105

Вопрос 1-3

Геология (в переводе с греческого означает Ge – Земля, logos – учение, т.е. наука о Земле) наука, изучающая историю, строение и состав твёрдой земной коры и мантии, и процессы, происходящие в земной коре и на поверхности Земли. Наиболее доступной непосредственному изучению является только земная кора или литосфера (litos – камень; sphera – шар).

Геология как самостоятельная наука:

- выясняет последовательность, в которой отлагались пласты земной коры;

- устанавливает их возраст;

- определяет состав горных пород и условия их образования;

- изучает, какие изменения происходят с горными породами на протяжении истории Земли;

- какие животные и растения населяли нашу планету в минувшие эпохи;

- восстанавливает климаты и ландшафты прошлого;

- изучает возникновение и перемещение континентов и морей;

- открывает залежи полезных ископаемых;

- устанавливает процессы их образования;

- рекомендует методы открытия новых месторождений;

- обнаруживает подземные воды;

- исследует морское дно, вулканы и древние оледенения и т.д.

В настоящее время перед науками геологического цикла поставлены следующие задачи:

1) осмыслить процессы, приводящие к образованию многих видов почв, горных пород, полезных ископаемых;

2) повысить точность прогнозов стихийных бедствий – землетрясений, пыльных бурь, ураганов, снежных лавин;

3) разработать научные методы предотвращения негативных явлений – подтопление, опустынивание и засоление земель, загрязнение ландшафтов, эрозии;

4) участвовать в разработке программы экологической безопасности страны с использованием геоинформационных систем.

Для изучения строения и состава Земли в геологии используются различные методы исследований: прямые – непосредственные (визуальный осмотр, анализ проб образцов пород, газов, вод) и косвенные, основанные на применении довольно сложных приборов. Огромную роль в изучении строения Земли играет космическая информация (спутниковые наблюдения, наблюдения специальными самолётами, вертолётами). Для изучения поверхности Земли, дна океана, планет Солнечной системы широко применяют методы дистанционного зондирования (аэрокосмосъёмка).

Прямые методы в геологии основаны на исследовании горных пород в естественных выходах на поверхность. Это обнажения в долинах рек, искусственные горные выработки (скважины, карьеры, шахты, рудники, буровые скважины).

Косвенные методы применяют для изучения внутренних, глубоких частей Земли, в первую очередь – это геофизические методы, основанные на изучении скорости распространения сейсмических волн.

Поскольку методы моделирования и эксперимента очень трудно применимы, в геологии наиболее распространён метод актуализма, основанный на том, что путём изучения настоящего понимают сущность прошлого. Наблюдение и изучение современных физических, химических и геологических процессов позволяет судить о процессах и физико-географических условиях прошлого. Однако, переносить механически современные условия на прошлое, не учитывая эволюции Земли нельзя, так как климат, состав атмосферы, солёность морей, органический мир постоянно изменялись.

Материалом для восстановления последовательности развития земной коры и жизни на ней от древнейшего состояния до современного служат:

1) ископаемые остатки различных животных и растительных организмов, сохранившиеся в породах в виде окаменелостей;

2) горные породы и условия их взаиморасположения по глубине и площади;

3) геологические процессы, протекающие на поверхности и в глубоких недрах платформ и геосинклиналей.

Определение возраста слоёв горных пород по их залеганию относительно друг друга проводится стратиграфическим методом. В серии ненарушенных осадочных горных пород, залегающих пластами, слоями с небольшим уклоном, всякий вышележащий пласт, слой будет моложе нижележащего.

В условиях совместного залегания магматических и осадочных пород в одних и тех же обнажениях относительный возраст первых можно определить по характеру контакта и взаимоотношениям этих пород друг с другом. Если магматические породы внедряются в горизонтально залегающие осадочные, содержащие ископаемые остатки фауны и флоры, то интрузия произошла после отложения осадочных пород с органическими остатками, и, соответственно, магматические породы более молодые. Если интрузии покрываются морскими осадочными толщами, то такие свиты отложений образовались позже и являются более молодыми.

В геологическом обнажении серий разновозрастных магматических пород любая жила секущая гранитный батолит всегда более молодая, чем пересекаемый ею массив.

На основе изучения осадочных толщ геологи и биологи установили, что остатки определённых форм животных и растительных организмов приурочены только к определённым слоям и отсутствуют в других. Изучение различных остатков организмов в пластах осадочных пород позволяет определить их относительный возраст. Метод определения возраста горных пород по остаткам животных и растительных организмов называется палеонтологическим.

Для определения абсолютного возраста горных пород и минералов используют методику, основанную на скорости отложений осадков. Суть методики заключается в том, что по средней мощности осадочного чехла земной коры, накопившегося за всю историю Земли, и средней скорости накопления современных осадков в дельтах рек ориентировочно определили возраст толщ осадочных пород. Было прослежено, что в дельтах рек слой осадков толщиной 1мм откладывается в течение 3…10 лет, а на дне океанов скорость накопления осадков – 0,1-0,01мм в год. Для накопления осадочного чехла Земли, не испытавшего размыва, мощностью 100 км требуется от 1 до 100 млн. лет.

Для определения возраста ленточных глин используют геохронологический метод (метод Де-Геера). Он основан на подсчёте скорости отложения годичных лент в ленточных глинах озёрно-ледникового происхождения или в озёрных илах. Он более точен, но применим только на территориях, испытавших материковое оледенение.

Бурение глубоких и сверхглубоких скважин (4-6 км…12км) на суше и на море, большое распространение применения сейсмических методов в сочетании со старым методом актуализма позволили геологам обобщить научные исследования и перейти от качественной расшифровки явлений и процессов к количественным определениям свойств вещества планеты.

Применение рентгеноскопического метода спектрального анализа позволяет провести исследование состава и свойств минералов и горных пород. С помощью микроскопического метода с использованием электронных микроскопов изучают структуру, сложение и строение минералов и горных пород.

Изотопный метод позволяет определить возраст образующихся пород.

Применение геофизических методов (магнитометрия, гравиметрия, элекрометрия, сейсмометрия, радиометрия) позволяет изучить явления магнетизма, массу Земли, её инерцию, а информация о взрывах позволяет судить о внутреннем строении Земли.

Метод геологической съёмки позволяет изучать минералы, их ассоциации, распространение.

Метод распределения сил тяжести на поверхности Земли позволяет познать состав глубин.

Освоение космоса позволило резко расширить сферу исследований Земли ввысь – изучение космического пространства; вглубь – изучение процессов, протекающих в глубоких слоях земной коры и верхней мантии; вширь – вовлечение в геологическое построение областей морского дна – и особенно во времени – изучение ранних периодов истории развития Земли.

Исследования конца ХХ века:

- освоение космоса – космология, космохимия, физика, солнечная энергетика, биология (строение клетки, белка, гена и т.д.);

- исследование верхних слоёв атмосферы и дна Мирового океана;

- по геохимии изотопов – уточнён состав почв земной коры, метеоритов, ближних планет, разрабатываются новые методы определения абсолютного возраста геологических формаций – руд, и почв;

- методы безотходных технологий при использовании минерального сырья.

Геология – обобщающая дисциплина естественно-исторического цикла. В результате успешного развития геологии, совершенствования методов геологического исследования и огромного накопления сведений о Земле из неё выделились самостоятельные науки:

историческая геология – изучает изменение земной коры во времени и пространстве и устанавливает связь развития органического мира с развитием всей земной коры;

минералогия – изучает физико-химические свойства минералов и процессы, связанные с их образованием в земной коре;

петрография – наука, рассматривающая минеральный состав и строение рыхлых и твёрдых горных пород, естественных закономерностей скопления минералов, слагающих кору, формы их залегания, происхождение и распространение;

динамическая геология – рассматривает геологические процессы (вулканизм, землетрясения, деятельность морей, рек) и методы восстановления в историческом прошлом Земли;

гидрогеология – наука о подземных водах, их происхождении, истории, составе и режиме, распределении в земной коре и их химической и механической деятельности;

геохимия – изучает химический состав коры, законы распределения и перемещения химических элементов и их изотопов, влияние на них различных термодинамических и физико-химических условий;

почвоведение – рассматривает самые поверхностные слои земной коры, обладающие плодородием – почвы;

палеонтология – изучает животный и растительный мир, существовавший на Земле в течение прошедших геологических периодов и сохранившийся в виде ископаемых остатков;

геология четвертичного периода – изучает историю развития Земли в четвертичный период, когда образовались самые молодые и поверхностные отложения, служащие основой для сельскохозяйственной и инженерной деятельности человека;

геоморфология – изучает происхождение, распространение и закономерности образования земной поверхности (рельеф);

геотектоника – наука о движениях и деформациях коры и взаимоотношениях горных пород в процессе развития Земли и её внешней оболочки – коры;

инженерная геология – наука, изучающая грунты и геологические и инженерно-геологические процессы, влияющие на условия строительства и эксплуатацию сооружений;

геофизика – новая отрасль геологии, применяющая физические методы для изучения земного шара в целом, а также земной коры, гидросферы и атмосферы. Геофизические методы используются при поиске полезных ископаемых, прогнозе погоды, при изучении землетрясений и магматизма, выяснении вопросов происхождения Земли и Вселенной, в ракетной технике.

металлогения – отрасль геологии, изучающая закономерности образования, распространения и изменения месторождений рудных полезных ископаемых в коре;

геохронология – изучает возраст геологических образований;

палеография и палеоклиматология – занимается реконструкцией древних географических обстановок;

математическая геология – использует математические методы в геологии;

астрогеология или планетарная геология – изучает геологическую эволюцию Земли как небесного тела и выясняет геологическое строение других планет Солнечной системы.

Планетная система, к которой принадлежит Земля, состоит из центрального тела - Солнца, вокруг которого движутся девять больших планет (Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон) с 26 спутниками, свыше 1000 малых планет (астероидов), некоторые из которых имеют диаметр лишь несколько десятков километров, и около 100 периодических комет.

Все планеты Солнечной системы можно подразделить на две группы, резко различающиеся по своим физико-химическим свойствам: 1) близкие к Солнцу – земного типа – Венера, Земля и Марс. Их характерные особенности – небольшой размер, сравнительно медленное вращение и большая плотность; 2) внешние, удалённые от Солнца - Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Их характерные особенности: очень большие размер и масса (масса Юпитера в 318 раз больше массы Земли), быстрое вращение вокруг оси (период обращения Юпитера 9ч 50мин) и малая плотность.

На всех планетах земной группы и крупных спутниках Юпитера обнаружены вулканические структуры и кратеры. Поверхность Юпитера и Сатурна, находящихся в более ранней стадии эволюции, чем Земля, имеет газово-жидкое состояние.

Таблица 1. Характеристика небесных тел Солнечной системы

На поверхности планет и крупных спутников ранней стадии эволюции (Венера) и более поздней (Луна) по сравнению с Землёй присутствуют базальты.

Планета Земля имеет некоторые следующие параметры:

- средний радиус Земли – 6371 км, в плоскости экватора – 6378 км;

- от центра Земли до полюса – 6357 км;

- поверхность Земли – 510 млн. км², из которых 71% занимает океан;

- объём земного шара – 1×10¹² км³;

- вес Земли – 6×10²¹ тонн;

- внутренний состав планеты – 35% Fe, 30% O₂, 15% SiO₂, 12% Mg;

- время существования – 4,6 млрд. лет.

Проблема происхождения Земли интересовала человечество ещё в глубокой древности, но первая научная гипотеза о происхождении Солнечной системы принадлежала философу И. Канту (1724-1804гг.). И. Кант показал, что Земля и вся Солнечная система имеют своё развитие, свою историю. Схемы, отражающие различные гипотезы происхождения Земли, представлены на рис.1 и 2.

Гипотезы происхождения Солнечной системы (М. Дж. Брэдшоу, 1977):

Рис. 1. сгущение и сжатие вещества во вращающемся газопылевом облаке дисковидной формы с образованием центрального ядра (Солнца) и периферических сгустков вещества (планет);

Рис. 2. прохождение вблизи Солнца тяжелой звезды, вызвавшей выброс сгустка вещества, который впоследствии распался на планеты;

С — солнце; П — планета; Тз-— тяжелая звезда

Гипотеза Канта. В основу его взглядов положены реальные физические силы – притяжение и отталкивание. Солнечная система образовалась из первичной пылеобразной материи, находившейся в хаотическом состоянии. По закону всемирного тяготения эти разнообразные по размеру частицы пришли в движение. Получились разнообразные звёздные сгущения, которые, в свою очередь, начали притягивать более мелкие. Таким образом, образовались отдельные крупные сгустки, которые и представляли собой обособленные звёзды.

Гипотеза Лапласа. П.С. Лаплас (1749-1827гг.) независимо от И. Канта также высказал гипотезу о происхождении Солнечной системы из первичного хаоса. За прообраз Солнечной системы он принимал раскалённую сильноразреженную газовую туманность. Эта туманность обладала изначальным вращением, во время которого она сплющивалась так, что её полярный диаметр стал в полтора раза короче экваториального, и она постепенно превращалась в эллипсоид. По мере охлаждения, сжимания и сплющивания газовой туманности под влиянием центробежной силы наступал момент отрыва частиц её внешней экваториальной части по кольцу («отрыв колец»). Вследствие неоднородности колец в каждом из них образовался свой центр сгущения (уплотнения) частиц, которые продолжали вращаться вокруг оси. При малейшем нарушении равновесия кольца разрывались, вещество их свёртывалось в планеты, а из центральной наиболее плотной туманности образовалось Солнце. Вновь возникшие небесные тела благодаря силе вращения, в свою очередь, от себя выделили кольца, из которых образовались их спутники, в т.ч. Луна – спутник Земли.

Согласно теории Канта-Лапласа из газообразной материи, или туманности, или определённых «частиц» образовались планеты солнечной системы, и в частности Земля. И хотя, накопленные в астрономии, многие факты не вполне согласуются с этой гипотезой (Солнце и планеты, имеющие спутников, вращаются вокруг своей оси медленнее, чем следовало по гипотезе Лапласа, и даже в обратную сторону, и что Солнце в миллионы раз старше Земли), тем не менее, основная мысль этой гипотезы правильна: наша планета Земля и Солнечная система возникли в результате единого закономерного процесса развития материи в мировом пространстве.

Рис. 3. Образование планетной системы по гипотезе Лапласа:

А — вращение газовой туманности; Б — сплющивание газовой туманности вследствие увеличения скорости вращения и образование чечевицеобразной формы;

В – обрыв газообразного кольца

Гипотеза Шмидта. В основу теории положено образование планет из твёрдого метеоритного вещества путём сгущения первоначально разреженного пылевого облака в результате неупругого соударения твёрдых частиц под действием сил тяготения. Согласно гипотезе, Солнце «старше» других планет Солнечной системы. Земля и другие планеты образовались из межзвёздной метеоритной пыли, захваченной Солнцем. При этом допускалось, что рой пылевой материи обладал значительным моментом количества движения и перешёл затем в орбитальный рой. Гипотеза объясняет два сложнейших вопроса: распределение момента количества движения в Солнечной системе и закон планетных расстояний. О. Ю. Шмидт полагал, что поверхность Земли не была в раскалённом состоянии и с момента своего возникновения получала тепло от Солнца и частично в результате ударов метеоритов, и систематическое охлаждение её с момента возникновения не допускается.

В гипотезе Шмидта имеются некоторые слабые положения: 1) гипотеза мало касается вопросов эволюции Солнца и других звёзд; 2) многие учёные полагают, что первоначальное облако межзвёздной материи, вероятнее всего, было не метеоритным, а газовым; захват материи Солнцем невозможен; 3) имеются мнения, что и метеориты образовались в результате распада какой-то планеты, а не наоборот (планеты образовались из метеоритов); 4) в осадочных породах древних геологических эпох не встречаются ископаемые

метеориты.

Рис. 4. Происхождение планет по гипотезе Шмидта

Гипотеза В.Г. Фесенкова. Идеи о происхождении планет и Солнечной системы, выдвинутые советским учёным, были более реальны. По его мнению, поскольку возраст Солнца близок к астрономическому возрасту Земли, допустимо считать, что Солнце и окружающие его планеты образовались в едином процессе эволюции сгустка газово-пылевой туманности. Внутренние части уплотнения, имевшие значительно большую массу и обладавшие быстрым вращением, послужили материалом для образования Солнца.

Вследствие быстрого вращения в экваториальной плоскости его произошло отделение вещества, продолжавшегося вращаться в том же направлении. Первоначальная неравномерность распределения плотности в экваториальном облаке возрастала вследствие продолжавшихся выбросов материи из центрального сгущения. В результате в участках с большой плотностью возникли сгущения, приведшие к образованию планет и их спутников. Земля возникла сразу во всей массе, а не «собиралась» из отдельных частиц.

К сожалению, гипотеза Фесенкова не в состоянии объяснить, почему около 90% массы Солнца состоит из лёгких элементов – водорода и гелия, а на Земле их ничтожно мало.

