книги из ГПНТБ / Горбунов, Н. И. Минералогия и коллоидная химия почв

luk, I960; Rich, Thomas, 1961; Sanches, Furtado, 1968). Подроб­ ный список зарубежных авторов приведен в книге Милло (1968).

Варьирование минералогического состава' образцов, взятых с разной глубины почвенной толщи, может дать повод для оши­ бочного заключения о превращении первичных минералов во вто­ ричные и вторичных минералов одного типа в другой. Необходи­ мо подчеркнуть, что правомерность такого ■сопоставления воз­ можна только в тех случаях, когда хорошо известно, что изме­ нение состава вызвано именно почвообразовательным процес­ сом. Во многих почвах (например, в черноземах) различий в ми­ нералогическом составе по профилю можно не обнаружить, но они на самом деле могут быть, хотя не всегда удается их выявить существующими методами. В реальной обстановке для установ­ ления генезиса минералов приходится сопоставлять почвы, кото­ рые резко различаются по возрасту, почвообразующим поро­ дам, биоклиматическим условиям и т. и.

Однообразие состава первичных минералов приводит к сход­ ству ассоциаций вторичных минералов, а количественные разли­ чия пока не учитываются. Минералы изменяются очень медлен­ но, поэтому экспериментально проследить этот процесс трудно. Сходство состава первичных минералов, медленность их превра­ щения и пестрота по профилю затрудняют однозначное решение вопроса о стадиях превращения, а иногда и о качественном ми­ нералогическом составе. Именно этими причинами можно объяс­ нить наличие различных мнений о связи между минералогичес­ ким составом и типами почв. В пользу мнения об отсутствии тес­ ной связи говорят такие факты, как присутствие гидрослюды и кварца почти во всех почвах, за исключением некоторых почв влажных субтропиков и тропиков. Очень часто обнаруживаются в разных почвах минералы хлоритовой и каолинитовой групп. Одновременно с индивидуальными минералами присутствуют смешаннослоистые (Горбунов, 1962, 1963, 1968а).

Количество того или иного минерала в почвах бывает различ­ ным, но ввиду слабой разработки методики количественного оп­ ределения приходится удовлетворяться грубыми оценками их со­ держания. О количестве некоторых минералов в ряде случаев приходится судить по химическим и физико-химическим призна­ кам, например, по содержанию калия и магния в илистой фрак­ ции, отношению Si02: R20 3, емкости поглощения катионов, ме­ ханическому составу, особенно по содержанию илистой фракции, присутствию аморфных веществ.

Факторы образования высокодисперсных минералов те же, что и факторы почвообразования: порода, возраст, климат, орга­ низмы, рельеф, хозяйственная деятельность человека. Если их детализировать, то придется указать на большую роль водного и теплового режимов, реакцию среды, окислительно-восстанови­ тельные и биохимические условия. В природной обстановке лег­ че всего проследить влияние породы, климата и возраста на ми­

112

нералообразование. Поэтому при характеристике закономерно­ стей распределения минералов тип почвы и порода обязательно указываются (Горбунов, 1969а), а при описании минералогичес­ кого состава сопоставляются ассоциации по профилю почв.

Известно, что из главнейших минералов, почти всегда при­ сутствующих в почвах, полевые шпаты более устойчивы по срав­ нению со слюдами, хлоритами, так как первые имеют каркас­ ную структуру, а последние — слоистую. Также известно, что ки­ слые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин) более устойчивы, чем плагиоклазы. Среди слюд мусковит более устойчив, чем биотит. Однако при определенных условиях оба минерала могут существовать в почвах и почвообразующих породах очень долго. Об этом свидетельствуют такие факты, как присутствие их почти во всех почвах одновременно с полевыми шпатами и кварцем, а также в породах третичного и более древнего возра­ ста: мусковит, биотит и хлориты обнаружены в крупных фрак­ циях пород юрского и девонского возрастов. Устойчивость мине­ ралов против разрушения водой и кислотами мы изучали в ла­ бораторных условиях (Горбунов, 1968а). Установлено, что в 0,2н. солянокислые вытяжки при непрерывном взаимодействии кислоты с полевым шпатом в течение трех лет перешло 7,8% от валового содержания К20, а в том же опыте из мусковита пере­ шло в раствор 12,2%, из биотита—74 %• В водные вытяжки со­ ответственно перешло 0,53; 3,0 и 1,27%; в уксусноаммонийную —

0,86; 4,28 и 1,23%.

