералы. Наиболее интенсивно кислое
выветривание протекает во влажных тропиках. В нижних горизонтах кислой коры в результате повышения рН на щелочном барьере
концентрируются некоторые элементы, выщелоченные из верхних горизонтов.
Нейтральная или даже слабощелочная среда здесь обусловлена как принесенными
сверху катионами, так и продуктами разложения первичных минералов нижних
горизонтов. Это особенно наглядно проявляется при выветривании ультраосновных
пород. Из верхних горизонтов таких кор – зон охр и нонтронита- выносится магний,
там существует кислая реакция растворов, а в нижних горизонтах – выщелоченных
серпентинитов и зоны дезинтеграции – магний, напротив, осаждается на щелочном
барьере в форме магнезита, доломита, магниевого монтмориллонита и брусита.
Поэтому в результате привноса магния сверху в нижних горизонтах таких кор
выветривания возникает щелочной барьер. Следовательно, кислое выщелачивание, удаляя катионы из верхних горизонтов,
приводит к появлению щелочной среды в нижних. На контакте ультраосновных пород с известняками в результате боковой миграции
кислых вод, содержащих никель и кобальт, в карстовых полостях происходит сорбция
металлов глинами, т.е. совмещаются щелочной и сорбционный барьеры. Так,
вероятно. Сформировались некоторые гипергенные месторождения никеля. На гранитах во влажных тропиках кора содержит много каолинита – продукта
выветривания полевых шпатов. Иной минеральный состав имеет кора выветривания на
тех же гранитах во влажном умеренном поясе. Однако, всем формам кислой коры присущи общие черты: отсутствие легкорастворимых
солей и СаСО3, бедность катионами, особенно кальцием, высокая миграционная
способность многих элементов в верхних горизонтах и их концентрация на щелочном
и сорбционном барьерах в нижних горизонтах. Изучение профиля кор выветривания на
гранитах показало, что алюминий, торий, гафний, скандий, церий практически
неподвижны. В нижней зоне дезинтеграции энергично выветриваются плагиоклазы с
переходом в раствор кальция, натрия, стронция, магния, с чем связано резкое
повышение здесь рН. Ортоклазы замещаются гидрослюдами, с чем связан вынос калия
и бария. В результате полного замещения полевых шпатов каолинитом происходит
выщелачивание большинства микроэлементов. Вынесенные из каолинового горизонта
редкоземельные элементы, бор и медь концентрируются в зоне дезинтеграции. А
рубидий и цезий – в подзоне гидрослюд. Гидроксиды железа в верхней части профиля
обычно сорбируют бор, кобальт, никель, сурьму и другие микроэлементы. Нейтральная и щелочная кора выветривания широко распространена в сухом климате.
Выветривание здесь проникает неглубоко и кора имеет малую мощность. На скальных
породах она представлена обломками тех же пород, покрытых корочкой кальцита.
Наиболее подвижный и накапливающийся мигрант здесь – кальций, входящий в кальцит
и поглощающий комплекс (в виде обменного катиона). Богатство коры выветривания
кальцием определяет ее слабощелочную реакцию, низкую миграционную способность
железа и алюминия. Во влажном климате такая кора выветривания характерна для
первых стадий выветривания известняков. Кора выветривания глеевого ряда формируется под глеевыми почвами,
преимущественно на гумидных равнинах. Для кислой глеевой коры характерна кислая реакция среды, вынос катионов и
образование глинистых минералов, преимущественно гидрослюдистого типа. Здесь
высока миграционная способность железа и марганца. Частично фосфора и некоторых
редких элементов. Кислое глеевое выветривание широко распространено в северной
части Западно-Сибирской низменности, где кислая глеевая кора представлена
подпочвенными сизыми глеевыми горизонтами, обедненными железом и марганцем. В
районах многолетней мерзлоты мерзлый горизонт является естественным водоупором,
вызывающим заболачивание, поэтому на границе с мерзлой породой также энергично
развивается глеевое выветривание. Нейтральная и щелочная глеевая кора выветривания менее распространена. Миграция
железа здесь происходит на сравнительно небольшие расстояния и с малой
интенсивностью. Лишь марганец энергично мигрирует. Кора выветривания сульфидного ряда на земной поверхности не образуется, но
горизонты с сульфидами местами возникают в нижней части коры окислительного ряда
(зона вторичного сульфидного обогащения). Сульфидные горизонты известны также в
низах коры выветривания углеродистых пиритизированных сланцев. В коре
выветривания медноколчеданных месторождений Мугоджар нижние глинистые горизонты
с пиритом серо-голубые, в то время как верхняя часть коры выветривания –
красная, с гидроксидами железа. 3.2.9. Водоносные горизонты
А.И. Перельман указывал, что «по своей сущности и уровню организации водоносные
горизонты биосферы близки почвам, илам и корам выветривания». Это также
биокосные системы, геохимия которых во многом связана с деятельностью бактерий.