Рис.5. Образование Земли по гипотезе Фесенкова

Современная гипотеза. Лик Земли постоянно меняется с момента образования планеты 4,6 млрд. лет назад из газово-пылевой туманности. Известно, что космическая «пустота» всё-таки содержит 1 атом Н₂ в 1 см³ при t 170^оС. В газовых облаках плотность атомов составляет десятки тысяч на см³ при t 10000^оС. Подобное облако подверглось влиянию взрыва сверхновой звезды, после чего оно стало сжиматься, уплотняться (~ 98,7% массы вещества сосредоточено в центре) и межзвёздный газ превратился в шар. Когда температура достигла многих миллионов градусов, началась термоядерная реакция и зажглось Солнце. Из остальной массы межзвёздной пыли и газа (~ 1,3%), благодаря вращению и силе тяжести на эллиптических орбитах возникли сгустки вещества – зародыши планет – и образовались 9 планет, причём на Юпитере сосредоточено более 99% этой массы.

По мнению учёных, процесс слипания частиц (процесс аккрекции) космической пыли и газа во всё крупные кусочки (планетозимы) протекал стремительно и к рубежу 4,6 млрд. лет наша Земля уже сформировалась как планета, обладавшая такой же формой и размерами, как в настоящее время.

Существуют и другие теории возникновения Земли. Многочисленные усилия исследователей разных стран и собранный огромный эмпирический материал по непосредственным исследованиям материала планет и метеоритов позволили обосновать построение естественной теории происхождения Земли на основании того, что возникновение Земли было результатом сложных явлений в исходном веществе, охвативших ядерные, а впоследствии и химические процессы. Основой этой теории происхождения Земли являются следующие положения:

- происхождение Солнечной системы связано с происхождением химических элементов: вещество Земли вместе с веществом Солнца и других планет в далеком прошлом находилось в условиях ядерного синтеза;

- на последнем этапе ядерного синтеза образовались тяжелые химические элементы, включая уран и трансурановые элементы, о чём свидетельствуют следы вымерших радиоактивных изотопов, обнаруженные в древнем материале Луны и метеоритов (эти следы в виде трэков осколочного деления и ксеноновых изотопных аномалий можно рассматривать как прямые отголоски некогда мощных космических процессов созидания атомных ядер в обстановке нейтронного захвата);

- Земля и планеты возникли из того же вещества, что и Солнце (исходный материал для построения планет был первоначально представлен разобщенными ионизированными атомами; это был в основном звездный газ, из которого при охлаждении возникли молекулы - жидкие капли, твердые тела — частицы).

- конденсация солнечного газа в зависимости от гелиоцентрического расстояния привела к фракционированию химических элементов и дала химически различные продукты, что отразилось на составе планет и метеоритов (ближайшие к Солнцу планеты получили повышенную долю тугоплавкой высокотемпературной фракции по сравнению с планетами более отдаленными);

- Земля возникла преимущественно за счёт тугоплавкой фракции солнечного вещества, что отразилось на составе ядра и силикатной мантии; процесс аккумуляции нашей планеты происходил под влиянием различных факторов, при этом металлическое железо и близкие к нему элементу имели явное преимущество перед другими веществами объединяться первыми в компактные массы;

- основные предпосылки появления жизни на Земле были созданы в конце остывания первичной газовой туманности; на последнем этапе остывания в результате каталитических реакций биофильных элементов образовались многочисленные органические соединения, обусловившие возможность появления генетического кода и саморазвивающихся молекулярных систем. Возникновение Земли и жизни представляло собой единый взаимосвязанный процесс — результат химической эволюции вещества Солнечной системы.

Краткий очерк глобальной эволюции Земли. Происхождение планет Солнечной системы и их эволюция активно изучалось в XX веке в фундаментальных работах О.Ю. Шмидта, В.С. Сафронова, X. Альвена и Г. Аррениуса, А.В. Витязева, А.Гингвуда, В.Е. Хаина, О.Г. Сорохтина, С.А. Уманова, Л.М. Наймарки, В. Эльзассера, Н.А. Божко, А. Смита, Дж. Юрайдена и др. Согласно современным космологическим представлениям, заложенным О.Ю. Шмидтом, Земля и Луна, равно как и другие планеты Солнечной системы, образовались за счет аккреции (слипания и дальнейшего роста) твердых частиц газопылевого протопланетного облака. На первом этапе рост Земли шел в ускоряющемся режиме аккреции, но по мере исчерпания запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималей протопланетного облака этот рост постепенно замедлился. Процесс аккреции Земли сопровождался выделением колоссального количества гравитационной энергии, примерно 23,3 х 10³⁸ эрг. Такое количество энергии способно было не только расплавить вещество, но даже растворить его, но большая часть этой энергии выделялась в приповерхностной части Протоземли и терялась в виде теплового излучения. На то, чтобы Земля сформировалась на 99 % от ее современной массы, потребовалось 100 млн. лет.

На первом этапе молодая Земля сразу же после образования была относительно холодным телом и температура ее недр не превышала температуры плавления земного вещества, в силу того, что при формировании планеты происходил не только нагрев за счет падающих планетезималей, но и остывание за счет теплопотерь в окружающее пространство. Кроме того, Земля имела однородный состав. Дальнейшая эволюция Земли обусловлена ее составом, теплозапасом и историей взаимодействия с Луной. Влияние состава сказывается, прежде всего, через энергию распада радиоактивных элементов и гравитационную дифференциацию земного вещества.

До формирования планетной системы звезда Солнце представляла собой практически классический красный гигант. Звезды этого типа в результате внутренних ядерных реакций водородного горения формируют более тяжелые химические элементы с выделением огромного количества энергии и возникновением сильного светового давления с поверхности на газообразную атмосферу. В результате комбинационного воздействия этого давления и огромного притяжения атмосфера звезды испытывала попеременное сжатие и расширение. Этот процесс в условиях динамического увеличения массы газовой оболочки продолжался до тех пор, пока в результате резонанса внешняя газовая оболочка, оторвавшись от Солнца, не превратилась в планетарную туманность.

Под воздействием силового магнитного поля звезды ионизированное вещество планетарной туманности подверглось электромагнитной сепарации слагающих его химических элементов. Постепенная потеря тепловой энергии и электрических зарядов газов привело их к слипанию. При этом под воздействием магнитного поля звезды обеспечивалась эффективная передача момента вращения к образовавшимся в результате аккреции планетезималям, которые послужили началом формирования всех планет солнечной системы. При потере заряда ионизированными химическими элементами последние превращались в молекулы, реагировавшими друг с другом, образуя простейшие химические соединения: гидриды, карбиды, оксиды, цианиды, сульфиды и хлориды железа и др.

Процесс постепенного уплотнения, разогревания и дальнейшей дифференциации вещества в образовавшихся планетах происходил с захватом частиц из окружающего пространства. В центре формирующейся протопланеты концентрировались металлы за счет гравитационного разделения вещества. Вокруг этой зоны собирались карбиды железа и никеля, сернистое железо и оксид железа. Таким образом образовалось внешнее жидкое ядро, которое в своей оболочке содержало гидриды и оксиды кремния и алюминия, воду, метан, водород, оксиды магния, калия, натрия, алюминия, кальция и другие соединения. При этом происходила зонная плавка образовавшейся оболочки и сокращение поверхности и уменьшение объема планеты. Следующими этапами было формирование мантии, протокоры и выплавление астеносферы. Протокора дробилась за счет упомянутого выше сокращения объема и поверхности. За счет этого на поверхность изливались базальты, которые после остывания вновь погружались в глубинную часть мантии и подвергались следующей переплавке; затем часть базальтовой коры постепенно трансформировалась в гранитную.

Поверхностные слои Земли на этапе формирования состояли из мелкопористого реголита, который активно связывал выделявшиеся воду и углекислый газ за счет своего ультраосновного состава. Общий теплозапас Земли и распределение температуры в ее недрах определялись скоростью роста планеты. В целом в отличие от Луны Земля никогда не плавилась полностью, а процесс формирования земного ядра растянулся приблизительно на 4 млрд. лет.

Примерно 600 млн. лет продолжалось состояние холодной и тектонически пассивной Земли. В это время медленно разогревались недра планеты и примерно 4 млрд. лет тому назад на Земле проявилась активная гранитизация и сформировалась астеносфера. При этом Луна как самый массивный спутник «вычищал» из околоземного пространства все имевшиеся там меньшие спутники и микролуны, а на самой Луне произошла вспышка базальтового магматизма, что совпало с началом тектонической активности на Земле (период продолжался от 4,0 до 3,6 млрд. лет назад). В этот же момент в недрах Земли возбуждается процесс гравитационной дифференциации земного вещества — главного процесса, поддерживавшего тектоническую активность Земли во все последующие геологические эпохи и приведшего к выделению и росту плотного оксидно-железного земного ядра.

Так как в криптотектоническую эпоху (катархее) земное вещество никогда не плавилось, то не могли развиваться процессы дегазации Земли, поэтому первые 600 млн. лет существования Земли на ее поверхности полностью отсутствовала гидросфера, а атмосфера была исключительно разряженной и состояла из благородных газов. В это время рельеф Земли был сглаженным, состоявшим из темно-серого реголита. Это освещалось желтым слабогреющим Солнцем (светимость была на 30 % меньше современной) и непомерно большим без пятен диском Луны (она приблизительно в 300…350 раз превышала современную видимую площадь диска Луны). Луна была еще горячей планетой и могла обогревать Землю. Стремительным было движение Солнца — всего за 3 ч оно пересекало небосвод, чтобы через 3 ч вновь взойти с востока. Гораздо медленнее двигалась Луна, так как она быстро вращалась вокруг Земли в ту же сторону, что и фазы Луны проходили все стадии за 8…10 ч. Луна обращалась вокруг Земли по орбите с радиусом 14…25 тыс. км (сейчас радиус 384,4 тыс. км). Интенсивные приливные деформации Земли вызывали вслед движению Луны непрерывную (через каждые 18…20 ч) череду землетрясений. Амплитуда лунных приливов составляла 1,5 км.

Постепенно, примерно через миллион лет после образования, за счет осуществлявшегося отталкивания лунные приливы снизились до 130 м, еще через 10 млн. лет до 25 м, а через 100 млн. лет — до 15 м, к концу катархея — до 7 м. Сейчас в подлунной точке современные приливы твердой Земли составляют 45 см.

Приливные землетрясения были исключительно экзогенного характера, так как никакой тектонической деятельности еще не было. В архее, в самом начале, дифференциация земного вещества происходила путем выплавления из него металлического железа на уровне верхней мантии. В связи с исключительно высокой вязкостью холодной сердцевины молодой Земли возникшая гравитационная неустойчивость могла быть компенсирована путем выжимания этой сердцевины к земной поверхности и затекания на ее место выделившихся ранее тяжелых расплавов, т. е. путем формирования у Земли плотного ядра. Этот процесс завершился к концу архея около 2,7—2,6 млрд. лет назад; в это время все обособленные до этого континентальные массивы стремительно начали двигаться к одному из полюсов и объединились в первый на планете суперконтинент Моногея. Ландшафты Земли изменились, контрастность рельефа не превышала 1…2 км, все понижения рельефа постепенно заполнялись водой и в позднем архее, образовался мелководный (до 1 км), единый Мировой океан.

В начале архея Луна удалилась от Земли на 160 тыс. км, Земля вращалась вокруг своей оси с большой скоростью (в году было 890 суток, а сутки продолжались 9,9 ч). Лунные приливы амплитудой до 360 см деформировали поверхность Земли через каждые 5,2 ч; к концу архея вращение Земли существенно замедлилось (в году стало 490 суток по 19 ч), а Луна перестала влиять на тектоническую активность Земли. Атмосфера в архее пополнилась азотом, углекислым газом и парами воды, но кислород отсутствовал, так как он мгновенно связывался свободным (металлическим) железом мантийного Вещества, постоянно поднимавшегося через рифтовые зоны к поверхности Земли.

В протерозое за счет перераспределения конвективных движений под суперконтинентом Моногея восходящий поток привел к его распаду (примерно 2,4—3,3 млрд. лет тому назад). Последовавшие затем формирования и дробления суперконтинентов Мегагеи, Мезогеи и Пангеи проходили с образованием сложнейших тектонических структур и продолжались вплоть до кембрия и ордовика (уже в палеозое). К этому времени масса воды на поверхности Земли стала настолько большой, что уже проявилось в формировании Мирового океана. Океанская кора подверглась гидратации, и этот процесс сопровождался усилением поглощения углекислого газа с образованием карбонатов. Атмосфера продолжала оставаться обедненной кислородом за счет продолжавшегося связывания его выделявшимся железом. Этот процесс завершился только к началу фанерозоя, и с этого времени земная атмосфера стала активно насыщаться кислородом, постепенно приближаясь к ее современному составу.

В этой новой ситуации произошла резкая активизация жизненных форм, обмен веществ которых был построен на реакциях обратного окисления органических веществ, синтезируемых растениями. Так появились организмы царства животных, это уже к концу кембрийского периода, уже в фанерозое, привело к возникновению всех типов скелетных и бесскелетных животных, сказавшихся на многих геологических процессах в поверхностной зоне Земли в последующие геологические эпохи. Геологическая эволюция фанерозоя изучена гораздо подробнее, чем другие эпохи и можно коротко описать ее только следующим образом. В это наиболее близкое нам время, как было выявлено, происходили трансгрессии и регрессии океана, глобальные изменения климата, в частности, чередование ледниковых и практически безледниковых периодов, кстати, первым, как предполагается, на Земле было Гуронское оледенение в протерозое.

Процессы трансгрессий и регрессий океана при мощном развитии жизненных форм, активная эродирующая деятельность ледников и эрозионная деятельность ледниковых вод привели к значительной переработке пород, слагавших поверхностную зону земной коры, накоплению терригенного материала на океанском дне, седиментационным процессам накопления органогенного и хемогенного материала в водных бассейнах.

Пространственное расположение материков и океанов постепенно менялось и было весьма различным относительно экватора: попеременно, то северное, то южное полушарие было континентальным или океаническим. Климат также неоднократно менялся, находясь в тесной связи с эпохами оледенений и межледниковый. Активно от палеозоя до кайнозоя (и в нем) происходило изменение глубин, температуры и состава вод Мирового океана; развитие жизненных форм привело к выходу их из водной среды и постепенному освоению суши, а также эволюции жизненных форм вплоть до известных. На основании анализа геологической истории фанерозоя следует вывод, что все главные рубежи (разделение геохронологической шкалы на эры, периоды и эпохи) в значительной степени обусловлены столкновениями и расколами материков в процессе глобального перемещения «ансамбля» литосферных плит.

Рис. 6. Геохронологическая шкала истории Земли (по Ф.Ф. Давитая)

Внешние слова обозначают название эр и их длительность млн. лет; внутренние слова в спирали и цифры – краткие названия геологических периодов и их рубежи млн. лет назад.

Всё в Солнечной системе состоит из 83 элементов, но Н₂ и Ge составляют 99,9% общей массы и почти все они содержатся в Солнце.

Планета Земля имеет ярусно-оболочечное строение и состоит из нескольких неоднородных геосфер. Различают внешние геосферы (атмосфера, гидросфера) и внутренние (земная кора, мантия и ядро). Оболочки находятся в сложном взаимодействии.

Атмосфера – газовая оболочка Земли, подразделяется на тропосферу (0-16 км), стратосферу (16-60 км), мезосферу (60-100км), термосферу (100-800 км) и экзосферу (800-2000 км). В приземных слоях состоит из азота – 78,08%, кислорода – 20,95%, аргона – 0,92%, диоксида углерода – 0,04%, др. газы - 0,1%. Основная масса воздуха (⁹/₁₀) сосредоточена в тропосфере, а отдельные его ионы обнаруживаются на высоте около от земной поверхности 2000 км, выше находится космическое пространство. На высоте 20-25 км расположен озоновый слой.

Вышележащие слои – мезо -, термо-, и экзосфера отличаются от тропосферы температурой. До высоты 12000м на каждые 1000м температура понижается в среднем на 6^оС. Уровень 12000м называется тропопаузой. Температура здесь составляет (–50^о) – (-60^о) С. Выше тропопаузы до высоты 50 км температура повышается, а далее понижается. Из общего количества тепла, излучаемого Солнцем, 69% идёт на нагревание атмосферы, поверхности материков и океанов. Всего 1-2% используется растениями при фотосинтезе, а остальная энергия отражается в космическое пространство. В атмосфере всегда присутствует пыль различного происхождения, водяной пар, промышленные дымы, вулканические выделения и другие компоненты, которые мигрируют в составе перемещающихся воздушных масс.

Газовый состав атмосферы примерно 3-3,5 млрд. лет тому назад был несколько иным. В его состав входили NH₃, CH₄, и H₂. Изменение атмосферного воздуха и современный его состав сформировался только с появлением жизни на Земле под влиянием живых организмов.

Гидросфера – прерывистая водная оболочка земного шара, включающая океаны, моря, реки, озёра, ледяные пространства и покрывает около 71% поверхности Земли, или 361 млн. км², и составляет 6,9% веса всей земной коры. Вода континентов составляет 0,3%. Наибольшая толщина гидросферы 11 км. Океаны и моря занимают более ²/₃ площади Земли. Средняя плотность гидросферы 1,03 г/см³. Концентрация солей в Мировом океане около 3,5%. В воде океанов, морей и соляных озёр растворено около 22 млн. км³ солей. Таким количеством соли можно покрыть поверхность земного шара слоем толщиной более 50 м. В морской и океанической воде содержится в среднем (%) – NaCl – 78, MgCl₂ – 10, MgSO₄ – 4,7, CaSO₄ – 3,6, K₂SO₄ – 2,5, CaCO₃ MgCO₃ – 0,3. В морской воде, кроме хлоридов, сульфатов и карбонатов, содержатся йод, фтор, фосфор, рубидий, цезий, золото и другие элементы. Из газов в Мировом океане преобладают азот и кислород. Средняя минерализация воды рек составляет всего 90 мг/л (по ионному составу), в основном гидрокарбонатная (HCO₃^- > SO₄^- >Cl^-), в противоположность сульфатно-хлоридному составу вод морей и океанов.