Из экспериментальных данных видно, что такие, казалось бы, неустойчивые минералы, как гидрослюды, преобладают в или­ стой фракции почв, четвертичных пород и пород, имеющих воз­ раст несколько сот миллионов лет. Можно предположить, что ги­ дрослюды образовались вновь путем синтеза, однако обнаружен­ ные слюды и хлориты являются первичными. Интересно отме­ тить, что в иле древних пород содержится калия около 2%, не­ смотря на большую подвижность этого элемента.

Рассмотрим превращение каждого из распространенных в почвах минералов.

П о л е в о й шпат . Изменяется по схеме: Полевой шпат—>-се- рицит-*-гидрослюда диоктаэдрическая-нминерал монтмориллонитового типа->каолинит~>гиббсит.

Аналогичную схему или часть ее мы находим в работах Ма­ кензи (1959), Петрова (1946), Гинзбурга (1947, 1953), Гинзбур­ га и Рукавишниковой (1951), Горбунова (1962, 1963, 1964, 19686, 1969а), Горбунова и Градусова (1967), Градусова (1963), Граду­ сова и Дзядевич (1961), Градусова и Таргульяна (1962), Граду­ совъ и Урушадзе (1968). К схеме превращения следует сделать некоторые пояснения. Так как полевой шпат имеет каркасную структуру, то переход его в минералы со слоистой структурой возможен после предварительного разрушения до аморфной фа­ зы (Горбунов, 1962).

113

Вопрос о преобразовании полевого шпата в глинистые мине­ ралы через аморфную фазу получил теоретическое обоснование после известных работ 3. Г. Пинскера (1949) и Б. Б. Звягина (1964), которые с помощью электронографического метода уточ­ нили структуру каолинита. До этого в почвенной литературе признавалось существование каолинитового ядра в самом поле­ вом шпате (Глинка, 1904, 1938; Земятченский, 1933).

Му с к о в и т . Когда мы говорили о сериците, образующемся по полевому шпату, то мы имели в виду вторичный мелкочешуй­ чатый мусковит, но в почвах почти всегда присутствует первич­ ный мусковит. Этот минерал относится к диоктаэдрическим ка­ лиевым слюдам. В. П. Петров (1948, 1967) превращение муско­ вит представляет по следующей схеме: мусковит—»-гидромуско- ВЙТ_*.Каолинит. Замещение межслоевого калия в мусковите происходит медленно, поэтому он встречается не только в поч­ вах, но и в древних породах. Диспергирование, кислая среда, промывной режим, биологическая активность ускоряют этот

процесс.

Гидрослюда (иллит) по мусковиту при дальнейшем превра­ щении может переходить в диоктаэдрические минералы с рас­ ширяющейся решеткой, например в диоктаэдрический вермику­

лит и монтмориллонит.

В слитых почвах, как считает Корнблюм Э. А. (1966), прев­ ращение иллита происходит по схеме: иллит-ксмешаннослои- стый иллит, вермикулит-нѵюнтмориллонит, а при восстановитель­ ных условиях возможна замена катионов октаэдров на двухва­ лентное железо, которое при окислительных условиях переходит в трехвалентное. В принципе такое замещение возможно, но, ве­ роятно, этот процесс протекает медленно. Только в цеолитных минералах замещение катионов происходит быстро и по всей мас­ се, а в глинистых обменные реакции идут быстро лишь на по­

верхности кристаллов.

Б и о т и т и близкий по структуре флогопит относятся к триоктаэдрическим слюдам. По химическому составу биотит — же­ лезисто-магниевая слюда, флогопит — магнезиальная. В процес­ се преобразования эти слюды образуют триоктаэдрические раз­ новидности гидрослюд с последующим переходом в триоктаэд­ рический вермикулит. Само собой разумеется, этот переход про­ исходит постепенно, через стадию смешаннослоистых образова­ ний. Последние могут создаваться и из аморфных веществ. По­ этому в почвах встречаются индивидуальные минералы, смешан­ нослоистые и их смеси. Скорость превращения биотита и флого­ пита в очень большой степени зависит от тех же условий, что и превращение мусковита. Следует подчеркнуть, что при выветри­ вании из -слюд образуются аморфные соединения Si02 и R20 3 го­ раздо больше, чем из полевых шпатов. Из продуктов разруше­ ния могут синтезироваться различные минералы, в том числе каолинит.

114

Уивер (Weaver, 1958) считает, что иллит превращается по схеме: иллит-ѵмонтмориллонит—нчллит.