К водоносному горизонту относятся не только породы с движущейся водой, но и
прилегающие части водоупоров, в которых происходят явления диффузии и связанное
с ними изменение пород. Поэтому водоносные горизонты дифференцированы по
вертикали. Изменения горных пород под влиянием подземных вод называются
гидрогенезом. Все подземные воды, в том числе, и входящие в биосферу, изучает
гидрогеохимия. 3.2.10. Биогенные ландшафты
Ландшафт – природный комплекс, сформированный сочетанием определённого
геологического строения, рельефа, климата, почв, растительного и животного мира. В.Б. Полынов подходил к изучению процессов функционирования геосистем с
геохимической точки зрения. Подход вполне логичный. Геохимия изучает процессы
миграции химических элементов в природе, а один из важнейших аспектов
функционирования любой природной или природно-техногенной системы – это обмен
веществом между её компонентами (то есть как раз аспект геохимический). В
качестве основных классификационных единиц Б.Б. Полынов выделил элементарный
ландшафт и геохимический ландшафт. Элементарные ландшафты выделяются им как
наиболее целостные системы, в пределах
которых внутренние миграционные связи атомов являются более тесными, чем между
соседними системами этого же типа. Иначе говоря, миграция химических элементов в
большей мере замкнута внутри системы, обмен веществом между её компонентами
масштабнее, чем приток вещества извне и отток его в другие системы. Каждый элементарный ландшафт, по Б.Б. Полынову, имеет определённый тип рельефа,
сформированный на однородном геологическом субстрате и покрытый в каждый момент
своего существования определённым растительным сообществом. Эти условия
формируют однородность почвы в пределах ЭЛ и, как следствие, приводят к
однотипному взаимодействию между горными породами и организмами на всём
пространстве данного ландшафта. Один из критериев выделения типа ЭЛ – отсутствие
конкретных граничных размеров. Пятно солончака размером 10 кв. м является ЭЛ,
т.к. могут существовать и существуют аналогичные системы размеры которых на
порядки выше. А кочка на болоте или муравейник – не ландшафты, т.к. их размеры
ограничены и варьируют в пределах одного порядка величин. Это, по Б.Б. Полынову
– предельные структурные элементы или детали ландшафта. Однотипность ЭЛ
определяется устойчиво повторяющимся сочетанием определённых предельных
элементов ландшафта. Классификация элементарных ландшафтов по Б.Б. Полынову.
- элювиальные ландшафты (на плоских водоразделах с глубоким залеганием грунтовых
вод, не оказывающих существенного влияния на биологический круговорот); водные
связи – прямые нисходящие;
- супераквальные ландшафты – с близким залеганием грунтовых вод, поставляющих в
Л различные вещества и оказывающих существенное влияние на химические процессы в
Л; преобладают обратные водные связи; подтипы: транссупераквальные и собственно
супераквальные (замкнутые понижения со слабым водообменом);
- субаквальные ландшафты – подводные; характерен большой боковой принос
материала, не связанного с местным субстратом; водные связи – обратные (как «+»,
так и «-»; подтипы: трансаквальные (проточные) и собственно аквальные
(непроточные).