Под воздействием гидросферы проявляются многие геологические процессы, а именно, происходит интенсивное разрушение горных пород, их перемещение и переотложение, а также она является бассейном для накопления значительных толщ осадков разного состава.

Земная кора – верхний слой Земли, имеющий нижнюю границу или подошву по сейсмическим данным по слою Мохоровичича. Земная кора формируется под воздействием противоположно направленных друг другу процессов:

- эндогенных, включающих тектонические и магматические процессы, ведущие к вертикальным перемещениям в земной коре (поднятия и опускания, создающие «неровности» рельефа);

- экзогенных, вызывающих денудацию (выполаживание, выравнивание) рельефа за счёт выветривания, эрозии различных видов и гравитационных сил;

- седиментационных (осадконакопление), обеспечивающих заполнение осадками отрицательных форм рельефа, созданных при эндогенезе.

Земная кора состоит из трёх слоёв: слой осадочных пород мощностью до 15 км; гранитный – до 40 км; базальтовый – до 80 км. Границы между слоями условные. Для каждого слоя характерны определённые скорости прохождения сейсмических волн. Нижние зоны земной коры имеют очаги расплавленных минеральных масс в связи с высокими температурами. Под влиянием высокого давления происходят процессы метаморфизма, т.е. переуплотнения минеральных образований с созданием иных кристаллических структур с новыми физическими свойствами.

Осадочный и гранитный слой называют «сиаль», так как в них преобладают минералы с более высоким содержанием кремния и алюминия.

Базальтовый слой с выраженным силикатно-магниевым составом называют «сима».

На глубине 30 км скорость волн существенно увеличивается. На это явление в 1909 году обратил внимание хорватский геофизик Андрей Мохоровичич и установил существование некоего раздела, ограничивающего снизу земную кору. Его назвали поверхностью Мохоровичича, или поверхность Мохо, или поверхность «М». Эта поверхность является нижней границей, отделяющей земную кору от мантии.

Различают два наиболее распространённых типа земной коры: континентальная («гранитная») и океаническая («базальтовая»). Континентальный тип состоит из трёх главных слоёв: осадочного, гранитного и базальтового.

Осадочный слой представлен песчаниками, глинами, известняками, мергелями.

Гранитная оболочка или гранитный слой образован докембрийскими «гранитными» породами и метаморфическими (серые гнейсы, сланцы и амфиболы).

Базальтовый слой слагают тёмные, наиболее плотные породы без кварца – базальты и габбро. Базальты – тёмно-зелёная или даже чёрная силикатная порода, содержащая кальций, натрий, магний, железо, а иногда алюминий. Наибольшая мощность базальтового слоя под плоскими равнинами – 30 км, под горными хребтами – 10-15 км, под океанами он ещё меньше.

Океаническую кору слагают два слоя – базальтовый и осадочный. Осадочный слой представлен терригенным материалом мощностью от 0,5 км в срединной части океана до 15 км у глубоководных дельт рек и материковых склонов, в других зонах океана – карбонатными осадками и бескарбонатными красными глубоководными глинами.

Базальтовый слой сложен подушечными лавами базальтов океанического типа мощностью 1,5…2 км, и слоем габбро, подстилаемый серпентинами вблизи срединных океанических хребтов, мощностью от 4,7 до 5 км.

Океаническая кора образуется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счёт выделения под ними базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океаническое дно.

Возраст у континентальной коры более 3 млрд. лет, у океанической – не более – 150-170 млн. лет.

Литосфера – каменная оболочка Земли, объединяющая земную кору, подкорковую часть верхней мантии и подстилаемая астеносферой. Характерным признаком литосферы является то, что в неё входят твёрдые кристаллические породы, и она обладает жёсткостью и прочностью. Расположенная под литосферой пластичная оболочка мантии – астеносфера – частично расплавлена вследствие высоких температур. Она не обладает прочностью, может пластично деформироваться, вплоть до способности течь даже под действием очень малых избыточных давлений. Сложный состав вещества верхней мантии (лерцолит) механически ослабляет астеносферу настолько, что она способна проявлять ползучесть, а в масштабах геологического времени ведёт себя как вязкая жидкость. Это обуславливает способность литосферы к движению, относительно нижней мантии за счёт ослабленности астеносферы (теория тектоники литосферных плит). Мощность литосферы под рифтовыми долинами срединных океанических хребтов составляет 3-7 км, на равнинах– 30-35 км, под горными хребтами – 50-70 км, под периферией океанов – до 100 км, под древними щитами – до 300…350 км.

Оболочка, подстилающая земную кору, называется мантией. Она представляет собой силикатную оболочку между ядром и подошвой литосферы. Это самая мощная оболочка Земли (около 3400 км) и расположена ниже поверхности Мохо (на материках на глубине – 30-60 км, под дном океана на глубине – 5-10 км), где скорость сейсмических волн возрастает с 6-6,5 до 8,2 км/сек. По скорости прохождения волн мантия подразделяется на три зоны: верхнюю, среднюю и нижнюю.

Верхняя мантия (слой В до глубины 400 км), называемая часто субстратом, вместе с земной корой образует литосферу – самую жёсткую оболочку Земли, ниже которой находится близкий к расплавлению слой пониженной прочности – астеносфера. Продольные и поперечные сейсмические волны движутся в ней сравнительно медленно. Породы здесь находятся частично в расплавленном состоянии. Доля расплава небольшая (1-3%), но тем не менее астеносфера пластична, и служит как бы «смазкой», по которой перемещаются жёсткие литосферные плиты.

В зоне В кварц (SiO₂) последовательно переходит в структуры коэсита и стишовита, минералы которого на 62% плотнее обычного кварца. Пироксены на глубине около 70 км кристаллизуются в ортопироксены и в присутствии оксида алюминия, глинозёма и корунда переходят в гранаты, а в результате фазового перехода оливин кристаллизуется в шпинель. (Углерод С, имея плотность 2 т/м³, представляет простой графит. При уплотнении его до 3,5 т/м³ он претерпевает фазовый переход, облагораживается и становится алмазом. Подобные преобразования происходят с оливином на глубине 400 км).

Средняя мантия – (слой С на глубине от 400 до 1000 км, или переходный слой Голицина) – скорость распространения сейсмических волн увеличивается с 8 до 12 км/сек на глубине 1000 км. В средней мантии на глубине 650-700 км есть ещё один фазовый переход. Шпинель не выдерживает высокого давления (200 тыс. атм.) и высокой температуры (1700^оС) и приобретает ещё более плотную внутреннюю структуру ильменита (FeTiO₃) и перовскита (CaTiO₃), т.е. особенно плотную кубическую упаковку. Эти минералы образуют руду, из которой добывается ценный металл – титан.

На глубине 1000 км (начало зоны Д нижняя мантия) на смену ильмениту придут ещё более плотные вещества – оксиды – образующиеся при давлении 500 тыс. атм. и температуре 2000^оС.

Нижняя мантия (слой Д с подошвой на глубине примерно 2900 км) – скорость распространения сейсмических волн продолжает расти (до 13 км/сек) примерно до глубины 3000 км. Давление здесь – 1 млн. атм. и температура – 3000^оС. Здесь проходят активные метаморфические процессы и породы, образующиеся в этой зоне, имеют особенно плотную кристаллическую упаковку.

По современным представлениям мантия имеет ультраосновной состав (пиролита, как смеси 75% перидотита и 25% толеитового базальта или лерцолита), и её называют перидотитовой или «каменной» оболочкой. Содержание радиоактивных элементов в мантии весьма низкое – ²³⁵U – 10^-8 %, ²³²Th – 10^-7%, ⁴⁰K – 10^-6%. В настоящее время мантия оценивается как источник сейсмических и вулканических явлений, горообразовательных процессов, а также зона реализации магматизма.

В центре земного шара находится ядро, которое в зависимости от скорости распространения сейсмических волн подразделяют на внешнее (жидкое) и внутреннее (твёрдое). Радиус внутреннего ядра (слой G) ~ 1250 км, радиус внешнего ядра (слой Е) равен 3450…3500 км. Между внутренним и внешним ядром имеется переходный слой F мощностью 300…400 км. По своему составу внутреннее ядро близко к железным метеоритам и представлено железо-никелиевым сплавом (Fe-89%, Ni-7%, FeS-4%). Материал внешнего ядра сильно разбавлен серой, доля которой около 14%. Ядро иногда называют тяжёлой сферой или «нифе» (Ni, Fe).

В слое Е – скорость распространения сейсмических волн уменьшается с 13 до 8 км/сек, а поперечные волны в этом слое не проходят совсем. Большая плотность ядра (8-11 г/см³) обусловлена высоким давлением (в зоне Е – р = 1,5 млн. атм., t = 4000^оС; в слое G – р = 3,0 млн. атм., t = 5000^оС), под действием которого ядро настолько сжато, что приобрело плотность металла. На внутреннюю часть ядра приходится только 1,7% всей массы планеты, на внешнюю – около 30%. По современным представлениям земное ядро на 90% представляет собой железо с примесью кислорода, серы, углерода и водорода.

Американские учёные Дон Андерсон и Адам Дзевонский в 80^х годах ХХ века, используя сейсмическую томографию, сумели достичь объёмного, трёхмерного и подробного изображения недр, а обработка огромных массивов сейсмической информации с помощью компьютерных программ позволили увидеть форму ядра в новом ракурсе. Ядро оказалось не гладким правильным шаром, а имело поверхность, обладающую своеобразным рельефом. Граница между ядром и нижней мантией оказалась не просто геометрически правильной сферой, а целым слоем, толщина которого достигала 150-350 км. В среднем эта «погранзона» между нижней мантией и ядром достигает толщины 260 км. Именно в этой зоне, как предполагают учёные, происходит перемешивание глубинных веществ, обладающих различным химическим составом, и этим объясняется пересечённость подземного рельефа.

Оболочка Земли, в пределах которой развита органическая жизнь, называется биосферой. Она охватывает тропосферу (до 12-16 км), всю гидросферу и верхние слои (3-4 км) осадочных пород земной коры. Толщина её невелика, около 30-50 км (25-30 км до озонового слоя, вся гидросфера и верхняя часть литосферы – до глубины 3 км). Масса биосферы – 5×10¹²т. Она представляет собой систему биокосных тел и живых организмов, взаимосвязанных между собой и друг с другом.

Рис 7. Схема строения Земли:

внешние геосферы: атмосфера (тропосфера — 5. стратосфера — 4. мезосфера — 3, термосфера — 2, экзосфера—1); гидросфера — 6; внутренние геосферы: земная кора (слой осадочных пород — 7, гранитный слой — 8, базальтовый слой — 9); мантия (верхняя — 10. средняя — 11 нижняя — 12); ядро (внешнее — 13, внутреннее — 14)

Почва подстилает атмосферу, взаимодействует с гидросферой, питает своим материалом донные отложения, биокосное тело Мирового океана. Главное отличие биосферы от других сфер в том, что она состоит из экосистем (экосистема – это система, включающая живой организм и среду его обитания).

Биосфера – это экосистема, в которой человек является с одной стороны биологической частицей всей системы, а с другой стороны активным её преобразователем.

В.И. Вернадский считал, что важнейшими свойствами биосферы являются:

- существование живых организмов (микроорганизмов, растений и животных);

- тесная связь живого вещества с окружающей средой;

- постоянный материально-энергетический обмен её с космосом;

- подвижное динамическое равновесие.

Под влиянием живых организмов протекают на Земле геохимические, атмосферные, гидрологические и почвенные процессы и образуются биогенные минералы и породы (фосфориты, торфа, сапропели, известняки, горючие сланцы и газы, уголь, нефть), в которых аккумулировано большое количество солнечной энергии и химических элементов.

В результате жизненных процессов накапливаются кислород и диоксид углерода, устанавливается определённое их содержание и соотношение в атмосфере. Под влиянием растительности регулируется круговорот воды в природе, увеличивается содержание элементов питания в верхних горизонтах осадочных пород в результате малого биологического круговорота веществ в природе.

Возникновение биосферы и её развитие связаны с возникновением и развитием жизни на Земле. Наиболее древние следы жизни в виде бактерий и синезелёных водорослей обнаружены в осадочных и метаморфизованных горных породах, образовавшихся в архейскую эру. В протерозой живые организмы стали более разнообразнее. Кроме бактерий и водорослей встречались стоматолиты и бесскелетные животные – кишечно-полостные. В палеозойскую эру, в силурийский период, появились споровые растения; в период девона - голосеменные; в пермский период – покрытосеменные растения. Постепенно шло эволюционное развитие животных, в том числе позвоночных: от рыб к человеку.

Современный растительный и животный мир окончательно сформировался в последний – четвертичный – геологический период кайнозойской эры. В этот период образовались современные ландшафтные зоны, появился человек. В геологические периоды развития жизни происходили значительные изменения в географических очертаниях материков и характере их поверхности.

В поверхностном слое осадочных пород сформировались совершенно уникальные образования - почвы, без которых невозможно существование жизни на Земле. Почвенный покров формирует самую верхнюю незначительную часть литосферы – педосферу. Благодаря почвам совершается большой и малый биологические круговороты веществ. Почвенный покров играет общепланетарную роль и находится в тесной взаимозависимости и постоянном взаимодействии с земной корой, живым населением планеты, гидросферой и атмосферой.

Возрастающее антропогенное воздействие на биосферу позволило выделить ещё две сферы, связанные с человеком. Это техносфера или антропосфера. В ней вся жизнь и все биокосные тела подвержены мощному техническому воздействию, такому как сельскохозяйственная деятельность, промышленность, транспорт.

Большинство видов технического воздействия приводит к резкому ухудшению экологии биосферы, разрушению растительного и почвенного покрова, истреблению животных. Экологические последствия техногенеза требуют определения и осуществления допустимых пределов воздействия на биосферу с целью предотвращения экологических катастроф.

Конечная цель человека в отношении биосферы – управление всеми важнейшими процессами, происходящими в экологических системах, т.е. преобразование биосферы в «сферу разума» – ноосферу.

Ноосфера – высшая стадия развития биосферы, характеризующаяся сохранением всех естественных закономерностей присущих биосфере, при высоком уровне развития производительных сил, научной организации воздействия общества на природу, максимальными возможностями общества удовлетворять материальные и культурные потребности человечества.

В учении о ноосфере В.И. Вернадский выделил мысль о том, что геохимические функции человечества характеризуются не его массой, а его производственной деятельностью. Темп, направление и характер использования человечеством биогеохимической энергии должны определяться не потребностями, а Разумом человека.

Ноосфера – это не просто общество, существующее в определённой среде, и не просто природная среда, подвергающаяся сильному воздействию общества, а нечто целое, в котором сливаются развивающееся общество и изменяемая природная среда. Возникает совершенно новый объект, в котором переплетаются законы живой и неживой природы, общества и мышления.

Ноосфера – это новое состояние биосферы, основанное на универсальной связи природы и общества, дальнейшая эволюция планеты Земля сделается направляемой Разумом.

В.И. Вернадский в своей заметке «Несколько слов о ноосфере» (1944г.) писал о человечестве как мощной геологической силе, переводящей биосферу в новое эволюционное состояние – ноосферу. Становление ноосферы, по В.И. Вернадскому, - это глобальный, т.е. общепланетарный процесс установления гармоничного взаимодействия и взаимосоотношения двух самых мощных геологических сил на планете – живого вещества биосферы и человечества.

Конфронтация с законами жизни биосферы началась после второй мировой войны, когда произошло радиоактивное и химическое загрязнение и началось быстрое сокращение зелёного и почвенного покрова, в связи с чем возникла проблема выживания человечества. Разумное взаимодействие биосферы и человечества решит узловую проблему современности – выживания человечества и сохранения биосферы.

Природные процессы, в т.ч. и процесс почвообразования, имеют противоречивый циклический характер, но они не замкнуты, а периодически повторяются. Наиболее масштабным во времени и в пространстве является геологический круговорот веществ.

Согласно В.А. Ковде, «геологическим круговоротом веществ с точки зрения почвоведения называется вся совокупность процессов образования земной коры, магматических и осадочных горных пород и минералов, обособления её стратиграфических горизонтов, коры выветривания и форм рельефа, денудации и формирования водного, твёрдого и химического стока, седиментации и аккумуляции веществ, принесённых наземными и подземными водами и эоловым путём». Геологический круговорот может протекать и без участия процессов, связанных с почвообразованием.

Земная кора со всеми её оболочками находится в процессе непрерывного развития. Первоначальным источником осадочных пород явились продукты из верхней мантии, в частности магматические породы, которые в процессе выветривания и почвообразования, денудации, сноса и переотложения покрывались толщами осадочных пород и почв.

Однако, колебательные тектонические движения, характерные для земной коры, сопровождались глубоким погружением осадочных пород в недра, где они подвергались воздействию высокого давления и высоких температур и превращались в метаморфические горные породы.