В этой схеме показано, что возможно не только превращение иллита (гидрослюды) в монтмориллонит, но и обратный процесс, т. е. иллитизация монтмориллонитавследствие внедрения калия в межслоевое пространство. Вопрос об иллитизации монтморил­ лонита неоднократно рассматривался в литературе (Алешин, 1955; Зверева, 1964а, 19646, 1966; Чижикова, 1967; Barshad, 1950; Dyal, Hendricks, 1952; Stephen, 1952; Wear, White, 1951), однако доказательства подобного явления недостаточно убедительны, так как з почвах на осадочных породах минералы типа монтмо­ риллонита в разных горизонтах могут иметь различное проис­ хождение. Наиболее распространено перемещение его из верх­ них горизонтов водой, поскольку он гидрофилен и находится в высокодисперсном состоянии. Перемещению способствуют орга­ нические и другие гидрофильные коллоиды. Из-за различной влажности верхних и нижних горизонтов возможно образование минерала на месте. Обычно в более влажных слоях новообразо­ вание монтмориллонита идет быстрее. Возможен синтез его из аморфных веществ, и, следовательно, чем больше последних, тем больше вероятность образования, если имеются необходимые ус­ ловия: реакция среды, наличие химических элементов, входящих в состав решетки, и др. Если судить о превращениях минералов на основании сопоставления минералогического состава илистой фракции в разных горизонтах, то будет упущено превращение аморфных веществ и первичных минералов, которое происходит одновременно в горизонтах с различным водным и биохимичес­ ким режимами. Например, для замещения А1 на Si необходимо, чтобы алюминий был в ионной форме, а для этого величина pH раствора должна составлять <5,5. Поэтому нельзя изучать или­ стую фракцию изолированно от почвы в целом.

Известно, что при отложении пород речными водами и вода­ ми таявших ледников происходила дифференциация осадков не только по механическому, но и минералогическому составу. Кро­ ме того, для иллитизации требуются большие запасы калия. Под­ счет баланса и перемещения калия растительностью не сделан.

Сэнергетической стороны этот вопрос в литературе не освещен.

Воглеенных почвах более вероятен путь превращения слюд в гидрослюды, а затем в минералы с расширяющейся решеткой: монтмориллонит и вермикулит через промежуточные стадии, т. е. смешаннослоистые минералы (Горбунов, 19686; Уивер, 1962а,

19626; Jackson, 1954, 1959, 1963, 1965, 1968; Sudo, 1953; Theisen, Beilis, 1964; Weaver, 1956, 1958).

М о н т м о р и л л о н и т , б е й д е л л и т , н о н т р о н и т состав­ ляют одну группу трехслойных минералов с набухающей решет­ кой (Горбунов, І963; Звягин, 1961, 1964; Звягин, Франк-Каменец­ кий, 1959). Первые два минерала встречаются в почве в качест­ ве самостоятельных компонентов и смешаннослоистых образова-

115

нйй с гидрослюдамй, хлоритами, вермикулитами. Ноитроиит по химическому составу отличается от монтмориллонита повышен­

ным содержанием железа.

Избыточные заряды у монтмориллонита располагаются в октаэдр.ах, а в гидрослюде (иллите) в тетраэдрах, поэтому первый имеет расширяющуюся решетку, а второй стабильную. В решет­ ке гидрослюд имеется прочное закрепление калия, поэтому его трудно вытеснить другими катионами, а из монтмориллонита —

легко.

Монтмориллонит образуется из слюд, гидрослюд, вермикули­ тов, хлоритов, аморфных веществ, в том числе из вулканического стекла. Наиболее легко представить переход слюд н гидрослюд в монтмориллонит, так как они имеют сходную структуру. Для превращения необходимо в слюдах (гидрослюдах) заменить ка­ лий на другие катионы (монтмориллонитизация). Реакция заме­ щения считается обратимой, поэтому допускается иллитизация (гидрослюдизация) монтмориллонита (и вермикулита) при за­ мещении катионов на калий. Аналогичным образом возможна хлоритизация монтмориллонита (и вермикулита), если создают­ ся условия для замещения межслоевых катионов на бруситовый

слой.

Иллитизация и хлоритизация приводят к превращению раз­ бухающих минералов в стабильные. При частичном замещении образуются смешаннослоистые минералы, состоящие из разбу­ хающих и неразбухающих слоев.

