3. Процеси вивітрювання. Мінеральний склад грунту

Грунтовий покрив утворюється на континентальній поверхні земної кори - верхнього шару літосфери.

Середній хімічний склад земної кори (у %) характеризується значеннями кларків хімічних елементів. До теперішнього часу встановлено, що земна кора більш ніж на 99 % складається всього з 9 елементів: O, Si, Al, Fe, Ca, K, Na, Mg, Ti, на долю інших елементів, званих рідкісними і розсіяними, доводиться всього 0,52 % мас земної кори (таблиця. 1).

Вміст основних хімічних елементів в земній корі

Хімічні елементи входять до складу різних мінералів - однорідних структур сполук хімічних елементів, що утворюються в земній корі при різних фізико-хімічних процесах. Розсіяні елементи або ізоморфно входять в кристалічні решітки мінералів, утворених головними елементами, або знаходяться в твердій кристалічній речовині в неврегульованому стані.

Мінерали в земній корі, як правило, входять до складу різних гірських порід - природних сукупностей мінералів більш менш постійного мінералогічного складу, що утворюють самостійне тіло в земній корі.

Магматичні гірські породи виникають при твердінні магматичного розплаву силікатного складу на поверхні земної кори (ефузивні породи) або в її глибинах (інтрузивні породи).

Інтрузивні магматичні породи утворюються при повільному застиганні виверженої магми, що не досягла поверхні Землі. До них відносяться, наприклад, граніт, діорит, габро, перидотит.

Ефузивні магматичні породи при схожому мінералогічному складі істотно відрізняються від інтрузивних порід по своїй структурі, оскільки утворюються при швидкому охолодженні на поверхні Землі, що обумовлює їх дрібнокристалічну структуру. Аморфні мінерали, що утворилися при дуже швидкому охолодженні магми, дістали назву вулканічних стекол.

Осадові гірські породи утворюються шляхом відкладення матеріалу зруйнованих або розчинених гірських порід, їх характерною особливістю є залягання шарами. По складу і походженню осадові породи підрозділяються на уламкові, хемогенні і біогенні.

Уламкові породи є продуктом механічного руйнування початкових порід. До них відносяться (в порядку збільшення розміру часток) глини, пісок, гравій, галька, щебінь, брили і валуни.

Хемогенні породи утворюються в результаті кристалізації сполук з природних розчинів. До них відносяться галіт (NaCl), ангідрит (CaSO₄), гіпс (CaSO4 · 2H₂O), вапняки (СaCO₃) та ін.

Біогенні гірські породи формуються в результаті життєдіяльності живих організмів. По хімічному складу їх підрозділяють на карбонатні, крем'янисті і фосфатні.

Метаморфічні породи формуються в результаті перетворення (метаморфізму) магматичних або осадових порід в глибинах Землі під впливом високих температур і тисків в результаті твердофазных перетворень. Метаморфізм проявляється в перетворенні структури порід, їх перекристалізації без зміни хімічного складу. До метаморфічних порід відносяться сланці, гнейси, мармур та ін.

Большая часть земной коры состоит из силикатов, которые кристаллизуются из магмы или образуются в процессе метаморфизма. Основной структурной единицей силикатов является кремнийкислородный тетраэдр. Силикаты классифицируются по степени сложности кремнийкислородных решеток.

Більша частина земної кори складається з силікатів, які кристалізуються з магми або утворюються в процесі метаморфізму. Основною структурною одиницею силікатів є кремнійкисневий тетраедр. Силікати класифікуються по мірі складності кремнійкисневих граток.

Мономерні силікати (ортосилікаты) - олівін, форстерит (Mg₂SiO₄) і інші - побудовані з окремих тетраедрів SiO₄ ^4-, пов'язаних з атомами металу, і мають чотири атоми кисню, що не входять в містки.

У ланцюгових силікатах, наприклад енстатиті MgSiO₃, кожен тетраедр має два узагальнені атоми кисню, що зв'язують тетраедри в ланцюжок, і два немостикових атоми кисню.