Геологическое по длительности время воздействия давления и высоких температур, расплавление и образование магмы в результате нагрева, вызываемого радиоактивным распадом, приводят со временем к полному преобразованию осадочных и метаморфических пород в магматические.

С момента появления жизни на Земле увеличивается роль биогеохимических и почвенных процессов.

Таким образом, геологический круговорот включает в себя:

- последовательные процессы выветривания массивно-кристаллических пород;

- образование толщ осадочных пород;

- погружение их на большие глубины;

- метаморфизацию и новое преобразование метаморфических пород в массивно-кристаллические.

Формирование и разрушение почвенного покрова, снос и переотложение разрушенных почв или их погребение, начиная с девонского периода, является постоянным звеном геологического круговорота материи.

Существенной особенностью геологического круговорота является глинообразование, так как глины составляют 4% веса земной коры, песчаные отложения – 0,75%, известняки – 0,25%.

В истории геологических и биологических круговоротов, формирующих земную кору и почвенный покров, различают следующие этапы:

1) абиотический, охватывающий большую часть докембрия – около 2-3 млрд. лет;

2) биотический, более короткий – 0,8-1 млрд. лет;

3) почвенный, продолжительностью 300-400 млн. лет;

4) антропогенный – 1 млн. лет, в котором послеледниковое почвообразование длится не более 50-60 тыс. лет и деятельность человека, оказывающая влияние на почвообразовательный процесс – 10-20 тыс. лет.

Развитие геологического круговорота носит циклический характер, что связано в основном с тектогенезом, т.е. поднятиями и опусканиями земной коры, сопровождающимися переносом и накоплением осадочных отложений.

Ритмические колебания земной коры создают циклический характер развития геологического круговорота. Крупные тектонические этапы колебательных движений земной коры охватывают всю планету в целом, и период мощного поднятия и глубокого опускания составляет 150-200 млн. лет. Учёные предполагают, что таких циклов в истории планеты было около 20, но относительно хорошо изученными являются три последних: каледонский, герцинский (варисцийский), альпийский (современный).

Наряду с крупными тектоническими колебаниями различают колебательные движения подчинённого порядка, идущие как на восходящем, так и на нисходящем периоде основных этапов. В пределах крупного этапа насчитывается 3-5 средних циклических колебаний, продолжительностью 20-40 млн. лет, и обуславливают возникновение мощных толщ осадочных отложений. Циклы 3-его порядка имеют продолжительность 4-6 млн. лет и малые – 0,5-1 млн. лет и даже 500-1000 лет. Всем циклам свойственна правильная повторяемость, но они отличаются направленностью и накоплением качественных признаков, характерных для каждого цикла.

В настоящее время данные геологии свидетельствуют о том, что для современного этапа альпийского орогенеза на Земле характерно абсолютное и относительное преобладание процессов поднятия суши (0,1-10 мм/год), но на некоторых участках земного шара происходит абсолютное и относительное опускание суши (2,5 мм в год), возникают террасы.

На современном этапе химический состав вещества Земли изучен до глубины 15-20 км. Суждения о химическом составе более глубоких слоёв опираются на косвенные данные, представляемые сейсмологией и подкрепляемые изучением вещественного состава метеоритов. Обобщение данных по химическому составу различных горных пород, слагаемых земную кору до 20 км, впервые было выполнено американским учёным Ф. Кларком. Академик А.Е. Ферсман несколько уточнил процентное содержание химических элементов вещества Земли и предложил назвать их числами Кларка или кларками. Выражают их в весовых (объёмных или атомных) процентах. В земной коре химические элементы распространены неравномерно их весовые проценты сильно разнятся.

Таблица 2. Химический состав вещества Земли, %

Академик В.И Вернадский, чтобы подчеркнуть значимость отдельных элементов в составе земной коры, разбил их на 13 декад. Наиболее значимые представлены в первых семи.

Таблица 3. Значимость химических элементов в составе земной коры

Первые 3 элемента составляют 82.58%.

Первые 10 элементов – 98,13%, первые 15 – 99,61%, на долю всех остальных приходится 0,39%.

По объёму земная кора состоит на 94,24% из атомов кислорода. Это объясняется тем, что атомный радиус кислорода (1,4Å) в 2-3 раза больше атомного радиуса Si (0,36Å) и Al (0,5Å).

Абсолютное число химических элементов является смесью атомов с различным массовым числом, но с одинаковым зарядом, т.е. смесью изотопов. Это так называемые сложные химические элементы.

В земной коре известно свыше 360 изотопов. Некоторые химические элементы имеют по несколько изотопов – Sn – 10 изотопов, Хе – 9, Cd и Te по 8. Такие элементы как F, Na, P, V, Mn, Au, а всего их 22, не имеют изотопов. Вещество Земли имеет в своём составе всю периодическую систему Д.И. Менделеева.

В настоящее время известно, что химический состав недр Земли изменяется с глубиной. Возрастает роль более тяжёлых химических элементов, таких как железо, магний, хром, никель, кобальт.

Под действием сверхвысоких давлений, достигающих на границе мантии и ядра 1,4 млн. атм. электронные оболочки атомов разрушаются и вещество переходит в металлизированное состояние. Такая перестройка сопровождается значительным изменением объёма и уплотнением вещества.

С разрушением внешних электронных оболочек связаны очень важные изменения свойств атомов. В земной коре химические элементы могут иметь сложное кристаллическое строение, а с глубины 40-60 км вещество из кристаллического переходит в аморфное стекловидное состояние. Одновременно упрощается строение химических соединений, а затем сложные молекулярные соединения замещаются простыми бинарными (окислы, сульфиды) и, наконец, атомами («самородные» элементы).

Для ядра Земли характерно полное вырождение химических свойств вещества и «обезличивание» элементов. Граница между мантией и ядром является как бы границей проявления химических свойств вещества.

Химический состав Земли в целом не остаётся постоянным, а изменяется со временем, т.е. эволюционирует. Изменение химического состава обусловлено:

- поступлением метеорного вещества - метеоритов и космической пыли;

- диссипацией (рассеиванием) лёгких газов (H, Ge, Ne) из верхних слоёв атмосферы в мировое пространство;

- радиоактивными процессами, при которых неустойчивые самораспадающие элементы превращаются в устойчивые стабильные изотопы.

Значительные изменения химического состава возникают вследствие миграции химических элементов из глубин при землетрясениях и извержении вулканов.

Содержание

1. Геология – предмет, задачи и методы изучения.

2. Науки геологического цикла, их взаимосвязь и краткая характеристика.

3. Земля как планета солнечной системы.

4. Гипотезы происхождения и строение Земли. Геосферы.

5. Характеристика литосферы и её составляющих.

6. Ноосфера.

7. Большой геологический круговорот.

8. Кларковое содержание вещества Земли.

4вопросы 4-9

Планета Земля состоит из минералов и горных пород. Наука, изучающая физико-химические свойства минералов и процессы, связанные с их образованием в земной коре, называется минералогией.

Минерал – это природное химическое соединение, реже самородный элемент. Минералами называются однородные по составу и строению природные вещества, образовавшиеся в результате физико-химических процессов, протекающих в земной коре или на её поверхности.

Вся земная кора, горные породы и месторождения полезных ископаемых состоят из минералов. Размеры минералов различны: от больших, достигающих нескольких тонн весом (полевой шпат, кварц) до мельчайших зёрнышек, видимых в микроскоп.

Минералы могут быть твердыми (кристаллические, SiO₂), жидкими (H₂О) и газообразными (диоксид углерода). Минералы, встречающиеся в твёрдом виде, делятся на аморфные, или некристаллические (лёд, асфальт, опал) и кристаллические (полевой шпат, горный хрусталь, гипс).

Кристаллические минералы являются твёрдыми телами с кристаллической структурой, в которой слагающие их элементарные частицы (атомы, ионы) расположены в строгом порядке в пространстве по определённым кристаллографическим направлениям (куб, призма, ромб, многогранник) и характеризуются симметрией, т.е. закономерной повторяемостью одинаковых рёбер, углов, граней при вращении кристалла в пространстве.

Кристаллические вещества обладают анизотропностью: их физические и оптические свойства зависят от кристаллографического направления.

Аморфные минералы характеризуются беспорядочным расположением ионов и атомов: они не имеют кристаллического строения, характеризуются непостоянством состава и одинаковыми свойствами во всех направлениях.

Коллоидные минералы состоят из мельчайших дисперсных частиц диаметром от 10^-4 до 10^-6 мм и подразделяются на коллоидные растворы (золи) и клеевидные массы (гели). Дисперсные минеральные частицы обладают большой поверхностной энергией и способны адсорбировать на своей поверхности молекулы воды, катионы или анионы.

Минерал имеет более или менее однообразный химический состав и характеризуется такими физическими свойствами: твердость, удельный вес, магнитность, оптические свойства. В природе – 450 видов, в земной коре – более 2800.

Синтетические продукты, близкие по свойствам, составу и структуре к минералам, называются искусственными минералами. Названия минералы получают по характерным физическим свойствам, химическому составу, по месту их обнаружения, в честь ученых их открывших.

Минералы, наиболее часто встречающиеся и образующие основу многих горных пород, называются породообразующими. Их около 50.

Содержание их в земной коре следующее (по А.Е.Ферсману):

полевые шпаты – 55% по массе; пироксены и амфиболы – 15%; кварц и его разновидности – 12%; вода в свободном и поглощённом состоянии – 8,25%; слюды – 3%; оксиды и гидрооксиды – 3%; глинистые минералы – 1,5%; кальцит – 1,5%; фосфаты – 0,75%. Наибольшее распространение получили минералы, содержащие O, Si, Al.

Процессы и условия образования минералов и горных пород чрезвычайно разнообразны, но их можно объединить в три большие группы:

- эндогенные процессы минералообразования связанные с магматическими очагами и приурочены к базальтовому слою земной коры; здесь господствуют высокие температура и давление; минералы формируются из магмы – силикатного огненно-жидкого расплава (кварц, различные силикаты); эндогенные минералы обычно плотные, с большой твёрдостью, стойкие к воде, кислотам, щелочам;

- экзогенные или гипергенные, совершаются в гидросфере, где минералы образуются в процессе выпадения химических осадков из водных растворов (галит, сильвин), и в зоне осадочных пород, особенно в слоях, выходящих на поверхность или близко к ней залегающих при низких температуре и давлении в процессе выветривания (глинистые минералы – каолинит, гидрослюда, железистые сульфиды и оксиды).

Метаморфические процессы – в гранитном слое земной коры и ниже в твёрдой массе глубинных пород под влиянием высокого давления и температур, но недостаточных для перевода минеральной массы в расплавленное состояние; минералы перекристаллизовываются, приобретают плотность, прочность (минералы-силикаты→ роговая обманка, актинолит).

К эндогенным процессам относятся: магматические, пегматитовые, пневматолитовые, вулканические.

Магматические процессы минералообразования – минералы образуются при остывании основного минерального расплава магмы. В зависимости от температуры и давления выкристаллизовываются разные минералы: полевые шпаты (лабрадор, микроклин, ортоклаз), слюда биотит, оливин, магнетит, апатит и др.

Пегматитовые процессы – сложные процессы кристаллизации минерального сырья в последние моменты его остывания. Образующиеся минералы называются пегматитами - кварц, микроклин, слюда мусковит, флюорит, редкоземельные минералы, а также уран и радий.

Пневматолитовые процессы – процессы образования минералов при остывании раскалённых газов магматических очагов. При этом совершаются химические реакции и образуются минералы (слюды).

При гидротермальных процессах происходит выпадение минералов из горячих водных источников при их остывании. Минералы, образовавшиеся в трещинах земной коры при остывании из гидротермальных растворов, называются жильными (жильный кварц, халцедон SiO₂, кальцит CaCO₃, золото, серебро, медь, сульфиды – пирит FeS₂, халькопирит CuFeS₂).

Вулканические процессы минералообразования происходят при выбросе магмы на поверхность земной коры при прорыве из магматического очага. Минералы образуются из минерального расплава, газов и паров, и гидротермальных растворов.

Экзогенные процессы минералообразования происходят на поверхности Земли. В результате механического, химического и биологического разрушения (выветривание) горных пород образуются минералы коры выветривания (каолинит, малахит и др.).

Путём последующего переотложения продуктов выветривания горных пород возникают минералы осадочного происхождения. К ним относятся минералы, выпавшие из коллоидных и химических растворов (в условиях жаркого климата, при интенсивном испарении воды и возрастании концентрации солей – тенардит, мирабилит Na₂SO₄·10H₂O), а также возникающие в результате жизнедеятельности организмов (биогенные минералы – биолиты, кальцит) и после их смерти (фосфорит).

Экзогидатогенные процессы – процессы образования минералов из холодных нисходящих водных растворов поверхностного происхождения (фильтрующиеся через почву и рыхлые породы талые и дождевые воды растворяют минеральные соединения; при высоких концентрациях ионов образуются минералы – кристаллы гипса CaSO₄·2H₂O, галита NaCl, кальцита CaCO₃, кварца SiO₂, вивианита Fe₃PO₄·8 H₂O).

Метасоматические процессы – минералы образуются в результате химического воздействия циркулирующих растворов на ранее образовавшиеся минералы. При этом часть катиона содержащегося замещается на другой (в кальците часть кальция замещается магнием и образуется доломит).

Минералы, образовавшиеся из компонентов магмы, называются первичными, а минералы, образовавшиеся на поверхности Земли при процессах выветривания, называются вторичными.

Структура. Минералы обладают кристаллической структурой или бывают аморфными. Большинство минералов имеет кристаллическое строение, в котором атомы расположены в строго определённом порядке, создавая пространственную решётку.

Кристаллическим называется устойчивое фазовое состояние твёрдого тела, у которого структура обладает правильной периодической трёхмерной повторяемостью, строгим расположением частиц: атомов, ионов и молекул. Внешне кристаллы имеют формы различных многогранников – кубов, призм, пирамид и характеризуются симметрией или кристаллографической сингонией, т.е. закономерной повторяемостью одинаковых рёбер, углов, граней при вращении кристалла в пространстве.

Со строением и характером пространственной решётки связаны свойства кристаллических тел: однородность строения, состава и свойств, так как в каждой своей части, вплоть до размеров элементарной ячейки, они обладают одинаковым кристаллическим строением и химическим составом. Свойства минералов могут быть одинаковыми по всем направлениям (изотропные свойства) или разными по различным направлениям (анизотропные свойства).

Аморфное состояние твёрдого тела характеризуется изотропией формы, т. е. независимостью формы от физических, оптических и механических свойств тела, а так же отсутствием чётко выраженных температурных точек плавления. Аморфные минералы имеют беспорядочное расположение ионов и атомов в пространстве, не имеют кристаллической структуры, отличаются непостоянством состава, по своим свойствам изотропны и имеют неправильную внешнюю форму. Со временем они переходят в кристаллические.

В структурах минералов широко распространены двухфазные дисперсные системы с размером частиц от 1 до 0,0001 мм – коллоиды.

В зависимости от характера расположения электронов в пространстве в кристаллохимии выделяют ионные, ковалентные, металлические, ван-дер-ваальсовые (остаточные) и химические связи.

Ионная связь (между противоположно заряженными ионами) развита у большинства минералов земной коры – силикатов и оксидов.

Ковалентная связь - (между атомами) приводит к образованию молекул и в этом отношении она наиболее универсальна. Характерна для жидких и газообразных веществ и менее характерна для кристаллических.

Ван-дер-ваальсовые связи возникают при определенных сближениях молекул, когда между ними появляются особые силы сцепления. Эти силы характерны для газов, жидкостей и твердых тел.

Связи между молекулами одного и того же вещества называют когезией, разных веществ - адгезией. В некоторых силикатах, оксидах проявляются водородные связи. Они возникают в результате взаимодействия атомов водорода одной молекулы или ее радикала с атомом азота, кислорода, фтора, хлора соседних молекул. Эти связи несколько прочнее остаточных. Кристаллы (галит, кварц) с одним типом связи называются гомодесмическими, со многими типами связей – гетеродесмическими. У минералов преобладают гетеродесмические и ионные структуры — силикаты и другие кислородные соединения, галогениды.

Кристаллическое состояние вещества определяется правильным распределением в пространстве частиц, слагающих кристалл, то есть пространственной, или кристаллической решеткой. Центры размещения частиц в кристалле представляют собой узлы кристаллической решетки. Каждая частица в кристалле окружена определенным числом соседних частиц. Это число соседних частиц называют координационным (КЧ).

В зависимости от характера частиц, находящихся в узлах .кристаллической решетки, и природы химической связи выделяют четыре типа кристаллических решеток: ионные, атомные, металлические и молекулярные.

Ионная, или гетерополярная, решетка характеризуется тем, что в ее узлах располагаются противоположно заряженные ионы разных элементов, которые притягиваются, и между ними возникает связь, называемая ионной. Кристаллы с ионной решеткой обладают прочной связью, твердостью, малой сжимаемостью, высокой температурой плавления и кипения, хорошей спайностью. Такую решетку имеют минералы группы силикатов — полевые шпаты, оксиды.

Атомная решетка характеризуется расположением в их узлах атомов элементов, между которыми существует ковалентная (гомеополярная) связь. Решетки такого рода весьма прочны, так как ковалентная связь имеет квантовую природу. В результате между электронами возникают своеобразные «электронные мосты». Кристаллы с атомной решеткой имеют большую твердость, высокую температуру плавления и кипения (алмаз).