Монтмориллониты по слюде и по вулканическому стеклу также различаются между собой. Согласно Уиверу (1962а; We­ aver, 1958), у монтмориллонита по слюде (высокозарядного) при насыщении калием решетка сжимается больше, а у монт­ мориллонита «вулканического» (низкозарядного) сокращение межслоевого пространства меньше.

Вследствие высокой степени дисперсности и гидрофильности монтмориллонит может переноситься водой из верхних го­ ризонтов в нижние, что приводит к дифференциации почвенного профиля по механическому и минералогическому составу. Такое явление легко наблюдать в солонцах и дерново-подзолистых почвах (Горбунов, 1964).

Различное количество монтмориллонита и гидрослюд по про­ филю еще не дает оснований считать, что происходит иллити­ зация за счет привноса калия растительностью в гумусовый го­ ризонт, который затем внедряется в монтмориллонит. Для обо­ снования такого утверждения необходимо подсчитать запас калия (баланс), иметь данные об отсутствии передвижения монтмориллонита сверху вниз, а также о том, что почва не при­ обрела пестроту от породы.

В е р м и к у л и т ы по химическому составу относятся к маг­ ниевым алюмосиликатам. По структуре они близки монтморил­ лониту, поэтому генезис их и превращения имеют сходные чер­

116

ты. Минералы этой группы имеют промышленное значение и используются в сельском хозяйстве, их изучению посвящено много работ (Вопросы минералогии глин, 1965; Горбунов, Градусов, Травникова, 1964; Зверева, 1966; Кораблева, 1965; Материалы к классификации глинистых минералов, 1961; Barshad, 1948; Bradley, 1950; Corbunov, 1968; Graf, Reichenbach, Rich, 1968; Grüner, 1934, 1948; Jackson, 1954; Mumbrum, 1959; Sawhney, 1958). Вермикулиты представляют интерес для решения теоретических вопросов: выяснения природы фиксации калия и

Wear, 1951; Weaver, 1958; Wells, 1968). Есть сведения о полу­ чении вермикулита в лабораторных условиях при обычных тем­ пературе и давлении. Хорошо известно образование триоктаэдрического вермикулита из биотита. Гидробиотит является сме­ шаннослоистым биотит — вермикулит образованием.

Х л о р и т ы имеют соотношение тетраэдрических и октаэд­ рических слоев 2 : 2, т. е. их структура сложнее трехслойных минералов. Наиболее простой путь возникновения почвенных хлоритов—диспергирование и гидролиз первичных хлоритов, что приводит к образованию хлоритов с несовершенной струк­ турой. Однако возможны и другие пути, а именно: синтез и пре­ вращение в хлорит монтмориллонита, вермикулита, гидрослюд. На промежуточных стадиях превращения образуются смешан­ нослоистые образования: монтмориллонит — хлорит, вермику­ лит — хлорит и более сложные: монтмориллонит—вермикулит— хлорит (Горбунов, 1962, 1963; Brown, Bailey, 1962; Mac-Evan, 1949, 1968а).

Вторичные хлориты могут образовываться из вермикулита и монтмориллонита; для такого превращения необходимо внедре­ ние в минералы магния с последующим образованием на его ос­ нове бруситового пакета. В почвах этот путь возможен, когда ре­ акция почвы изменяется от слабокислой к щелочной. В кислой среде внедряется алюминий, а при рН>5,5 создается гиббситовый пакет. Гидролиз и вытеснение калия другими катионами из слюд и гидро-слюд приводит к образованию минералов со сход­ ной структурой, например монтмориллонита.

В тяжелых почвах нет условий для передвижения илистой и коллоидной фракций, поэтому наблюдающееся незначительное увеличение высокодисперсной части почв с глубиной в тяжелых почвах следует отнести за счет внутрипочвенного выветривания (Роде, Ярилова, Рашевская, I960). И. И. Гинзбург (1953), И. И. Гинзбург и И. А. Рукавишникова (1951), Д. П. Сердюченко (1956) считали, что хлорит может образоваться из различ­ ных минералов, в том числе из биотита. Стефан (Stephen, 1952) также допускает образование хлорита из биотита путем заме­

117

ны межслоевых катионов па бруситовый слой. Хлоритизацйя монтмориллонита и вермикулита отмечена в работах ряда авто­ ров (Зверева, 1964; Brown, Bailey, 1962; Jackson, 1954, 1959, 1963, 1965, 1968; Tamura, 1957).