Элювиальные ландшафты являются автономными, т.к. смежные ландшафты не оказывают
на них существенного (за исключением циркуляции атмосферных вод и ветрового
переноса) влияния. Другие типы – подчинённые, т.к. приурочены к пониженным
частям рельефа, благодаря чему в них в больших объемах поступает вещество
смежных Л. Выделяются также переходные формы:
- трансэлювиальные (верхние части склонов);
- элювиально-аккумулятивные (нижние части склонов, сухие лога);
- аккумулятивно-элювиальные (замкнутые понижения с глубоким уровнем грунтовых
вод).
В зависимости от ведущего типа миграции А.И. Перельман выделил три ряда
ландшафтов: абиогенный (с физико-химической и механической миграцией), биогенный
(ведущее значение имеет биогенная миграция) и техногенный (все четыре типа
миграции при ведущем значении техногенеза). Биогенные ландшафты – это сложные биокосные системы, в которых почва, кора
выветривания, континентальные отложения, грунтовые и поверхностные воды,
растительность, животный мир и приземный слой атмосферы тесно связаны между
собой миграцией элементов и образуют единое целое. В 40-е годы прошлого столетия
выделилось самостоятельное научное направление в изучении ландшафтов – геохимия
ландшафта, основоположником которого был Б.Б. Полынов. Самые крупные единицы
геохимической систематики ландшафтов – группы, выделяются по характеру
фотосинтеза, т.е. особенностям растительного покрова, биомассе и годичной
продукции. Различают группы лесных, степных и луговых, тундровых, пустынных и
прочих ландшафтов. Группы расчленяются на типы, типы – на семейства. Например, в
лесной группе выделяются типы влажных тропиков, тайги и т.д., а в таежном типе,
в свою очередь, - семейства северной, средней и южной тайги. Типы и семейства
различаются по годичной продукции вещества. В пределах семейств - главная роль
принадлежит водной миграции, по особенностям которой выделяются классы
геохимических ландшафтов. Различаются ландшафты сернокислого, кислого, содового,
кислого глеевого и других классов. Так как химизм природных вод в различных
частях одного и того же ландшафта неодинаков (в почвах – один, коре выветривания
другой и т.д), при выделении классов исходят из геохимических особенностей
горизонта А водораздельных почв (почвы центра ландшафта). Геохимическая характеристика биогенных ландшафтов складывается из сведений об их
биологическом круговороте, водной миграции, геохимических барьерах, зонах
выщелачивания, геохимических формулах и т.д. Влажные тропики являются ландшафтами с наиболее интенсивны биологическим
круговоротом атомов. Главные условия изобилия жизни – тепло и влага здесь
присутствуют в достаточном количестве. Поэтому для влажных тропиков характерно
исключительное разнообразие жизни. Здесь сосредоточен большой объем
биологической информации. Именно здесь сосредоточена основная биомасса Земли –
более 5000 ц/га. Разложение остатков организмов здесь происходит очень быстро и
биологический круговорот характеризуется очень большой скоростью. В результате
бурного разложения остатков организмов почвенные воды обогащаются углекислым
газом и органическими кислотами. В результате на различных горных породах (и на
гранитах, и на базальтах и на сланцах и даже на известняках) формируются сходные
кислые красные почвы и коры выветривания. Именно во влажных тропиках формируются
латерит-бокситовые коры выветривания. В депрессиях рельефа широко развивается
оглеение, грунтовые воды нередко относятся к глеевому ряду и кислому классу.
Там, где глеевая обстановка сменяется окислительной (в краевых зонах болот, там,
где глеевая обстановка сменяется окислительной (в краевых зонах болот, а дне
озер и т.д.) возникает кислородный барьер, на котором происходит окисление
железа. В этом процессе важную роль играют железобактерии. Так образуются
железистые конкреции. Полного выноса подвижных элементов из почв тропиков все же не происходит, т.к.
