Имя материала: Основы биогеохимии

Автор: В.В.ДОБРОВОЛЬСКИЙ

5.4. биогеохимическая трансформация минерального вещества педосферы

 

Взаимодействие живых организмов с земной корой наиболее интенсивно происходит в педосфере. Масса разных типов почв на 90 — 99\% состоит из минерального вещества. По этой причине средний элементарный состав почвенной толщи мощностью 0,5 — 1,0 м, за исключением углерода и азота, обусловлен составом минерального вещества. Это вещество весьма разнородно, и его компоненты играют неодинаковую роль в геохимии и биогеохимии педосферы.

Современные почвы сформировались преимущественно на рыхлых континентальных отложениях плейстоценового и плиоцен-плейстоценового возраста. Различные генетические типы этих отложений в совокупности образуют рыхлую неконсолидированную толщу, покрывающую Мировую сушу и являющуюся результатом гипергенного преобразования (выветривания) горных пород на протяжении последнего этапа геологической истории. Мощность покрова меняется от 10 — 20 см на крутых склонах до десятков метров на равнинах и сотен метров и более в тектонических прогибах. В зависимости от мощности покрова он полностью 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. Это обнаживается ПрИ сопоставлении среднего минералогического состава земной коры континентов и рыхлого покрова суши. В земной коре кварц составляет 12\%, полевые штаты — 51\%, железо-магнезиальные силикаты (оливины, пироксены, амфиболы, слюды) __ 24\% (Ронов А.Б., Ярошевский А.А., 1976). Иное соотношение обломочных минералов в рыхлом покрове: железомагнезиальных силикатов — около 1 — 2 \%, полевых шпатов — не более 10—15 \%, количество самого устойчивого породообразующего минерала — кварца — возрастает до 50 \% и более.

Изменение соотношения минералов обусловлено тем, что значительная часть галогенных силикатов под воздействием процессов гипергенеза на протяжении последнего миллиона лет была разрушена и частично трансформирована в гипергенные силикаты минералы глин. Их содержание в рыхлом покрове близко к 20\%.

Почвы, формируясь на рыхлых покровных отложениях, наследуют их минералогический состав. Следовательно, минеральная часть почв состоит из материала, переработанного процессами гипергенеза (выветривания) задолго до формирования современных почв. В то же время определенные минералы возникают в процессе современного педогенеза.

Разнородные компоненты минеральной части почв можно объединить в следующие группы:

1) механические обломки минералов и горных пород;

2) высокодисперсные минералы глин;

3) минеральные новообразования, возникшие в процессе формирования профиля почвы.

Каждая из выделенных групп играет определенную роль в почвообразовании.

1. Состав обломочных минералов сильно влияет на валовой химический состав почвы. Чем больше обломочного кварца в минеральном веществе почвы, тем выше относительное содержание кремнезема и меньше других элементов. Чем больше обломочных силикатов, тем больше алюминия. Многие рассеянные элементы сосредоточены в акцессорных минералах (ильмените, магнетите, Цирконе, рутиле и др.), устойчивых к процессам выветривания и поэтому присутствующих в покровных отложениях. Как видно из табл. 5.6, в магнетите концентрируется медь, в цирконе помимо основного катиона циркония в большом количестве имеется скандий. Особенно выделяются минералы титана (ильменит, рутил, сфен), где на 2 —4 математических порядка больше ниобия, тантала, молибдена, олова по сравнению со средним содержанием этих элементов в земной коре. Акцессорные минералы обладают высокой устойчивостью, и содержащиеся в них элементы с большим трудом могут быть мобилизованы и вовлечены в биогеохимические процессы.

Таблица 5.6

Содержание рассеянных элементов в устойчивых акцессорных

минералах, мкг/г (составлено автором по данным В.В.Ляховича, 1974)

 

 

Минерал

Химический элемент

Рb

Zn

Сu

W

Sn

Mo

Та

Nb

Ga

Ge

Sc

Ильменит

3

867

36

63

99

8

262

2081

4

1

57

Магнетит

24

238

78

5

25

13

62

252

21

3

7

Эпидот

32

8

35

6

30

2

18

11

2

13

Гранат

180

10

22

24

7

8

73

25

10

80

Циркон

112

31

66

54

10

40

239

0,4

2,4

143

Рутил

40

27

672

605

183

1500

1872

300

47

Сфен

221

500

30

35

225

82

240

1924

4

2

10

Турмалин

137

175

12

29

9

30

90

36

35

35

 

Примечание. Прочерк означает отсутствие данных.