Одну из наиболее полных схем дал Джексон (Jackson, 1959):

Б иотит--------->Вермикулит---------> Монтмориллонит

К а о л и н и т относится к минералам предпоследней стадии превращений, если последней считать образование гиббсита, гетита. В преобладающем количестве он обнаружен в латеритных и красноземных почвах. Ему сопутствуют часто гетит и гиббсит. В почвах аридных зон каолинита много лишь в тех случаях, если минерал унаследован от породы. Образованию каолинита способствуют теплый климат, большой возраст, промывной ре­ жим, кислая среда, податливость минералов выветриванию. Эти факты обусловливали удаление кремнезема, поэтому характер­ ным для каолинита является соотношение Si02 : R20 3 = 2.

В небольших количествах каолинит содержится почти во всех почвах. Следы его обнаружены в элювии вулканической лавы, которая выветривалась 300 и 1000 лет (Горбунов, 1963). Проис­ хождение каолинита преимущественно вторичное, т. е. он обра­ зуется путем синтеза из аморфных веществ после разрушения полевых шпатов, слюд, хлоритов и др. Не исключен и другой путь: при десиликации других глинистых минералов.

Иногда возникает вопрос: почему в каолинитовой глине со­ держатся карбонаты, если каолинит образовался на древних по­ родах и притом в кислой среде. Противоречия, однако, здесь нет, так как карбонаты привносятся с другими породами или рас­

творами.

Г е т и т и г и б б с и т содержатся в значительном количест­ ве в латеритах и красноземах. Они являются представителями последней стадии превращения минералов; небольшое содержа­ ние их отмечается в различных почвах. Формируются гетит и гиббсит соответственно из аморфных гидроокисей железа и алю­ миния в процессе кристаллизации последних. В сильнокислой среде они могут растворяться и служить материалом для обра­ зования октаэдрических слоев, а частично тетраэдрических.

К в а р ц является наиболее устойчивым минералом, однако после физического измельчения он несколько растворяется в ки­ слой среде, при этом образуется аморфный кремнезем. Послед­ ний входит в состав тетраэдрических сеток, которые б сочетании с гиббситовыми образуют различные слоистые материалы, а так­

118

же аллофаноиды с варьирующим соотношением кремнезема, алюминия и воды:

- гиббсит

Аморфные R2Qs-> текстурированные R*Q3\*

4 гетит

Преобразование аморфных R20 3 в кристаллические широко распространено в почвах при их промораживании и высушива­ нии. В кислой среде, при большой влажности, указанные прев­ ращения незначительны, а в присутствии гумусовых веществ возможно также образование комплексных соединений. В тонкодисперсном состоянии аморфные соединения могут передвигать­ ся по профилю или оставаться на месте. На первых стадиях оглеения почв передвижение более вероятно, чем на последующих, особенно в случае образования водоупорного глеевого горизон­ та. На этой же стадии под влиянием периодического высушива­ ния и увлажнения R20 3 будут «стареть», кристаллизоваться и участвовать в синтезе новых алюмосиликатов. Э. А. Корнблюм (1966) подчеркивает большое значение аллофаноидов для сли­ тых почв. Немалую роль они играют и в развитии оглеенных почв.

Ошибочно принимают, что подзолистый и осолоделый гори­ зонты почв состоят из аморфного кремнезема, тогда как на са­ мом деле они представлены в основном кварцем и другими пер­ вичными минералами (Горбунов, 1963; Роде, Феофарова, 1955), хотя и присутствует небольшое количество аморфного кремнезе­ ма (Базилевич, Калашникова, Ярилова, 1954; Тюрин, 1937;

Усов, 1948; Ярилова, 1952).

Особый интерес представляет образование слоистых минера­ лов из вулканического стекла, аморфных веществ и образований типа аллофанов. По этим вопросам есть много работ (Каппо, 1956; Каппо, Ohikura, Higashi, 1968; Mitchell and oth., 1968; Monaterio, 1960; Sudo, 1953). Одна из схем (Каппо, 1956) выглядит

[ Монтмориллонитовыс минералы

Аллофанизация вулканического стекла протекает через десиликацию, гидратацию и замещение связей Si—О—Si (Каппо, Ohikura, Higashi, 1968).

Одновременно с переходом любого минерала в другой также образуются аморфные вещества, которые затем могут служить источником возникновения слоистых минералов. Например, при переходе слюды в гидрослюду происходят не только замена ка­ лия на гидроксоний или другой катион, но и разрушение поверх­ ностных слоев решетки, т. е. образование аморфных веществ, ко­ торые затем могут либо передвигаться, либо частично кристал­ лизоваться и оставаться на месте. При определенных условиях

119

гидроокись алюминия и аморфный кремнезем образуют алло­ фаны, которые затем превращаются в глинистые минералы.