Металлическая решетка существует между атомами металлов и типична для «истинных» металлов — меди, золота. Для такой решетки характерно одновременное наличие ковалентных связей между нейтральными ионами и кулоновского притяжения между ионами и свободными электронами. Прочный каркас металлической решетки формируется только положительно заряженными ионами металла, что определяет их высокую электро- и теплопроводность, металлический блеск, ковкость.

Молекулярная решетка имеет место тогда, когда остаточные, межмолекулярные (ван-дер-ваальсовые) связи действуют между молекулами, что связано с особенностями строения электронов оболочек молекул, несущих на себе электростатические заряды. В этих случаях отдельные молекулы разделяются промежутками с нулевой электронной плотностью.

Остаточные связи непрочны. Они устанавливаются в слоевых силикатах — в пакетах каолинита Al₄(OH)₈[Si04], монтмориллонита (А1,Mg)₂[S0₄](OH)₂∙nH₂O и других минералах глин. Осуществляются такие связи между пакетами, а внутри пакетов наблюдается ионная связь. Структурные связи в глинистых породах могут образоваться в результате: простого прилипания минеральных поверхностной пленки; склеивания (цементации) частиц с новыми минеральными или органическими веществами, сорбированными на поверхности минеральных частиц или заполняющими поры между ними.

Кристаллографические формы. Твердые тела — кристаллы имеют форму различных многогранников - кубов, призм, пирамид, тетраэдров, ромбоэдров, октаэдров. В кристаллах выделяют грани - плоскости многогранников, ребра - линии пересечения граней, вершины - точки пересечения трех и более ребер. Куб (гексаэдр) - форма, состоящая из шести квадратных граней. Призма - форма, имеющая три (или больше) попарно параллельные грани, пересекающиеся в одной точке. По форме поперечного сечения призмы называют ромбическими, гексагональными. Пирамида - форма, состоящая из трёх (или больше) равных граней, пересекающихся в одной точке. Тетраэдр - форма, имеющая четыре равносторонние треугольные грани. Октаэдр - форма, состоящая из восьми равносторонних треугольных граней.

Различают следующие элементы симметрии:

- плоскость симметрии - это воображаемая плоскость, которая делит кристалл на две равные части, причем одна из них является как бы зеркальным отражением другой;

- ось симметрии (L)—прямая линия, при вращении вокруг которой на 360° кристалл несколько раз повторяет свое начальное положение в пространстве. Число повторений начального положения кристалла при вращении вокруг оси симметрии называют ее порядком. В кристаллах могут быть только оси симметрии второго L², третьего L³, четвертого L⁴ и шестого порядков. В одном и том же кристалле может быть несколько осей симметрии одного порядка или разных порядков;

- центр симметрии—точка внутри кристалла, вокруг которой правильно повторяются элементы ограничения. В кристаллах возможны 32 комбинации элементов симметрии. Эти комбинации называют кристаллографическими классами или видами симметрии. Кристаллографические классы объединяют в сингонии.

Таблица 1. - Характеристика кристаллографических сингоний

Каждый минерал характеризуется определённым химическим составом, но могут встречаться минералы сходного химического состава. В этом случае они имеют различное внутреннее строение, а, следовательно, различную внешнюю форму.

Химический состав кристаллических минералов выражается кристаллохимической формулой, которая одновременно показывает количественные соотношения элементов и характер их взаимной связи в пространственной решётке (каолинит – Al₂[Si₄O₁₀](OH)₈). Химическая формула аморфных минералов отражает только количественное соотношение элементов.

В составе многих минералов экзогенного происхождения содержится молекулярная и химически связанная вода. Молекулярная вода не входит в пространственную решётку минерала и легко удаляется при нагревании без её разрушения. Химически связанная вода входит в пространственную решётку в виде группы (ОН) и её удаление приводит к разрушению минерала.

Физические свойства минералов. Каждый минерал имеет определённые физические или диагностические свойства, по которым его можно распознать. К ним относятся: внешняя форма, оптические характеристики (цвет, прозрачность, блеск), показатели твёрдости, спайность излом, плотность и др.

Внешняя форма минералов разнообразна. Они редко встречаются в виде отдельных кристаллов, чаще всего образуют скопления – агрегаты. Различают следующие формы:

- друзы - группа кристаллов, имеющих общее основание;

- дендриты – сростки многочисленных кристаллов, расположенных в одной плоскости (подобны ветке дерева, характерны для окислов марганца, серебра, меди);

- секреции – образуются в результате заполнения неправильной формы пустот минеральным веществом, при этом заполнение идёт от стенок к центру; крупные секреции называются жеодами;

- конкреции или желваки – тела сферических очертаний; возникают путём отложения минерального вещества вокруг какого-либо центра и растут от центра к периферии (фосфорит, пирит);

- оолиты – по способу образования сходны с конкрециями; характеризуются выраженной концентрической структурой, иногда скорлуповатостью; размер 5…10мм; оолиты не обладающие концентрической слоистостью называются бобовинами;

- натёчные формы возникают за счёт коллоидных растворов(гелей) в пустотах горных пород; постепенно, теряя воду, эти растворы густеют и под влиянием силы тяжести свисают с верхних частей пустот в виде сталагмитов, почковидных, гроздевидных и других форм, а затем затвердевают; в нижней части за счёт падающих капель возникают растущие кверху конусообразные сталактиты;

- корки, налёты, выцветы – тонкие слои минералов, покрывающие поверхность горных пород, трещин, пустот;

- землистые массы – мягкие мучнистые образования, в которых отдельные зёрна невозможно различить даже с помощью лупы; возникают в виде корок или скоплений на месте разрушения горных пород.

Основные массы минералов образуют кристаллически-зернистые или обломочно-зернистые агрегаты.

Плотность минералов колеблется в широких пределах от 1 до 21 г/см³. По плотности минералы подразделяются на: лёгкие (пл. до 2,5 г/см³, сера гипс галит), средние (пл. от 2,5 до 4 г/см³, кварц, полевые шпаты, слюды, роговая обманка, авгит, кальцит), тяжёлые (пл. более 4 г/см³, рудные минералы, самородные минералы).

Твёрдость – способность минералов противостоять внешним механическим воздействиям.

Степень сопротивления минерала проникновению острия определяется царапанием по свежей невыветрелой поверхности остриём тела, твёрдость которого известна (эталон твёрдости). Если данное тело царапает минерал при лёгком надавливании, то минерал мягче эталона твёрдости. Эталонами твёрдости в минералогии приняты 10 минералов, расположенных в порядке возрастания твёрдости и образующих шкалу твёрдости (шкала Мооса), по которой можно определить относительную твёрдость испытываемого минерала.

В шкале твёрдости каждый предыдущий минерал чертится минералом последующим, более твёрдым по шкале Мооса, и определяется порядковым номером по этой шкале.

Таблица 2. – Твёрдость минералов

Твёрдость минерала с известным приближением можно определить при царапании его карандашом (тв. 1), ногтем (тв 2,5), бронзовой монетой (тв. 3),железным гвоздём (тв. 4), стеклом (тв. 5), остриём стального ножа (тв. 6), остриём напильника или бритвы (тв. 7). Твёрдость минерала можно определить с помощью прибора - склерометра с алмазным или металлическим остриём.

Цвет минералов - самый разнообразный и для очень многих минералов он постоянен. Названия некоторых минералов даны по этому признаку (н. хлорит - зелёный, альбит - белый рубин – красный). Однако иногда один и тот же минерал окрашивается в разные цвета в зависимости от красящих примесей, состояния ионов, с изменением строения кристаллической решётки и т. д. Цвет минерала говорит о месте его образования. Более тёмные цвета бывают у минералов возникших на глубине при высокой температуре, ближе к поверхности чаще всего бывают светлые, бесцветные и белые цвета. Цвет определяется на глаз.

Побежалость - поверхность минерала может переливаться различными цветами в зависимости от угла падения световых лучей, (халькопирит).

Цвет черты (порошка). Многие минералы в тонкораздробленном состоянии имеют другой цвет. Определить цвет черты можно при проведении по белой шероховатой поверхности фарфора минералом. Черта остаётся в том случае, если твёрдость минерала меньше твёрдости фарфора

Для некоторых минералов цвет черты является основным признаком (красный, бурый и магнитный железняк в кусках могут иметь одинаковую окраску, а по цвету черты различаются).

Блеск – способность поверхности минералов отражать в различной степени свет. Некоторые минералы имеют матовую поверхность, другие блестящую.

Виды блеска:

- металлический - сильный блеск, свойственный металлам и рудам;

- полуметаллический или металловидный блеск, свойственный поблекшим поверхностям металлов (графит);

- алмазный - очень сильный блеск, характерный для алмаза и цинковой обманки;

- стеклянный - напоминающий блеск стекла, очень распространён среди прозрачных и полупрозрачных минералов;

- перламутровый - минералы, переливающиеся радужными цветами; этот блеск обусловлен отражением света от внутренних плоскостей минерала (тальк, слюда);

- жирный - характеризуется тем, что поверхность минерала как будто смазана маслом (нефелин)

- шелковистый - получается от тонковолокнистого строения минерала (асбест, волокнистый гипс).

Прозрачность - способность минералов пропускать свет. По этому признаку минералы делятся: на прозрачные (горный хрусталь, каменная соль), через которые видны предметы; полупрозрачные (халцедон, гипс) - через которые можно распознать только очертания предметов; просвечивающиеся (полевой шпат), через которые свет проходит лишь в тонком слое, причём предметы через них не различимы; непрозрачные (пирит, графит) - через которые свет не проходит.

Спайность - способность минерала раскалываться по одному или нескольким направлениям, образуя гладкие поверхности, называемые плоскостями спайности или плоскостями раскола. Спайность обусловлена внутренним строением кристаллической решётки и не зависит от внешней формы. Различают следующие степени спайности:

- весьма совершенная, когда минералы легко расщепляются на отдельные листочки или пластинки (слюда, гипс, хлорит);

- совершенная, когда минерал раскалывается на пластинки при слабом ударе, при этом поверхности скола гладкие, блестящие (каменная соль, кальцит, барит, полевые шпаты);

- средняя (отчётливая), когда при расколе образуются поверхности как гладкие, так и неровные (авгит, роговая обманка);

- несовершенная, поверхность практически отсутствует или обнаруживается с большим трудом: поверхности излома всегда неровные (кварц, нефелин, апатит). У ряда минералов спайность проявляется не по одному, а по двум или нескольким направлениям.

Излом - вид поверхности разрыва и раскалывания минерала.

Различают изломы:

Раковистый, имеющий выпуклую или вогнутую концентрически волнистую поверхность, напоминающую поверхность раковин (характерно для минералов без спайности);

Занозистый, имеющий поверхность, покрытую ориентированными в одном направлении занозами (характерна для минералов волокнистого или мучнистого строения);

Землистый, характеризующийся шероховатой, матовой поверхностью (каолинит, лимонит);

Зернистый, характерный для агрегатов;

Ступенчатый (излом по спайности) - для минералов, имеющих совершенную спайность по двум или трём направлениям.

Магнитность проявляются в том, что данный минерал действует на магнитную стрелку. Таких минералов немного (магнетит, пирротин). Очень редко у магнетита можно наблюдать полярный магнетизм, выражающийся в том, что образец его может притягивать железные опилки, мелкие гвозди.

Реакция со слабой соляной кислотой – характерна для некоторых минералов – карбонатов. Кальций легко реагирует с НСl, при этом выделяется СО₂ с шипением, доломит вскипает только в порошке.

Вкус характерен для легкорастворимых минералов (солей). По вкусу можно отличить каменную соль от сильвина. (Последний, горький на вкус и щиплет язык).

Классификация минералов основана в основном на их химическом составе. Все минералы разделяются на 10 классов (табл.3).

Простые вещества (самородные элементы) и интерметаллические соединения. Самородные элементы не имеют большого распространения среди минерального царства. Представлены металлами (Au, Ag, Fe, Pt, Cu), полуметаллами (As, Sb, Bi) и металлоидами (сера, алмаз, графит).

Для самородных минералов характерны интерметаллические соединения, отличающиеся определённой стереохимической формулой (Cu₃As, Ag₃Sb), а также соединения переменного состава - твёрдые растворы (изоморфные смеси Au и Ag, Pt и Fe, Pt и Cu). Некоторые минералы данного типа встречаются в виде двух и более полиморфных модификаций (алмаз, графит, α-сера, β- сера и др.).

Таблица 3. Классификация минералов

Самородные металлы обладают хорошей электропроводимостью и теплопроводностью, металлическим блеском, большим удельным весом, ковкостью, отсутствием спайности, невысокой твёрдостью. Полуметаллы и металлоиды характеризуются большим разнообразием свойств.

Сульфиды (сульфиды, селениды, арсениды, антимониды, теллуриды) – сернистые, селенистые, мышьяковистые и другие соединения металлов. Большинство из них рудообразующие минералы. С химической точки зрения они являются производными сероводородной, селеновой, теллуровой и других кислот.

Большинство сернистых минералов гидротермального происхождения. В осадочных породах они образуются в восстановительных условиях при наличии сероводорода, выделяющегося при разложении органического вещества без доступа кислорода. В окислительной обстановке в присутствии воды и кислорода образуются легкорастворимые в воде сульфаты, а затем гидроокислы и окислы, карбонаты и возникают зоны рудных месторождений. Химически стойкие в окислительной обстановке киноварь (HgS).

Наиболее распространёнными минералами этого класса являются: пирит FeS₂ (сернистый колчедан, с примесью Co, Ni, As, Sb, иногда Cu, Au, Ag), марказит FeS₂ (без примеси), пентландит (FeNi)₉S₈ (железо-никелевый колчедан, с примесью Co), борнит Cu₃FeS₄ (пёстрая медная руда, часто содержит Ag), халькопирит CuFeS₂ (медный колчедан), молибденит MoS₂ (молибденовый блеск), сфалерит ZnS (цинковая обманка, с примесью Fe, реже Cu), галенит PbS (свинцовый блеск, с примесью Ag, Cu, Zn, Se), киноварь HgS, антимонит Sb₂S₃ (сурьмяный блеск, стибнит), арсенопирит FeAsS (мышьяковый колчедан).

Галоидные соединения или галогениды, соли фтористой, хлористоводородной, бромистой и йодистой кислот. Подразделяются на фториды, хлориды, бромиды, иодиды. Галогениды прозрачны, бесцветны, с низкой твёрдостью, легко растворимы в воде. Чаще всего кристаллизуются в кубической сингонии. Происхождение осадочное или пневматолито-гидротермальное, реже они связаны с пегматитовыми процессами.

Представители этого класса: флюорит CaF₂ (плавиковый шпат), галит NaCl (каменная соль), сильвин KCl, карналлит KCl·MgCl₂·6H₂O.

Окислы (оксиды) – соединения различных металлов и металлоидов с кислородом. Сюда отнесены соединения с водными окислами (гидроокиси).

Представители: гематит Fe₂O₃ (красный железняк), магнетит Fe₂O₃ (магнитный железняк), бурый железняк – смесь гетита HFeO₂ и лимонита HFeO₂·nH₂O с гидроокислами кремнезёма, глинистым веществом, ильменит FeTiO₂ (титанистый железняк), корунд Al₂O₃, диаспор HAlO₂, белит AlO(OH), гидраргиллит Al(OH)₃, пиролюзит MnO₂, боксит (смесь диаспора, белита, глинистых минералов, кремнезёма, окислов железа и др.), псиломелан mMnO·MnO₂·nH₂O, касситерит SnO₂ (оловянный камень), уранинит UO₂ (урановая смоляная руда, урановая смолка, с примесью Ra, Ac, Po).

Кислородные соли – наиболее многочисленная группа минералов. Особенностью соединений этой группы является наличие в их структурах комплексных анионов (NO₃), (CO₃), (SO₄), (PO₄)^3-, [SiO₂]^2-.

Силикаты – сюда относится одна треть известных минеральных видов. Они, включая кварц, составляют около 87% земной коры. Многие силикаты являются важнейшими породообразующими минералами и полезными ископаемыми.

Классификация силикатов даётся по кристаллохимическим признакам, точнее по структурным мотивам пространственной решётки. Основной структурной единицей всех силикатов является кремнекислородный тетраэдр [SiO₄]^4-. Он состоит из четырёх больших ионов кислорода (ионный радиус 1,36Å), расположенных по вершинам тетраэдра и одного иона кремния в центре. Тетраэдр имеет четыре свободных валентных связи, которые связывают его с другими элементами через вершину в кристаллическую решётку.

Кремнекислородные тетраэдры в кристаллических решётках силикатов могут находиться либо в виде изолированных друг от друга структурных единиц [SiO₄]^4-, либо сочленяться друг с другом разными способами, образуя сложные комплексные анионные радикалы.

Сочленение происходит через вершины тетраэдров. Когда кремнекислородные тетраэдры изолированы друг от друга и удерживаются в решётке с помощью катионов других металлов, возникают островные силикаты (оливин имеет островной тип кристаллической структуры).

Дальнейшее усложнение строения силикатов получается путём сдвоения кремнекислородных тетраэдров или путём сцепления их в более сложные комплексы. Возникают кольцевые (берилл – кольцевой мотив) и цепочные (авгит – цепочный мотив) силикаты.