часть их захватывается организмами и не выходит из биологического круговорота. И
все же ландшафт заметно обеднен кальцием. С дефицитом кальция связываются
небольшие размеры многих животных. Кремнезем, образующийся при выветривании, выносится из почв и коры выветривания,
поэтому грунтовые воды здесь обычно относительно обогащены данным компонентом. В
некоторых тропических растениях также наблюдаются повышенные содержания
кремнекислоты (например, бамбук, полые стебли которого иногда даже содержат
довольно крупные стяжения опала). В целом, влажные тропики – ландшафты резкого дефицита подвижных элементов.
Организмы путем биогенной аккумуляции могут лишь несколько ослабить эффект
выщелачивания почв, но не могут его предотвратить. Таким образом, главная геохимическая особенность влажных тропиков, отличающая их
от других ландшафтов, - огромная биомасса и ежегодная продукция, исключительно
быстрый биологический круговорот. Большинство элементов включается в интенсивную
миграцию. Тяжелые металлы мигрируют вместе с органическими веществами в виде
органо-минеральных комплексов. Характерна и коллоидная миграция. Пустыни – ландшафты слабого влияния живого вещества на водную миграцию. Биомасса в пустынях в сотни раз меньше, чем во влажных тропиках, число видов
животных и растений намного меньше. Почти полная минерализация органических
остатков до углекислого газа, воды и неорганических солей определяет малое
содержание восстановителей в почвах и природных водах. В сочетании с чрезвычайно
малым количеством атмосферных осадков это приводит к господству окислительной
среды и максимальную валентность железа, серы, ванадия, урана и т.д. Только в
солончаках развивается восстановительная среда, но такие очаги очень локальны. Угольная и органические кислоты, в небольших количествах образующиеся здесь при
разложении органических веществ, полностью нейтрализуются кальцием, натрием и
другим катионами почв и горных пород, поэтому здесь преобладает нейтральная и
щелочная среда. Кислая реакция наблюдается только на участках окисления
сульфидных и серных руд. Чрезвычайно малое количество органических веществ в водах определяет малую роль
коллоидной миграции и миграции металлов в виде органо-минеральных комплексов.
Воды пустынь – это, как правило. Истинные растворы, в которых преобладают
элементы с низкой валентностью и большими ионными радиусами (в том числе, бор,
молибден, селен, уран) Как справедливо отмечал А.И. Перельман: «Пустыня – это царство низковалентных и
крупных ионов. Элементы, образующие многовалентные ионы небольших размеров,
малоподвижны. Главная геохимическая особенность пустынь А.И. Перельман предложил классифицировать наземные ландшафты на основе
параметров биомассы и продуктивности. Химические элементы, ионы, соединения, определяющие условия миграции в
определенной системе, называются типоморфными (ведущими). Остальные –
второстепенные. Число ведущих элементов невелико (наиболее типичные – Ca, H+, Fe, S,
Cl…).Ландшафты можно типизировать по типоморфным химическим элементам
(кальциевые, натриевые, кислые и т.д.). Один и тот же элемент может быть в
разных системах типоморфным, либо второстепенным. Fe – типоморфный элемент в
таёжных болотах, но второстепенный в пустынных ландшафтах (потому что в
засушливых обстановках не мигрирует) Способность элементов быть типоморфными зависит от:
- кларка (с учётом концентрации в данной системе): низкие кларки такую
возможность исключают. Так, Na может быть типоморфным элементом в некоторых
ландшафтах (солончаки, соляные озёра), а его аналоги Rb и Cs – нет.
- Способности элемента мигрировать и накапливаться. Элементы с высокими кларками, но не мигрирующие, или мигрирующие, но не накапливающиеся,
типоморфными не становятся.
Из этого вытекает принцип подвижных компонентов А.И. Перельмана: Геохимическая
специфика системы (в частности – ландшафта) определяется элементами с высокими кларками, наиболее активно мигрирующими и накапливающимися в данном ландшафте. |