У структурі силікатів з подвійним ланцюжком окремі ланцюжки сполучені так, що тетраедри, що чергуються, мають узагальнений кисень з сусіднім ланцюжком і загальне відношення Si : O рівне 4:11. Таку структуру мають мінерали групи амфіболітів, наприклад тримоліт Ca₃Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂.

Наступний ступінь полімеризації представляють шаруваті силікати, в яких ланцюжки сполучені у безперервні, наполовину ковалентні пов'язані листи так, що кожен тетраедр має три узагальнені атоми кисню з сусіднім тетраедром. У цій структурі є один атом кисню не входить в містки, і загальне відношення Si : O рівне 4:10. У гексагональних кільцях, що утворюються при схрещуванні ланцюжків, можуть поміщатися додаткові аніони, зазвичай ОН^-. Ця структура є основним каркасом для групи слюди, наприклад мусковіту Mg₃(Si₄O₁₀)(OH)₄, і усіх глинистих мінералів.

У структурі каркасних силікатів кожен атом кисню належить двом сусіднім тетраедрам, співвідношення Si : O рівне 1:2.

Простий мінерал цього класу - кварц SiO₂. Деякі позиції тетраедрів можуть заміщатися алюмінієм, що обумовлює велику різноманітність каркасних алюмосилікатів. До цього класу відносяться, наприклад, польові шпати - найбільш поширена група мінералів земної кори. Дисбаланс заряду, що виникає при заміщенні чотиривалентного кремнію тривалентним алюмінієм, нейтралізується приєднанням інших одновалентних або двовалентних катіонів. Так, в польовому шпаті ортоклазі KAlSi₃O₈ на атом алюмінію в позиції тетраедра припадає один іон калію.

Грунт формується на основі продуктів вивітрювання гірських порід.

Вивітрюванням гірських порід називається сума процесів перетворення гірських порід на поверхні суші під впливом води, повітря, коливань температури і життєдіяльності організмів. Термін "вивітрювання" (від. Verwitterung) є не зовсім вдалим, оскільки часто асоціюється з діяльністю вітру, тому усе більш часто в літературі для позначення процесів перетворення гірських порід на поверхні Землі використовується термін "гіпергенез". Суть процесів вивітрювання (гіпергенезу) полягає в утворенні з мінералів, що сформувалися в умовах високих температур і тисків, хімічних сполук, стійких в умовах земної поверхні. Процеси гіпергенезу поширюються на деяку глибину, утворюючи зону гіпергенезу, нижня межа якої проходить по поверхні верхнього горизонту підземних вод.

Нижню, велику частину зони гіпергенезу займає кора вивітрювання - гірські породи, в тій або іншій мірі змінені процесами вивітрювання. У верхній частині зони гіпергенезу розташовується грунт. Грунт і кора вивітрювання зазвичай пов'язані між собою поступовими переходами.

Виділяють процеси фізичного і хімічного вивітрювання.

Фізичне вивітрювання є механічним процесом, в результаті якого порода подрібнюється до часток меншого розміру без істотних змін в хімічному складі. Руйнування монолітної породи відбувається в результаті термічного розширення тріщин під дією добових змін температури, розширення води в процесі замерзання, дії коренів рослин. До послаблення і руйнування породи приводять такі фізичні процеси, як льодовикова діяльність, зсуви, стирання піском. В результаті процесів фізичного вивітрювання значно збільшується величина поверхні породи, схильної до дії агентів хімічного вивітрювання, - води, газів повітря органічних кислот, дія яких призводить до зміни хімічного складу порід.

Відомі різні механізми хімічного вивітрювання.

Найпростіший з них - розчинення мінералів. Вода, будучи полярним розчинником, добре розчиняє мінерали з іонним характером хімічного зв'язку, наприклад, галіт:

NaCl → Na⁺ + Cl^-

Процес розчинення не залежить від рН.