 

Более важное значение имеют рассеянные элементы, содержащиеся в распространенных обломочных минералах в виде изоморфной примеси и фиксированные на поверхностях дефектов кристаллов (см. разд. 1.4). При гипергенном разрушении железомагнезиальных силикатов освобождаются ванадий, хром, цинк, медь, никель, кобальт; при разрушении полевых шпатов — стронций, барий, свинец, рубидий.

Проведенные эксперименты показали, что при разрушении обломочных минералов рассеянные и главные химические элементы, образующие данный минерал, мобилизуются неодинаково. Часть рассеянных элементов мобилизуется очень легко, значительно раньше, чем начинает разрушаться кристаллическая структура минерала, и в раствор переходит большое количество главных элементов. Вероятно, при гипергенном разрушении или трансформации обломочных минералов вначале мобилизуются внеструктурные формы рассеянных элементов, приуроченные к дефектам кристаллов. 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 небольшой резерв сравнительно легко мобилизуемых рассеянных элементов. Концентрация рассеянных элементов в обломочных минералах (в частности, в кварце), выделенных 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.

2. Высокодисперсная часть минерального вещества почвы в основном состоит из гипергенных силикатов: каолинита, метагал-луазита, гидрослюд, монтмориллонита и др. В меньшем количестве присутствуют минералы группы оксидов и гидроксидов железа, алюминия, а также рентгеноаморфные вещества.

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, а в горных породах — к контакту зерен. Расклинивающее действие пленок воды в тонких трещинах и давление льда в более крупных способствуют механическому дроблению пород. Одновременно происходит трансформация галогенных силикатов в гипергенные, частицы которых имеют размеры 1 — 2 мкм и менее.

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. Структуры гипогенных силикатов основаны на электростатических (ионных, ионно-ковалентных) связях между элементами. В глинистых минералах электростатические связи имеются только в пределах плоского пакета, а связь между пакетами осуществляется силами типа межмолекулярных. Поэтому химические элементы не только адсорбируются поверхностью высокодисперсных частиц, но также могут входить 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 высокодисперсной части минерального вещества педосферы аккумулировано большое количество тяжелых металлов и других рассеянных элементов.

В силу особенностей строения разные глинистые минералы связывают неодинаковое количество химических элементов. Минералы со структурой, где расстояние между пакетами стабильно, имеют ограниченную сорбционную способность. Например, катинообменная емкость каолинита обычно не более 10 мг-экв/100 г минерала. Сильно набухающие минералы, у которых межпакетное расстояние может значительно увеличиваться, сорбируют большое количество элементов. Катионообменная емкость монтмориллонита в 10 раз больше, чем каолинита. Емкость поглощения катионов гидрослюд и смешаннослойных минералов составляет несколько десятков мг-экв/100 г твердого вещества.

Концентрация рассеянных элементов отчетливо меняется по главным компонентам минерального вещества почв. Наиболее низкие значения свойственны обломочному кварцу. По этой причине в рыхлых отложениях песчаного состава содержание рассеянных элементов, как правило, ниже, чем в суглинистых. Это различие тем заметнее, чем меньше сохранилось неустойчивых минералов и чем больше кварца в обломочной части минерального вещества почвы. Более высокие концентрации характерны для фракции высокодисперсных частиц размером менее 1 мкм. Наиболее высокие концентрации отмечены во фракции минералов с большой массой в единице объема, в так называемой тяжелой фракции.

3. Специфическим проявлением перераспределения минеральных компонентов в условиях прерывистого («пульсирующего») почвообразования на протяжении верхнего кайнозоя являются почвенные минеральные новообразования — скопления минералов, возникших при почвообразовании и четко отделяющиеся от вещества почвы. Их морфология разнообразна: округлые сплошные и полые конкреции; трубчатые конкреции; рыхлые скопления, налеты и пленки; плотные корочки, натеки и бороздки на каменистых обломках; зернистые агрегаты и друзы; линзовидные тела и пластообразные панцири. Столь же разнообразен их минералогический состав, в котором имеются представители почти всех классов минералов, но наиболее распространены карбонаты кальция и гидроксиды железа.

По степени окристаллизованности минеральные новообразования современных и плиоплейстоценовых почв могут быть разделены на две группы. Первую составляют новообразования, обладающие хорошей кристалличностью и состоящие из относительно легкорастворимых минералов, преимущественно класса сульфатов. Очевидно, что образование этих минералов происходило путем нормальной кристаллизации из водных растворов. Вторая группа отличается весьма мелкой структурой. Таковы гидроксиды железа и марганца, размеры кристаллических индивидов которых, как правило, не превышают нескольких микрометров, а часто находятся за пределами разрешающей способности оптического микроскопа. Их кристаллическая структура устанавливается лишь при рентгеноструктурном и термохимическом анализе. Структура карбонатных новообразований также весьма мелкокристаллическая, размеры наиболее мелких индивидов составляют несколько микрометров, наиболее крупных — от 0,03 до 0,05 мм.