Последующее усложнение цепочного типа путём присоединения цепочек приводит к образованию бесконечных лент – ленточных силикатов (амфиболы). Присоединение лент в одном слое даёт слоистые силикаты (тальк, слюда - слоистый мотив). Пространственное сцепление через все четыре вершины создаёт каркас с группами [SiO₄]^4-. Возникают каркасные силикаты (ортоклаз – каркасный мотив).

Островные силикаты: оливин (Mg,Fe)₂SiO₄, дистен Al₂[SiO₄]O, топаз Al₂[SiO₄](OН,F)₂, гранаты – большая группа изоморфных минералов с формулой A₃B₂[SiO₄]₃, где A=Mg²⁺, Fe²⁺, Mn²⁺, Ca²⁺; B=Al³⁺, Fe³⁺, Cr³⁺, Mn³⁺.

Наиболее распространённые разновидности: альмандрин Fe₃Al₂[SiO₄]₃, пироп Mg₃Al₂[SiO₄]₃, спессартин Mn₃Al₂[SiO₄]₃, глоссуляр Ca₃Al₂[SiO₄]₃, андрадит Ca₃Fe₂[SiO₄]₃, уваровит Ca₃Cr₂[SiO₄]₃, эпидот Ca₂(Al,Fe)₃(OH)O[SiO₄] [SiO₇].

Кольцевые силикаты: берилл Be₃Al₂[Si₆O₁₈], турмалин NaMg₆[B₃Al₃Si₆O₂₅(OH)₅].

Цепочечные силикаты: пироксены – авгит Ca(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)₂O₆], родонит (орлец) (Mn,Ca)[SiO₃] - (широко распространённая группа минералов моноклинной и ромбической сингонии, среди которых очень развит изоморфизм).

Ленточные силикаты: амфиболы – роговая обманка Ca₂Na(Mg,Fe)₄(Al,Fe)[(Si,Al)₄O₁₁]₂(OH)₂ (распространённая группа минералов, среди которых встречаются моноклинные и ромбические разновидности).

Слоевые (листовые и слоистые) силикаты: тальк Mg₃[Si₄O₁₀](OH)₂, серпентин (змеевик) Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈, асбесты – тонковолокнистая разно-видность серпентина; слюды (принадлежат к числу широко распростра-нённых минералов и составляют 3,8% от массы земной коры; химический состав очень разнообразен в связи с наличием в них изоморфных замещений) – биотит K(Fe,Mg)[Si₃AlO₁₀](OH,F)₂, флогопит KMg₃[Si₃AlO₁₀](OH,F)₂, мусковит KAl₂[Si₃AlO₁₀](OH,F)₂; гидрослюды – глауконит KMg(Fe,Al)₃Si₆O₁₈·H₂O, вермикулит (Mg,Fe²⁺,Fe³⁺)[(Al,Si)₄O₁₀]4H₂O; глинные минералы – каолинит Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ (входит в состав глин, глинистых сланцев и мергелей); галлуазит Al₄[Si₄O₁₀](OH)₃·4H₂O; монтмориллонит (Al₂Mg)₃[Si₄O₁₀](OH)₃·nH₂O, нонтронит (FeAl₂)[SiO₄](OH)^΄₂·nH₂O, иллит (KH₂O)(Al,Mg,Fe)₂(SiAl)₄O₁₀[(OH)₂·H₂O], бейделлит (NaCa)Al₂(SiAl)₄O₁₀[(OH)₂·nH₂O]; хлориты – большая группа минералов, химический состав которых примерно можно выразить формулой (Mg,Fe)_3-n(Al,Fe)(OH)₄[Al_n(Si_2-nO₅)], где n изменяется от 0,3 до 1. В хлоритах широко распространено явление изоморфного замещения.

Каркасные силикаты являются алюмосиликатами, так как алюминий входит в радикал. Исключение составляет кварц, который по химическому составу относится к окислам, а по кристаллическому строению - к каркасным силикатам.

Группа кварца – минералы, относящиеся к этой группе, являются полиморфными модификациями кремнезёма: α-кварц, β-кварц. α-тридимит, β-тридимит, α-кристобалит, β- кристобалит. Наиболее устойчивой и самой распространённой модификацией является α-кварц или просто кварц (SiO₂). По цвету выделяют много разновидностей кварца: горный хрусталь, аметист, дымчатый кварц, морион, празем, гелиотроп, халцедон (скрытокристаллическая разновидность кварца)и его разновидности: - сердолик, агат, оникс, кремень, яшма; опал SiO₂· nH₂O (имеет аморфное строение).

Полевые шпаты - самая распространённая группа минералов в земной коре, составляет около 55% от её массы. В магматических горных породах их содержится около 60%, в метаморфических - 30%, остальные в осадочных. По химическому составу их разделяют на калиевые полевые шпаты (ортоклаз K[AlSi₃O₈] и микроклин K[AlSi₃O₈]) и натриево-кальциевые – плагиоклазы.

Выделяют подкласс минералов, которые называют заместителями полевых шпатов, так как они сходны с ними по химическому составу, но обеднены кремнекислотой (фельдшпатиды – нефелин Na[SiAlO₄] и лейцит K[Si₂AlO₆]), а также подкласс цеолитов – алюмосиликаты кальция и натрия, реже калия и бария. Они содержат цеолитную воду, выделяемую без разрушения кристаллической решётки.

Плотная упаковка ионов в кристаллической решётке каркасового типа препятствует механическому раздроблению минералов, вследствие чего благодаря устойчивости кристаллов полевые шпаты в виде зёрен часто встречаются в россыпях и почвах.

Все глинистые породы и многие вторичные минералы, осадочные руды своим происхождением обязаны процессам выветривания минералов класса полевых шпатов. В зоне выветривания они подвергаются процессам каолинизации, превращаются в хлориты и цеолиты. В условиях влажного климата из них образуются бокситы и другие продукты латеритного процесса. В холодной зоне образуются мощные толщи глыб, щебня и россыпи – аркозовые песка и месторождения тяжёлых элементов.

Плагиоклазы представляют собой изоморфные смеси натриевой – альбит Na[AlSi₃O₈] и кальциевой – анортит Ca[Al₂Si₂O₈] молекул, образующие соединения в любой пропорции этих компонентов.

Плагиоклазы обозначаются номерами (по Е.С. Фёдорову), характеризующими весовое содержание в них кальциевого компонента – анортита (Ан). Чистый анортит по этой номенклатуре называют плагиоклазом №100, чистый альбит (Аб) – плагиоклазом №0.

Плагиоклазы, богатые кремнезёмом (SiO₂ – 68%), имеют номера 0…30 (альбит, олигоклаз) и называют кислыми; под номерами 30…60 – средними (SiO₂ – 53…43%), 60…100 – основными (SiO₂ – 43%),

По относительному содержанию альбита и анортита условно выделяют следующие разновидности плагиоклазов (табл. 4).

Плагиоклазы наиболее распространены в кислых магматических породах и широко встречаются в почвах. В общем составе земной коры их около 40%. Кислые плагиоклазы являются основой гранитного слоя континентальной коры, а основные входят в состав пород базальтово-габброидного слоя астеносферы.

Таблица 4. Разновидности плагиоклазов

Карбонаты. К классу карбонатов относятся соли угольной кислоты. Они широко распространены в природе, составляя 1,5…1,8% от массы земной коры. В подавляющем большинстве карбонаты экзогенного происхождения. Они слагают толщи известняков, могут быть источником получения важнейших металлов (магнезит). Карбонаты подразделяются на два подкласса: безводные и водные. К безводным относят кальцит CaCO₃, магнезит MgCO₃, доломит CaCO₃·MgCO₃, сидерит FeCO₃, арагонит CaCO₃ (полиморфная разновидность кальцита); к водным - малахит CuCO₃·Cu(OH)₂, азурит 2CuCO₃·Cu(OH)₂ .

Нитраты – производные солей азотной кислоты, в природе встречаются редко, так как очень хорошо растворяются в воде. Эти минералы называются селитрами. Наибольшее значение имеют месторождения натриевой (чилийской) селитры NaNO₃ и калиевой (индийской) селитры KNO₃ . Пухлые селитряные солончаки встречаются в сухих, бессточных областях Казахстана.

Сульфаты – минералы этого класса являются щелочными и щёлочноземельными солями серной кислоты. От массы земной коры составляют 0,1%, однако в толще многих осадочных пород их около 1%. Генетически сульфаты связаны с экзогенными и в меньшей мере с гидротермальными процессами. Некоторые из сульфатов (гипс, ангидрит) представляют собой агрономические руды. Они подразделяются на безводные: ангидрит CaSO₄, тенардит NaSO₄, барит BaSO₄; и водные: гипс CaSO₄·2H₂O, мирабилит NaSO₄·10H₂O, алунит [KAl₃(SO₄)₃OH₆], ярозит [KFe³⁺(SO₄)₂OH].

Фосфаты – минералы этого класса представляют собой соли ортофосфорной кислоты (H₃PO₄), составляя 0,75% от массы земной коры, довольно широко распространены в природе, хотя не являются породообразующими; присутствуют во многих магматических породах. Они являются важными агрономическими рудами.

Фосфаты подразделяются на два подкласса: безводные (апатит в виде фторапатита, хлорапатита, гидроксилапатита; преобладает в природе фторапатит) и водные (фосфорит, вивианит). Чаще всего скопления апатита в осадочных породах называют фосфоритами. По составу они аналогичны апатиту, но содержат, кроме фтор- и хлорапатита, фосфатные коллоидальные гидроксилапатиты – курскит и коллофан, а также большое количество примесей (SiO₂, CaCO₃, Fe, Al), органические вещества, включения песка, глинистых минералов, представляя, таким образом, не однородный минерал, а горную породу. Происхождение фосфатов магматическое и осадочное морское, иногда континентальное.

Главнейшими фосфатными минералами являются: хлорапатит Ca₅(PO₄)₃Cl, фторапатит Ca₅(PO₄)₃F, гидроксилапатит Ca₅(PO₄)₃OH, франколит Ca₁₀(PO₄)₆F₂(OH)₂(CO₃)O, курскит Ca₈(PO₄)₄CO₃·F₂, подолит, Ca₁₀(PO₄)₆CO₃, коллофан nCaOmP₂O₅·pH₂O, фосфорит Ca₅(PO₄)₃Cl Ca₅(PO₄)₃F, вивианит Fe₃(PO₄)₃·8H₂O.

Вольфраматы минералы гидротермального, пневматолитового и контактово-метасоматического происхождения. Встречаются в ассоциации с кварцем, кальцитом, пироксенами, молибденитом, кассеритом, арсенитом, пиритом и золотом. Они являются рудными минералами. Наиболее распространённые вольфрамит (Fe,Mn)WO₄ и шеелит CaWO₄.

Основы петрографии. Генетическая классификация горных пород

Земная кора сложена из различных минеральных агрегатов, которые встречаются не по одиночке, а в сообществах, постоянно повторяющихся в самых разных пунктах земного шара и разных глубинах земной коры. Устойчивость таких сообществ подчёркивает их характер.

Совместное нахождение минералов, обусловленное общностью их происхождения, называется парагенезом (пара, возле, генезис - образование, происхождение).

Наиболее распространёнными и устойчивыми формами парагенетических ассоциаций, сообществ минералов являются горные породы.

В составе горных пород различают породообразующие минералы, составляющие основную массу горных пород и минералы акцессорные, т. е. дополнительные, доля которых может быть ничтожно мала, но они являются характерной примесью для отдельных разновидностей. Некоторые минералы, характеризующие разновидность горной породы, могут и не быть в её составе. Но не все сообщества минералов можно назвать горной породой.

Горными породами являются такие естественные парагенетические сообщества минералов, которые образуют самостоятельные геологические тела.

Геологическая самостоятельность горных пород состоит в том, что горные породы:

1) своим происхождением обязаны геологическим процессам общеземного планетарного значения;

2) представляют собой крупные, обособленные в пространстве минеральные тела, составляющие в своей массе существенную часть земной коры.

Изучением минерального и химического состава горных пород, их строения, происхождения, геологическими условиями залегания, взаимоотношением между различными породами, а также изменением горных пород с течением времени занимается наука петрография.

Геологические процессы, приводящие к образованию горных пород, называются процессами породообразования или петрогенеза.

К ним относятся: магматизм, метаморфизм горных пород и осадконакопление (седиментация). В зависимости от зоны образования различают три генетических типа пород, По признаку происхождения (генезиса) все горные породы подразделяются на:

– магматические (гранит, диорит);

– метаморфические (кристаллические сланцы, гнейсы);

– осадочные (известняки, глины, пески и песчаники).

Горные породы могут состоять из одного минерального вида (каменная соль) и нескольких. Первые называются мономинеральной породой, вторые – полиминеральной, к которым относится большинство горных пород.

Горные породы отличаются друг от друга не только по минеральному составу и происхождению, но и по строению (структуре), сложению (текстуре) и формам залегания в земной коре.

Строение горных пород (структура) определяется размерами, формой и взаимным расположением минеральных зёрен, агрегатов минералов, включений, а также способом связей между минеральными составляющими.

1) простое соприкосновение минеральных зёрен (пески).

2) сцементированы цементирующим веществом (песчаники - сцементированы карбонатом, гипсом, глинами);

3) минеральные зёрна «спаяны» друг с другом (гранит, мрамор);

4) минеральные зёрна могут быть заключены в стекловатую массу.

Сложение горных пород (текстура)- это способ строения, выраженный пространственным взаиморасположением минеральных масс, составляющих горную породу.

Для осадочных горных пород характерно слоистое сложение, когда минеральные массы распределены в горной породе слоями.

Для магматических горных пород большей частью свойственно массивное сложение, возникающее вследствие равномерного остывания и кристаллизации масс на глубине. При изливании магматических пород на поверхность образуются серии покровов пузырчатого, шлакового и других сложений.

Для метаморфических горных пород характерно сланцевое сложение, когда горная порода легко расчленяется по плоскостям, т. е. образуются плоскости сланцеватости.

Формы залегания горных пород весьма различны. Форма залегания осадочных пород представлена слоями или серией слоёв, образующими толщу слоистого сложения.

Магматические породы, изливающиеся на поверхность Земли, залегают в виде растекающихся потоков (по лощинам и долинам) или покровов (покрывающих обширные пространства). Магматические массы, застывающие на глубине, образуют жилы, дайки, батолиты, лакколиты и другие типы минеральных тел.

Метаморфические породы сохраняют формы залегания первичных материнских горных пород, в результате изменения (метаморфизма) которых они образовались.

Перечисленные петрографические характеристики горных пород в существенной мере зависят от условий породообразования, которые называются фациальными условиями, (фация – обмен) и применяются для всех пород (фация – употреблялась для обозначения физико–географических образований осадочных пород).

Магматические горные породы образуются из огненно-жидких силикатных расплавов (магма), в той или иной мере насыщенных газами и парами, в результате кристаллизации магмы при её остывании в недрах Земли или на её поверхности. Магма, излившаяся на поверхность и освободившаяся от части газов и воды, превращается в лаву. Магма представляет собой сложный силикатный расплав примерно следующего состава: кислород – 46,7%, кремний – 27,7%, алюминий – 8,1%, железо – 5,1%, кальций – 3,6%, магний – 2,1%, натрий –2,7%, калий – 2,6%, на доля остальных элементов не превышает 1,4%. Температура магмы различна и составляет 100…1300^оС.

Магматические горные породы возникают при остывании и отвердении магмы и лавы. При медленном остывании магмы на значительных от поверхности глубинах отвердение магматического расплава происходит путём образования и роста кристаллов, т. е. идёт процесс кристаллизации. При этом возникают магматические горные породы полнокристаллического строения называемые глубинными или интрузивными.

При быстром остывании магмы, когда расплав изливается на поверхность, кристаллизация не поспевает за остыванием и магма превращается в горные породы неполно кристаллического, стекловатого или скрыто кристаллического строения, называемые излившимися или эффузивными. Кроме зёрен в составе излившихся магматических пород встречается вулканическое стекло, возникшее при очень быстром охлаждении и затвердевании магматического расплава.

Главными породообразующими минералами являются кварц, полевые шпаты, нефелин, минералы из группы слюд, амфиболов, пироксенов, оливин.

Оливин, пироксен, слюды, амфиболы по своей окраске называются тёмноцветными; полевые шпаты, нефелин, кварц – светлыми. Минералы, содержащие в своём химическом составе щелочные элементы – К, Nа объединяются в щелочные группы, это калиевые полевые шпаты и альбит, щелочные пироксены и щелочные амфиболы, нефелин.

Акцессорные минералы представлены в магматических породах апатитом, магнетитом, ильменитом и другими.

В составе магматических пород имеются и вторичные минералы: хлорит, минералы группы каолинита, серпентина, эпидота, карбонаты и другие, образующиеся в результате процесса выветривания или метаморфизма данных пород.

Для глубинных магматических пород характерна массивная текстура, когда минеральные зёрна (минералов) располагаются более или менее равномерно и плотно по всей массе горной породы и полнокристаллическая относительно крупная и равномерно-зернистая структура.