Превращение минералов происходит постепенно, через не­ сколько переходных стадий, например, в мусковите при замеще­ нии калия на гидроксоний образуется диоктаэдрическая гидро­ слюда. Замена калия может привести к образованию набухаю­ щих пакетов, хотя бы в части минеральной массы. Следователь­ но, образуются минералы со стабильными и лабильными паке­

встречаются в различных почвах. В схемах превращений одни авторы указывают смешаннослоистые минералы, другие не ука­ зывают. Так как смешаннослоистые образования и аморфные ве­ щества часто появляются на промежуточных стадиях превраще­ ний индивидуальных минералов, то, вероятно, этим объясняется отсутствие такого термина в некоторых схемах. Напомним, что хлориты, вермикулиты нужно рассматривать как смешанносло­ истые минералы.

Джексон (Jackson, 1968) придает большое значение дренажу для скорости образования минералов. В зависимости от интен­ сивности дренажа создаются различные условия для десиликации, накопления кремнезема, железа и алюминия, которые не только не изменяют физико-химические свойства почв, но и уча­ ствуют в образовании вторичных минералов: галлуазита, монт­ мориллонита и вермикулита. Монтмориллонит, по мнению авто­ ра, образуется при ослаблении дренажа. Такая обстановка соз­ дается при оглеении.

Представляет интерес работа Санчаса, Фуртадо (Sanches, Furtado, 1968) о превращении плагиоклазов и биотита по схеме:

/ /

гиббсит -» аморфный материал -*• каолинит

Плагиоклаз — *• аморфный материал -> каолинит (серицит) — ►аморфный материал -*■ монтмориллонит -*• каолинит

Ч

хлорит железистый

і

смешаннослоистые -*■ вермикулит

t

Биотит— > хлорит магниевый

Ч

аморфный материал -* гетит

В этой схеме автор показал, как из одного и того же первич­ ного минерала могут образоваться разные вторичные и что воз­ можен постепенный переход биотита в вермикулит через сме­ шаннослоистые образования.

Бельгийские ученые (Coninck and oth., 1968) связывают обра­ зование минералов в подзолистых почвах со стадиями развития пронесса. Первая стадия характеризуется устойчивостью мине­ ралов и малым содержанием аморфных веществ. На второй ста­ дии чллит переходит в иллит-хлорит, алюминиевое ядро внед-

120

рйетсй Hä место межслоевого калия. На третьей стадии накап­ ливаются аморфные Si02 и R20 3 за счет выветривания 2:1 ми­ нералов и происходит дифференциация профиля, кремний скап­ ливается в подзолистом горизонте, а полуторные окислы— в же­ лезисто-гумусовом.

Для последних трех схем характерно то, что аморфным веще­ ствам отводят большую роль как индикаторам разрушения ми­ нералов и важным звеньям в цепи превращений. Такое же зна­ чение им придает и автор книги (Горбунов, 19686), что отмеча­ лось и в более ранних работах (Горбунов, 1962, 1963).

В схемах Горбунова обращено внимание на образование аморфных веществ из силикатов и последующее превращение их в кристаллические минералы. Вместе с тем допускается пре­ вращение минералов путем изоморфных замещений межслое­ вых катионов, а также катионов октаэдрической и тетраэдриче­ ской сеток.

Приведем примеры подобных превращений (Горбунов, 1969а):

I

-гетит, гиббсит

Полевые шпаты -» аморфные -* аллофаны -* серицит * гидрослюда -* каолинит

SiOj, RjOj

1

гетит, гиббсит Хлорит -► вторичный хлорит -» минералы -» . . .

Схем превращений много, но они не отражают все многооб­ разие образования минералов. В них отсутствуют термодинами­ ческое обоснование реакций и данные о скорости превращений.

А. Е. Ферсман (1958) указывал, что законы выщелачивания на первых путях современной геохимии и почвоведения должны решаться путем энергетического анализа этих процессов.

Так как законы сохранения энергии и материи являются ос­ новой всякого процесса, то для почвообразования и минералообразования необходимо знать баланс энергии и веществ. Источни­ ки энергии — это солнце, органические вещества, естественная радиоактивность, физико-химические реакции. Без них превра­ щения минералов невозможны.

В почве преобладают окристаллизованные минералы, хотя всегда присутствуют аморфные вещества. Для их образования из

121