Інший поширений механізм - окислення мінералів під дією кисню повітря. Реакції каталізуються мікроорганізмами. Прикладом є окислення піриту, каталізоване залізобактеріями:

2FeS₂ + 7 ½O₂ + 7H₂O → 2Fe(OH)₃ + 2H⁺ + SO4^2-

Утворення сірчаної кислоти в цій реакції є причиною кислої реакції дренажних вод покинутих копалень. Відновлені залізовмісні силікати, наприклад, багатий залізом олівін фаяліт, також окиснюється киснем:

Fe₂SiO₄ + ½O₂ + 5H₂O → 2Fe(OH)₃ + H₄SiO₄

В результаті цієї реакції утворюється кремнієва кислота і колоїдний гідроксид заліза (III), який при дегідратації переходить послідовно в гетит і лепідорит FeOOH (жовтий або кольори іржі) і гематит Fe₂O₃ (темночервоний). Найінтенсивніше окислення відбувається у водному середовищі. Вода, що знаходиться у контакті з повітрям, має значення окислювально-відновного потенціалу Eh ≈ 810 мB, що набагато більше значення, необхідного для окислення заліза. Окислювально-відновний потенціал залежить від парціального тиску кисню і кислотності розчину.

Велике значення для перетворення гірських порід в процесі вивітрювання має каталізоване мікроорганізмами окислення органічної речовини детриту. Продуктом повного окислення відновленої органічної речовини є вуглекислий газ, що розчиняється у воді з утворенням слабкої вугільної кислоти, що може призводити до зниження рН до 4 - 5. Продукти часткового окислення також мають кислотність, оскільки мають у своєму складі карбоксильні і фенольні функціональні групи. Кислотність, що накопичується при розкладанні органічної речовини, використовується в процесах кислотного гідролізу.

Кислотний гідроліз є домінуючим процесом вивітрювання у верхньому шарі земної кори. Основними джерелами кислотності континентальних вод є атмосферний і грунтовий вуглекислий газ, природний і антропогенний діоксид сірки. Цей механізм, наприклад, має місце в процесі вивітрювання кальциту :

CaCO₃ + СО₂ + Н₂О ↔ Сa²⁺ + 2HCO3^-

Процесс зависит от количества доступного диоксида углерода.

Високий парціальний тиск CO₂ над розчином сприяє розчиненню кальциту, при низькому парціальному тиску CO₂, навпаки, відбувається зворотна реакція осадження карбонату кальцію, прикладом чому є те, що утворюється в печерах в результаті дегазації грунтових вод сталактити і сталагміти. Іншим прикладом кислотного гідролізу є гідроліз простого силікату - форстериту, що відбувається відповідно до загального рівняння:

Mg₂SiO₄. + 4H₂CO₃^-→ 2Mg²⁺ + 4HCO₃^- + H₄SiO₄

У розглянутих прикладах відбувається повне розчинення мінералу, усі продукти реакції знаходяться у фазі розчину. Таке розчинення називається конгруентним. Поширеніше при кислотному гідролізі неповне (інконгруентне) розчинення, при якому розчинення початкового мінералу супроводжується осадженням іншого малорозчинного з'єднання і відповідно утворенням іншого мінералу. Усереднений процес вивітрювання порід верхнього шару земної кори, в якій переважають польові шпати серії плагіоклазів, ілюструється спрощеною реакцією вивітрювання багатого кальцієм плагіоклаза анортиту:

CaAl₂Si₂O₈ .+ 2H₂CO₃^-. + H₂O → Сa²⁺ + 2HCO₃^- + Al₂Si₂O₅(OH)₄

Інший приклад інконгруентного розчинення - хімічне вивітрювання багатого натрієм польового шпату альбіту :

2NaAlSi₃O₈+2H₂CO₃ + 9H₂O →2Na⁺ + 2HCO₃^- + Al₂Si₂O₅(OH)₄ +4 H₄SiO₄

Твердим продуктом в цих реакціях є каолініт Al₂Si₂O₅(OH)₄ важливий представник серпентин-каолінової групи глинистих мінералів. В результаті кислотного гідролізу, таким чином, утворюється частково зруйнований і гідратований залишок і розчинені у воді кремнієва кислота і гідрокарбонат.