Для некоторых излившихся горных пород свойственны ориентированные (флюидальные) текстуры, для других (вулканических) – шлаковые, пузырчатые и другие виды сложения и неравномерно-кристаллическая (порфировая) или скрытокристаллическая (афанитовая) и стекловатая структура. При остывании магмы в связи с изменением объёма в породах возникают отдельные трещины, разбивающие массив на отдельности, форма которых может быть столбчатая (базальт), глыбовая (гранит), шаровая при подводном излиянии лавы (диабаз) и др.

По формам залегания, по характеру взаимоотношения с вмещающими горными породами различают согласные и несогласные интрузивные тела.

Согласные интрузивные породы залегают между породами, не пересекая их (залежи, лакколиты, лополиты и другие). Несогласная магматическая порода пересекает тела вмещающих пород (жилы, батолиты, дайки и т. д.).

Классификация. В основу классификации магматических горных пород положены условия их образования, химический и минеральный состав.

По условиям образования породы делятся на глубинные (интрузивные) и излившиеся (эффузивные). В группе эффузивных пород выделяются кайнотипные (неизменённые) и палеотипные (сильноизменённые) породы. Выделяется также группа жильных пород, которые залегают в виде жил и являются как бы промежуточной группой между глубинными и излившимися породами.

Вторым важнейшим классификационным признаком является химический состав, главным образом, содержание кремнезёма (SiО₂). По содержанию SiО₂ эти породы делятся на ультраосновные – содержат SiО₂ менее 40%, основные – от 40 до 52%, средние – от 52 до 65% и кислые – от 65 до 75%. По химическому составу выделяется особая группа щелочных пород, содержащих Nа и К.

Таблица 5. – Классификация магматических пород

* - цветное число определяет содержание в породе темноокрашенных минералов силикатов (пироксены, роговая обманка, биотит, оливин).

По признаку минерального и химического состава выделяются семь групп магматических пород: 1) перидотита – пироксенита, 2) габбро – базальта, 3) диорита – андезита, 4) гранита – липарита, 5) сиенита – трахита, 6) нефелинового сиенита, 7) щелочных габброидов – базальтоидов.

Группа перидотита – пероксенита. По содержанию SiО₂ (40-45%) породы этой группы относятся к ультроосновным, бесполевошпатовым. Они состоят только из цветных минералов: оливина, роговой обманки и пироксена, поэтому их окраска тёмно-зелёная, буровато-чёрная, до чёрной. Второстепенными и акцессорными минералами являются хромит, магнетит, ильменит, самородная платина.

Все ультраосновые породы тяжёлые, с удельным весом 3-3,4. Они распространены редко и составляют 0,4% от всей массы магматических пород, встречаются в основном в интрузивных телах, излившиеся аналоги редки.

По минеральному составу различают пироксениты, перидотиты и оливиновые породы – дуниты, состоящие из оливина и пироксена.

Кимберлиты – бесполевошпатовые породы; в их состав входят биотит, пироксен (основной минерал), серпентин, оливин, гранат, ильменит, хромит, алмаз

Группа габбро – базальта. По содержанию SiО₂ (45-52%) относятся к основным полевошпатовым породам. Главными породообразующими минералами являются основные плагиоклазы и пироксен (изредка добавляются – оливин, роговая обманка и биотит). Тёмноцветных минералов в породе 45-50%. Цвета тёмно-серые, тёмно-зелёные до чёрных.

Изменение минерального состава приводит к переходу в группу перидотита-пироксена, или в группу диорита-андезита или щелочных габброидов.

К интрузивной подгруппе этих пород относятся габбро, нориты, анортозиты, лабрадориты; подгруппу излившихся пород составляют базальты, базальтовые порфириты. Жильные образования представлены диабазом.

Группа диорита-андезита. Содержание SiО₂ 52-65%. Главными породообразующими минералами являются средние плагиоклазы и роговая обманка, реже присутствует пироксен, биотит и кварц. Тёмноцветных минералов около 25%.

Типичные представители глубинных пород - диориты. Изменение основности плагиоклаза, появление кварца приводит к образованию пород промежуточного типа: габбро-диориты, гранодиориты, кварцевый диорит, сиено-диориты. Андезиты и андезитовые порфириты – излившиеся аналоги диорита, похожи по внешнему виду на базальты.

Группа гранита – липарита. Породы этой группы образуются из магм кислого состава (SiО₂ более 60%). Главными породообразующими минералами являются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы и биотит (иногда мусковит и роговая обманка). Акцессорные – аппатит, циркон, турмалин. Содержание тёмноцветных минералов не более 10%, окраска в основном светлая.

Глубинные породы кислой магмы широко распространены (граниты), излившиеся - реже (липориты или риолиты и липоритовые порфиры или кварцевые порфиры). Жильные аналоги гранитов – гранитные пегматиты и аплиты.

Группа сиенита – трахита. Породы этой группы по кислотности относятся к средним (содержание SiО₂ от 52 до 65%). Главные породообразующие минералы – калиевые полевые шпаты, средние плагиоклазы и роговая обманка, нередко присутствует авгит. Типичной глубинной породой является сиенит. Эффузивными аналогами сиенитов являются трахиты и трахитовые порфиры (ортофиры, бескварцевые порфиры).

Сиениты на 70-80% состоят из калиевого полевого шпата, 10-15% средних плагиоклазов, роговой обманки и авгита. Тёмноцветных минералов около 15%, поэтому породы светлоокрашенные, сероватые и розовые. Структура полнокристаллическая, чаще мелкозернистая, реже – среднезернистая. Разделяются на нормальные, содержат плагиоклаз и щелочные без известковистого плагиоклаза, могут присутствовать щелочные пироксены, нефелин. Залегают в виде даек и штоков.

Трахиты – светлоокрашенные породы, скрытокристаллического или порфирового строения. Порфировые соединения представлены табличками санидина, плагиоклаза, иголочками роговой обманки, иногда листочками - биотита. Залегают в форме потопов, куполов, лакколитов.

Группа нефелинового сиенита. В составе пород присутствуют недонасыщенные кремнекислотой алюмосиликаты – фельдшпатиды, главным образом, нефелин. Кроме нефелина входят щелочные полевые шпаты, биотит, щелочные амфиболы и пироксен. Глубинной породой являются – нефелиновые сиениты. Изверженной породы всего около1%.

Нефелиновые сиениты – кристаллические, зернистой породы, состоящие из нефелина, щелочного полевого шпата, цветных минералов – биотита и щелочного пироксена (агирин, авгит) или амфибола. Из акцессорных минералов встречаются магнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит. Породы светлые.

Массивы нефелиновых сиенитов часто сопровождаются жилами нефелино-сиенитовых пегматитов, грубо зернистой породы, состоящей из щелочного полевого шпата и нефелина, а так же биотита и пироксена, иногда в них встречается ильменит, циркон и апатит. Эффузивные аналоги нефелиновых сиенитов называются фонолитами.

Метаморфические горные породы - это глубоко изменённые в процессе метаморфизма первично-осадочные и магматические горные породы. При метаморфизме существенно изменяется минеральный состав пород, их структура и текстура. При этом порода сохраняет твёрдое состояние без расплавления или растворения. Процессы метаморфизма, сопровождающиеся переплавлением исходной породы с вмещающими породами или без них, приводят к образованию ультраметаморфических пород. Основными факторами метаморфизма являются температура и давление с одновременным воздействием флюидов (жидкие или газообразные компоненты магмы или циркулирующие в глубинах Земли растворы, насыщенные газами). Выделяют следующие виды метаморфизма: катакластический, термальный и динамотермальный. В соответствии с видами метаморфизма в генетической классификации горных пород выделяют группы метаморфических пород регионального, контактового и динамометаморфизма.

Метаморфические превращения горных пород происходят в следующих условиях:

1) отдельные частицы земной коры со слагающими горными породами погружаются на глубины, характеризующиеся высокими давлениями и температурами (региональный метаморфизм);

2) осадочные и магматические горные породы попадают под воздействие магматических масс, внедрившихся в их толщу (контактовый метаморфизм);

3) горные породы оказываются в зоне воздействия высоких тектонических напряжений земной коры (динамометаморфизм).

С глубиной погружения степень метаморфизма возрастает, в связи с этим различают регионально метаморфические породы верхней, средней и нижней зон метаморфизма. При дальнейшем погружении пород в зонах повышенных температур происходит частичное их переплавление. Это явление называется ультраметаморфизмом.

Контактово-метаморфические горные породы, образующиеся в зоне воздействия магматических расплавов, могут происходить с привносом веществ из этого расплава или без привноса. В этом случае различают собственно контактовый метаморфизм (без привноса) и контактово-метасоматический (с привносом).

Контактовым изменениям подвержены не только вмещающие породы, но и сами магматические массы, поэтому различают внешний (экзоконтактовый) и внутренний (эндоконтактовый) метаморфизм. При явлениях динамометаморфизма нередко наблюдается дробление, расслаивание и другие механические изменения, приводящие к образованию так называемых катаклазитов, возникающих в относительно узких зонах тектонических нарушений в виде сбросов и надвигов.

Большое разнообразие метаморфических пород объясняется значительным разнообразием самих типов метаморфических процессов, условий их протекания и разнообразием состава и свойств самих магматических расплавов и вмещающих пород.

Катакластический метаморфизм приурочен к участкам развития дизъюнктивных нарушений — дислокаций — типа сбросов, развит в их границах и совершается при сравнительно небольших давлениях и довольно низкой температуре. При этом происходит дробление крепких минералов или их деформации в первоначальных структуре и текстуре пород и, в результате происходит хрупкое разрушение минералов и их перемещение. Трещины в породе не возникают, происходит преобразование породы в результате пластических деформаций, при которых возможны химические изменения пород. Протекающие изменения приводят к формированию самых разнообразных пород - от гранитоидов до текстонических брекчий, катаклазитов и милонитов.

При формировании термально-метаморфизованных пород главным фактором является температура магматического расплава. Под действием температуры на границах (контакте) интрузий образуются ореолы, сложенные особыми контактово-метаморфизованными породами.

Мощность зоны контактовых изменений бывает различной и главным образом зависит от двух факторов: состава и состояния вмещающих пород, температуры, состава и продолжительности воздействия магмы. Наиболее типичными породами термального метаморфизма являются контактовые роговики, скарны, породы кремнистого состава.

Динамотермальный метаморфизм дает самое большое разнообразие пород с очень широким их распространением в земной коре. В зависимости от условий протекания процесса различают региональный и локальный динамотермальный метаморфизм. Самостоятельным видом регионального динамотермального метаморфизма является ультраметаморфизм. В каждом из этих видов метаморфизма сложный комплекс взаимодействия температур, стресса (разрядки напряжений), давления, иногда и флюидов приводят к формированию чрезвычайно широкого спектра метаморфических пород с весьма разнообразными физико-механическими свойствами.

В глубинных зонах складчатых областей в условиях ультраметаморфизма наблюдается переплавление ряда пород с образованием смешанных горных пород – мигматитов, имеющих разнообразную сложную структуру, что обусловливает весьма различную их прочность, неоднородность свойств, повышенную (по сравнению с другими, массивно-кристаллическими породами) выветриваемость. Для многих из них характерны слойчатость, послойные и секущие складки.

Метаморфические породы по внешнему виду и условиям залегания занимают промежуточное положение между магматическими и осадочными породами. По минеральному составу они ближе к магматическим породам. Типичными минералами являются слюды, кварц, хлорит, тальк.

Метаморфическим породам в целом присуща кристаллическая структура. Наиболее характерны следующие текстуры: сланцеватая — однообразное расположение (параллельно друг другу) пластинчатых минералов и полосчатая - обособление минеральных скоплений в форме полос, в виде слоев. Для пород типа кварцита характерны массивные текстуры.

Формы залегания метаморфических пород унаследованы от первично осадочных и магматических пород, кроме контактово-метаморфических пород залегающих в форме ореолов и зон вокруг магматических тел. Метаморфические породы, возникшие из глубинных магматических пород, более или менее сохраняют их первоначальную форму залегания. При метаморфизации осадочных пород слоистость сильно деформируется. При контактном метаморфизме образуются своеобразные оболочки метаморфических пород, окружающих магматические породы. Динамометаморфизм образует мощные зоны смятия, возникают сложные складки. При региональном метаморфизме измененные осадочные породы часто сохраняют первичную слоистость.

В процессе движения земной коры метаморфические породы могут быть выведены на дневную поверхность и являются почвообразующими породами.

Минеральный состав. Метаморфические породы состоят из тех же минералов, что и магматические (кварц, полевые шпаты, амфиболы, слюды, пироксены), но в них присутствуют минералы, типичные для метаморфических пород – хлорит, тальк, гранаты, кианит, серицит и другие.

Структура. Все метаморфические породы имеют кристаллическое строение. Различают три типа структур: 1) кристаллобластический; 2) катакластический; 3) реликтовый.

Кристаллобластическая структура образуется при одновременной перекристаллизации составных частей породы в твёрдом состоянии без переплавления. По форме минеральных зёрен и по их взаимному расположению различают структуры: 1) гранобластическую (равномерно-зернистую), 2) роговиковую (зёрна имеют неправильное очертание), 3) лепи-добластическую (зёрна листоватой или пластиичатой формы), 4) ориенти-рованную (параллельно сланцеватости), 5) столбчатую (развиты удлинённые призматические или столбчатые зёрна), 6) порфиробластическую (отдельные минералы, обладая большей кристаллизационной силой, вырастают в крупные зёрна).

Катакластические структуры возникают при тектоническом дроблении (катаклазе) горной породы и могут быть равномерно - или неравномерно катакластическими.

Реликтовые (иначе остаточные) структуры характеризуются сохранением элементов структуры материнских пород.

Текстуры (сложение) бывают реликтовые и метаморфические. В реликтовой структуре сохраняется структура материнской породы.

Метаморфические структуры образуются в процессе метаморфизма породы. Различают: сланцевые и массивные структуры. При сланцевой текстуре горная порода раскалывается по параллельным направлениям на тонкие пластинки.

Выделяют: тонко,- и грубосланцевые текстуры. По степени проявления сланцевости различают совершенную и несовершенную сланцеватость.

Массивной называется текстура зернистого строения без особой ориентировки минеральных зёрен.

Отдельности. В метаморфических породах иногда сохраняются отдельности первично осадочных и магматических пород. Это реликтовые отдельности (унаследованные). Чаще всего в процессе метаморфизма появляются отдельности, характерные для этих пород, так называемые метаморфические отдельности. Они обусловлены системами параллельных трещин, не совпадающих с первичной текстурой породы, по которым порода легко раскалывается на отдельности. Такого рода системы трещин называются кливажем.

Кливаж течения – возникает при пластическом деформировании породы под действием тектонических напряжений. При этом изменяется структура породы и образуется сланцеватость.

Кливаж разлома возникает при деформациях, т. е. крупных разрушениях. Минеральные зёрна сохраняют первоначальное положение, т.е. структура породы не изменяется.

Классификация метаморфических пород основана на структурных признаках и минеральном составе. Среди них выделяют породы: массивные (зернистые) - кварцит, мрамор; сланцеватые - гнейс и кристаллические сланцы различного минерального состава.

По генетическим признакам метаморфические горные породы подразделяются на регионально-метаморфические, контактово-метаморфические и тектониты.

По петрографическим признакам (минеральному составу, строению, сложению) различают петрографические группы метаморфических пород: метаморфические сланцы, кристаллические сланцы, гнейсы, мигматиты.

Связь между петрографическими признаками и генетическими типами: при региональном метаморфизме образуются кристаллические сланцы, гнейсы и другие; при контактовом – скарны, роговики.

Породы регионального метаморфизма. Различия пород определяются петрографическим составом материнской породы и степенью метаморфических изменений. Степень метаморфизма определяется глубинностью условий образования.

В верхней зоне метаморфизма распространены тонкозернистые с совершенной сланцеватостью породы: филлиты, серицитовые, серицитово-хлоритовые, тальковые и тальково-хлоритовые сланцы, а также породы, не обладающие сланцеватостью – зелёно-каменные, тальковые и хлоритовые породы.

Физико-механические свойства метаморфических горных пород во многом очень близки к магматическим, что обусловлено наличием у них жестких, преимущественно кристаллизационных связей. Метаморфические породы практически водонепроницаемы и за исключением карбонатно-доло-митовых разностей не растворяются в воде. Для большинства метаморфических пород характерна анизотропность свойств, обусловленная их слоистостью, сланцеватостью. Сланцеватостью определяется и значительная выветриваемость этих пород, а также пониженная устойчивость на природных склонах и в бортах искусственных выработок. Многие метаморфические породы образуют тонкоплитчатые или листоватые весьма подвижные осыпи. Особенно ярко это проявляется у слабометаморфизованных пород, например, у глинистых сланцев.

К породам, которые подверглись воздействию глубокого регионального метаморфизма и имеют наибольшее распространение, относятся гнейсы, кварциты, кристаллические сланцы. Несколько реже встречаются мраморы и мраморизованные известняки, обычно они приурочены к областям древней декембрийской складчатости, где слагают массивы больших размеров.

При выветривании физико-механические свойства гнейсов изменяются особенно сильно. Наибольшей стойкостью обладают кварцевые гнейсы; полевошпатовые и биотитовые гнейсы выветриваются значительно интенсивнее. Наиболее прочными и устойчивыми метаморфическими породами к процессам выветривания являются кварциты. Обычно они слагают отдельные массивы мощностью до 100 м и более или залегают в виде прослоев различной мощности в толще таких же высокометаморфизованных сланцев. Самое большое разнообразие физико-механических свойств наблюдается у кристаллических сланцев. От массивных метаморфических пород их отличает слоистость, сланцеватость, кливаж. Эти особенности вызывают резкую анизотропность их свойств, позволяющую раскалываться на тонкие, часто листоватые плитки. Сланцеватость и кливаж сланцев, особенно хлорит-серицитовых и глинистых, способствуют соскальзыванию и оползанию.