Новообразования, обладающие очень мелкой или скрытокри-сталлической структурой, обычно имеют различные варианты метаколлоидной микротекстуры, что свидетельствует о гелевидном состоянии вещества в момент его образования. Следы гелевидного состояния характерны не только для железо- и марганцевооксидных новообразований, но и для карбонатно-кальциевых. Гели гидроксидов железа микробиологического происхождения хорошо известны, образование гелей карбонатов кальция не изучено. По-видимому, гели СаСО3 возникают при резком биогенном изменении парциального давления СО2 в почвенных растворах, обогащенных бикарбонатом кальция, что нарушает равновесие системы НСО3 ⇄ Н+ + СО32- в растворах и сопровождается быстрым, «взрывным» выпадением карбоната кальция. С течением времени происходит уменьшение объема мелкокристаллических гелей, что сопровождается образованием трещин и пустот внутри известковых конкреций.

Почвенно-гипергенные минералы, образующиеся в результате нормальной кристаллизации из водных растворов, инертны по отношению к минеральной части почв. Обычно эти минералы кристаллизуются в форме мелких кристаллов в пустотах и трещинах, а при образовании крупных кристаллов в песчаных почвах заполняют пространство между песчаными частицами, цементируя их в процессе роста отдельных крупных кристаллов (так называемые «репетекские гипсы» или «гипс типа Фотенбло»).

Новообразования с метаколлоидной микротекстурой (железо-оксидные и карбонатнокальциевые) не только цементируют минеральные частицы, но и определенным образом реагируют с ними. Под микроскопом видно, что эти новообразования координируют и даже частично метасоматически замещают минералы почвообразующих пород. Наиболее легко поддаются замещению высокодисперсные компоненты почв и рыхлых почвообразующих пород, наиболее устойчивым является обломочный кварц.

В новообразованиях, сформированных при участии метасоматических процессов и содержащих значительную механическую примесь минеральных компонентов почвы, присутствует весь спектр рассеянных элементов, имеющихся в местных почвах и почвообразующих породах. При этом концентрация большей части рассеянных элементов в новообразованиях тем ниже, чем меньше механической примеси почвенных минеральных частиц. В то же время отдельные рассеянные элементы селективно аккумулируются в новообразованиях, причем их концентрация тем выше, чем меньше механических примесей минеральных частиц почвы.

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 формировании гипсовых новообразований в почвах пустынь настолько увеличивается, что среди кристаллов гипса иногда (в частности, в почвах пустыни Устюрт) встречаются мелкие кристаллы сульфата стронция — минерала целестина.

Весьма чувствительным геохимическим показателем степени аридности геобиосистем является отношение концентрации Sr/Ba в почвенных новообразованиях (табл. 5.7). Численные значения этого отношения закономерно возрастают от почв северных степей (черноземов) к серо-бурым почвам пустынь.

Таблица 5.7

Отношение концентрации стронция к концентрации бария

в почвенных новообразованиях

 

Природная зона и регион

Карбонатные новообразования

Гипсовые новообразования

Северные степи Восточно-Европейской равнины

3

Засушливые степи Северного Предкавказья

3

5

Пустыни Южного Казахстана и Средней Азии

7

25-50

 

В заключение следует отметить палеогеографическое значение почвенных новообразований. Они имеют относительно крупные размеры, хорошо сохраняются, их легко обнаружить в погребенных и сильно эродированных почвах и даже 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 структуры. Эти образования являются реликтами древних гидроморфных почв, сохранившимися в нижней части почв современной пустыни.

Изучение парагенетических ассоциаций реликтовых новообразований почв верхнекайнозойского возраста, их морфологии, микростроения и особенностей химического и микроэлементного состава дает возможность обнаружить объективные данные для восстановления палеогеографических условий геологического прошлого.

 

Страница: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 | 17 | 18 | 19 | 20 | 21 | 22 | 23 | 24 | 25 | 26 | 27 | 28 | 29 | 30 | 31 | 32 | 33 | 34 | 35 | 36 | 37 | 38 | 39 | 40 | 41 | 42 | 43 | 44 | 45 | 46 | 47 | 48 | 49 | 50 | 51 | 52 | 53 | 54 | 55 | 56 | 57 | 58 | 59 | 60 | 61 | 62 | 63 | 64 | 65 | 66 | 67 | 68 | 69 | 70 | 71 | 72 | 73 | 74 | 75 | 76 | 77 | 78 | 79 | 80 | 81 | 82 |