Відносна стійкість силікатів до вивітрювання залежить від міри полімеризації одиниць тетраедрів і відповідає послідовності, яка протилежна вихідному порядку їх кристалізації в процесі утворення. Високотемпературні мономірні силікати з іонними зв'язками, такі як, наприклад, олівіни, вивітрюються легко, тоді як каркасні силікати, наприклад кварц, стійкі.

Отже, в загальному мінеральний склад грунту - це в першу чергу кварц (SiO₂) і алюмосилікати (mSiO₂∙nAl2O3∙kH2O). Саме ці компоненти, розмір їх часток (піщаний, суглинистий, глинистий грунт) визначають інтенсивність грунтових процесів, пов'язаних з перетворенням, накопиченням і перенесенням речовин.

Мінерали, що утворюються в процесі вивітрювання, називають гіпергенними мінералами. Найбільш типовими гіпергенними мінералами кори вивітрювання є глинисті мінерали - продукти вивітрювання польових шпаів. Вони характеризуються дуже високою дисперсністю і представлені в грунтах частками, що мають вигляд лусочок з розміром не більше 4 мкм, найчастіше менше 1 мкм.

Глинисті мінерали - це шаруваті силікати, побудовані з шарів атомів тетраедричної і октаедричної координації.

Різні групи глинистих мінералів є результатом різного розташування і взаємного усуспільнення іонів в тетраедричній і октаедричній сітках. Просте розташування 1:1 має місце в мінералах серпентин-каолинитовой групи. У каолініті пакети 1:1 утримуються разом водневими зв'язками між групами ОН верхнього шару октаедричної сітки і базальними кисневими атомами вищерозміщеної сітки тетраедра (мал.).

Мал. 1. Структура каолініту

Пакети 1:1 міцно утримуються разом водневими зв'язками, не дозволяючи катіонам проникати в міжпакетний простір.

Структура глинистих мінералів 2:1 утворена октаедричною сіткою, розміщеною між двома тетраедрами. Таку структуру мають усі інші групи глинистих мінералів, наприклад широко поширені ілітові глини, склад яких близький до слюди мусковіту (мал. 2).

Рис. 2. Структура мусковіту

Заміщення атомів чотиривалентного кремнію в тетраедричній сітці на атоми тривалентного алюмінію, а також атомів алюмінію в октаедричній сітці на атоми двовалентного заліза і магнію надає пакетам 2:1 сильний чистий негативний заряд, відомий як заряд шару. Цей заряд нейтралізується великими катіонами, зазвичай К⁺ розташованими між пакетами 2:1. Іонний зв'язок між К⁺ міжпакетного простору і атомами кисню тетраедра сітки пояснює стійкість ілітових глин.

Аналогічну структуру (мал. 3) мають смектитові глини, але заряд шару, визначуваний ізоморфними заміщеннями, в цих мінералах втричі менше.

Поширеними новоутвореннями зони гіпергенеза є також мінерали групи гідроксидів заліза - FeO(OH) · n H₂O (гідрогетіт) і Fe₂O₃ · n H₂O (гідрогематит), мінерали групи гідроксидів марганцю - піролюзит і псиломелан, що мають складний склад, що виражається умовною формулою p (MMn) O · m MnO₂ · nH₂O, де M - одно- і двохзарядні катіони.

Найбільш поширеним мінералом групи карбонатів є CaCO₃ (кальцит), серед сульфатів і хлоридів - CaSO₄ · 2H₂O (гіпс), Na₂SO₄ · 10 H₂O (мірабіліт), NaCl (галіт).