Своеобразную группу метаморфических пород образуют так называемые «зеленые» сланцы - хлоритовые, хлорит-серицитовые, тальк-хлоритовые. Они сравнительно устойчивы к воздействию химического выветривания, нелегко разрушаются при периодическом промерзании и оттаивании. По прочности они уступают вышеописанным сланцам. Наименее устойчивы к выветриванию глинистые сланцы. В воздушно-сухом состоянии они обладают значительной прочностью, но при водонасыщении довольно часто разваливаются. Эти породы хорошо противостоят химическому выветриванию, но при резком колебании температур (замерзание, оттаивание) легко разрушаются, образуя при этом на склонах подвижные, труднопроходимые осыпи. Насыщение этих осыпей водой после сильных ливней приводят к формированию в горных районах селевых потоков.

Карбонатные метаморфические породы могут образовываться как при региональном, так и при контактовом метаморфизме, главным здесь является наличие среди факторов метаморфизма значительных температур и давлений. Наиболее характерной породой этой группы является мрамор - перекристаллизованный известняк, структура и текстура которых диктуют физические и механические их свойства. Отличительной чертой мраморов среди метаморфических пород является их, хотя и слабая, но растворимость в воде, которая содержит углекислоту. Это определяет значительно меньшую закарстованность мраморных массивов, чем в толщах, сложенных известняками и доломитами. Мрамор довольно устойчив к выветриванию, сохраняет крутые, вплоть до «отвесных» природные склоны

Наиболее распространенной породой, образующейся при термальном контактовом метаморфизме, являются роговики. Для них характерна полная перекристаллизация исходного материала. Обычно это темные плотные породы, имеющие мелкозернистую структуру. Чаще других встречаются кварц-биотит-полевошпатового состава породы, образовавшиеся по пелитовому материалу. Все роговики устойчивы к выветриванию. •Необходимо заметить, что на сложенных ими природных склонах формируются обвалы, курумы, крупнощебенистые осыпи.

Тектониты - породы, которые обычно не относят к кластическим метаморфическим, являются в то же время типичными представителями катакластического метаморфизма и включают в себя брекчии трения, катаклазиты, милониты. Это раздробленные, иногда перетертые породы различной степени цементации.

Брекчии трения состоят из различной величины обломков пород, как правило необработанных, сцементированных тонкораздробленной массой тех же пород.

Катаклазиты отличаются от брекчий трения меньшим размером обломков. Они характеризуют начальные стадии изменения пород. Катаклазиты сохраняют во многом черты исходного материала, поэтому соответственно и различают катаклазиты гранитов, катаклазиты габбро и др. В целом эти породы еще сохраняют достаточно высокую прочность на раздавливание.

Милониты характеризуются резко выраженной рассланцованностью, по существу это микробрекчии (составные части милонитов распознаются только под микроскопом) грубо- или тонкополосчатой текстуры. Все тектониты в условиях естественного залегания имеют достаточно высокую плотность. Катаклазированные породы интенсивно выветриваются, относительно легко размываются, поставляя материал, формирующий осыпи и способствующий развитию других склоновых процессов.

Осадочные горные породы – образуются путём накопления продуктов разрушения магматических, метаморфических и более древних осадочных пород и слагают самые верхние слои земной коры, покрывая своеобразным чехлом породы магматического и метаморфического происхождения. Они составляют всего 5% земной коры, но земная поверхность на 75% своей площади покрыта именно этими породами, на которых формируется почвенный покров планеты.

Порода, за счёт разрушения которой образуется осадочная порода, называется материнской.

Образование осадочных пород начинается с выветривания материнской породы (гипергенез – разрушение кристаллических и других пород, образование новых минералов, обломков пород, обломков минералов, коллоидных и истинных растворов), прохождения стадии переноса (транспортировка) и завершается стадией осаждения (седиментация, седиментогенез – перенос и отложение материала, образование осадка) и последующей стадией превращения рыхлого осадка в осадочную горную породу (диагенезом). Начальные изменения осадочной породы называются стадией катагенеза, глубокие изменения осадочной породы, приводящие к образованию метаморфизированных осадочных пород, называются метагенезом. Эти две стадии объединяются одним понятием – эпигенез. Все стадии составляют процесс литогенеза.

Под литогенезом понимают совокупность геологических процессов, определяющих современных состав, строение, состояние и свойства осадочных горных пород.

Выветривание – перенос (транспортировка) осаждение (седиментация) превращение в осадочную горную породу (диагенез)

Основным механизмом переноса продуктов выветривания является вода, а в условиях сухого климата – ветер. Осаждение происходит путём оседания продуктов выветривания из взвешенного состояния при снижении скорости транспортирующей среды (водных потоков, ледников) Таким образом, выпадают механические осадки, состоящие из обломков различных размеров. При насыщении транспортирующей среды растворёнными минеральными веществами происходит выпадение минеральных осадков.

При выпадении минеральных веществ из коллоидного раствора образуются коллоидные осадки (изменяется рН раствора или характер растворённых электролитов).

Широко распространено органогенное осаждение, когда живые организмы ассимилируют минеральные вещества из сильно разбавленных растворов для построения скелетных частей. После их гибели эти вещества накапливаются в виде органического ила, обломков скелетных частей. Выпавший осадок в дальнейшем претерпевает уплотнение (самоуплотнение) под действием веса вышележащих наслоений, а иногда цементацию и окаменение, и осадок превращается в осадочную горную породу (процесс диагенеза).

В состав осадочных пород входят следующие группы минералов:

1) минералы реликтовые, унаследованные от исходной материнской породы (кварц полевые шпаты, слюда); по ним судят о материнских породах, из которых образованы осадочные породы;

2) минералы собственно осадочные, образовавшиеся путём химического или биохимического осаждения (халцедон, опал, каолинит, гидроокиси Fe, Al, Mn, карбонаты, галоидные соединения, сульфаты. Эти минералы являются главными породообразующими минералами осадочных пород.

В породах из обломочного материала минералы – новообразования представляют собой цемент, заполняющий промежутки между обломками (конкреции, желваки, стяжения). В осадочных породах обычно присутствуют остатки растений и животных.

Классификация. Осадочные породы классифицируются по происхождению и условиями образования.

По происхождению выделяют такие генетические типы осадочных пород:

- механические осадки (обломочные горные породы),

- химические осадки,

- органогенные осадки,

- пирокластические осадки.

Осадочные породы обломочного происхождения представляют собой продукты механического разрушения горных пород, накапливающиеся и сохраняющиеся в рыхлом или сцементированном состоянии.

По величине обломков различают такие фракции зернового (гранулометрического) состава обломочных пород:

- грубообломочная - величина обломка и зёрен от 2 и более мм;

- среднеобломочная (песчаная) – от 0,05 до 2 мм;

- мелкообломочная (пылеватая) – от 0,001до 0,05 мм;

- тонкообломочная (физическая глина) – менее 0,001 мм.

В зависимости от гранулометрического состава обломочные породы подразделяются:

1) грубообломочные породы – обломки более 2 мм в диаметре (гравий, щебень, галечник или сцементированные разности (брекчии, гравелиты, конгломераты);

2) песчаные породы – зёрна диаметром 0,05…0,2 мм (пески, песчаники);

3) глинистые породы – частицы менее 0,05 мм в диаметре, т. е. пылеватые и глинистые частицы (супеси, суглинки, глины);

4) обломочные породы смешанного состава (гравелистые пески, валунники, супеси, суглинки, глины).

Осадочные породы химического происхождения образуются при осаждении минерального вещества из истиных и коллоидных растворов. Осаждение происходит в лагунах, реже пресноводных озёрах или у мест выхода подземных вод на поверхность.

Органогенные осадочные породы слагаются из скелетных остатков организмов.

Различают: зоогенные осадочные породы, слагающиеся из скелетных частей животных организмов (известняки, кремнистые породы), фитогенные, состоящие из остатков растительного происхождения (уголь, некоторые известняки и другие) и смешанные (зоофитогенные) из остатков животного и растительного происхождения. Поскольку процессы химического и органогенного осаждения минеральных веществ протекают одновременно, то образующиеся породы объединяют в одну группу.

Пирокластические породы образуются путём осаждения твёрдых продуктов вулканических извержений – вулканического пепла, лапиллей, бомб. Минеральное вещество пирокластических пород магматического происхождения, а способ образования осадочный (вулканические туфы, туфобрекчии и другие).

В зависимости от условий образования осадочные породы объединяются в фациальные группы:

1) континентальные фации – отложения болот, рек, озёр, ледниковые, пустынь, горных склонов;

2) морские фации – формируются в зоне прибоя, в шельфовой полосе на материковом склоне и в глубоководных частях океана;

3) лагунные фации, включающие соленосные, угленосные и другие отложения лагун.

Фациальные условия оказывают значительное влияние на состав, строение, сложение и условия формы залегания осадочной породы.

Структура (строение) осадочных горных пород определяется их гранулометрическим составом, взаимным расположением и способом скрепления частиц.

Различают типы структур:

1) обломочные (сцементированные или несцементированные) свойственные грубо-, средне- и мелкообломочным горным породам;

2) алевритовые и пелитовые, характерные для тонкообломочных пород пылевато-глинистых);

3) кристаллически-зернистые присущи многим химическим осадочным породам и подразделяются на – яснозернистые (диаметр зёрен более 0,1 м), тонкозернистые (диаметр 0,1 - 0,01 мм), микрозернистые и скрытозернистые (диаметр ≤0,01 мм - оолитовая, органогенная, органогенно-детритусовая).

В осадочных породах различают типы цемента:

1) базальтовый, когда обломочный материал заключён в массу цементирующего вещества, а зёрна не соприкасаются друг с другом;

2) контактный – цементация наблюдается в местах соприкосновения зёрен;

3) цемент выполнения – когда цемент выполняет промежутки между соприкасающимися минеральными зёрнами;

4) смешанный – сочетающий два или несколько типов цемента.

В зависимости от состава цементирующего вещества выделяют известковые, гипсовые, кремнистые, железистые, глинисто-известняковые песчаники, конгломераты, брекчии.

К структурным характеристикам относятся скважность (пористость) осадочных пород. Различают пористость 1) грубую, 2) крупную, 3) мелкую, 4) тонкую (глины).

Пористость может быть первичной (возникает при формировании самой породы – межзерновая пористость), вторичная – появляется в сформировавшейся породе (при выщелачивании легкорастворимых минералов). Поры бывают мелкие, крупные и в виде каверн. Общая пористость суглинков может составлять 40…50%, песков – 35…40%. Поры могут быть заполнены водой, газом, органическим материалом.

Текстура (сложение) осадочной породы обычно слоистая; реже наблюдается беспорядочное сложение (когда зёрна минералов располагаются хаотично).

Под слоистостью понимают сложение осадочных пород, выраженное в многократной смене прослойков, отличающихся друг от друга по зерновому и минеральному составу, распределению минеральных составляющих, по окраске и другим признакам.

Слоистость бывает параллельной, косой и диагональной. Иногда она бывает ритмичной, когда отдельные прослои ритмично повторяются в определённой последовательности.

Формы залегания осадочных пород. Осадочные породы чаще всего залегают в виде пластов (слоёв) – плитообразных минеральных тел, ограниченных параллельными поверхностями – плоскостями напластований, которые образуются в процессе периодического накопления осадков в водной среде и на поверхности материнских пород. Напластования отделяют пласт от подстилающего и покрывающего слоёв. Нижняя граничащая поверхность пласта называется ложе, верхняя – кровлей пласта, а расстояние между ними – мощностью пласта (слоя). В составе слоя может наблюдаться микрослоистость, отражающая осадконакопление в различные времена года. Она характерна для озёрных и речных отложений. В слое горной породы могут быть тонкие слои других пород, называемые прослоями (в слое песка тонкий прослой глины).

Мощность пластов относительно постоянна, но может быть изменчивой, непостоянной. В этом случае наблюдается явления раздува – резкого увеличение пласта и пережима – резкого местного уменьшения мощности пласта. Постоянное уменьшение пласта вплоть до его исчезновения называется выклиниванием пласта. Постоянная мощность пласта характерна для толщ морских осадочных пород (до сотен и тысяч метров). Континентальные отложения четвертичной системы залегают непосредственно под слоем почвы, имеют относительно небольшую мощность (10…50м), и отличаются частыми раздувами и пережимами, и для них характерны линзовидные и гнёздообразные формы залегания. Комплекс слоёв, объединённых сходством состава или возраста, или один слой значительной мощности, называют толщей.

Линзы и линзовидные залежи - пласты, которые выклиниваются во всех направлениях, образуя тела ограниченного по площади распространения. Характерны для озёрных, речных и лагунных фаций.

Гнездом или карманом называют такие неправильные формы залегания осадочных пород, которые отличаются быстрым выклиниванием на коротких расстояниях. Характерны для ледниковых отложений и для образований коры выветривания.

Осадочные породы могут залегать куполообразными (известняки коралловых рифов) или штокообразными формами (соли, гипс). При последовательном наслоении минеральных масс слои сменяют друг друга в соответствии с эволюцией органического мира. Такое залегание толщ называется согласным.

Когда образование слоёв имеет перерыв и древняя толща размывается, прежде чем отложилась молодая и нарушается соответствие непрерывности смены органических остатков, такое отложение называется несогласием.

Несогласия, обусловленные тектоническими движениями земной коры, представляют собой молодые напластования, залегающие с угловым несогласием относительно подстилающей древней толщи.

Группа обломочных пород – породы из механических обломков материнских пород различной величины: угловатые обломки (неокатанные) – глыбы (>200 мм), щебень (200-40 мм), дресва (40-2 мм) и окатанные – валуны (>200 мм), галька (200-40 мм),гравий (40-2 мм), а также песчаные (2-0,05 мм), пылеватые (0,05-0,005 мм), глинистые (<0,005 мм). .

В зависимости от величины породы делятся: 1) грубообломочные (псефитовые), 2) среднеобломочные (песчаные, псалемитовые), 3) тонкообломочные (алевритовые), 4) смешанные.

Минеральный состав обломков зависит от материнской породы; в нём преобладают механически прочные и химически стойкие минералы, способные противостоять процессам выветривания и разрушения.

Цементом служат глинистые, карбонатные, сульфатные, железистые, кремнистые вещества.

Среди грубообломочных пород выделяют несцементированные (валунные, кремнисто-щебёночные накопления, гравий и галечник) и сцементированные (конгломераты – гравий+ галечник, валунные отложения, брекчии – щебень+камень).

Среднеобломочные породы – рыхлые несцементированные разности – пески и сцементированные – песчаники.

По минеральному составу выделяют пески: полимиктовые – состоящие из кварца, полевых шпатов, слюды и другие; олигомиктовые – 75% зёрен одного минерала – кварца; мономинеральные – более 95% из одного минерала.

Наиболее распространены кварцевые пески крупно,- средне,- или мелкозернистые. Содержат пылеватые и глинистые частицы, иногда органические вещества. Песчаники образуются при цементации песков.

Мелкообломочные породы – состоят из частиц промежуточной величины между песчаными и глинистыми. Наиболее распространён алеврит, состоящий из пылеватых частиц.

Мелкообломочные осадки, сцементированные известковым или кремнистым цементом, называются алевролитами, плотные слоистые породы.

Лёссы – однородная, существенно пылеватая светло-жёлтая рыхлого сложения порода.

Суглинки и супеси (в большинстве случаев четвертичного возраста) в составе – пылеватые, песчаные и глинистые частицы.

Группа глинистых пород. Глинистые породы составляют 50-60% общего объёма осадочных пород. Глины - породы, состоящие на 30% из частиц размером менее 0,002 мм, и от 0,002 до 0,05 мм.

Породообразующие минералы – каолинит, монтмориллонит и другие – они объединяются под названием глинистой субстанции, от которой зависят все важнейшие свойства глин.

В состав глин, кроме породообразующих минералов, входят 1) не-глинистые минералы, образовавшиеся в процессе накопления минерального ила или же при последующих диагенетических его изменениях (окислы и гидроокислы железа и алюминия, карбонаты, сульфаты, фосфаты, окислы марганца и органическое вещество), 2) обломочные, реликтовые (кварц, полевые шпаты, слюды, хлориды и другие)

Большинство глин имеют полиминеральный состав. Однако встречаются разновидности с преобладанием одного минерала - каолинитовые (каолин) и монтмориллонитовые (бентониты, флоридины) глины.

Глины довольно плотные породы, в водонасыщенном состоянии – пластичны, при обжиге – камнеподобны. Жирные глины содержат большое количество глинистого материала. Тощие – песчаного (легкоплавкие и тугоплавкие). При уплотнении и окаменении глины обезвоживаются, теряют пластичность, цементируются и превращаются в аргиллиты.

Глинистые породы образуются из продуктов выветривания магматических пород. Если продукты выветривания остаются на месте разрушения материнской породы образуются остаточные глины, однородные по минеральному составу, не имеют слоистости и сохраняют черты материнской породы.

При переносе и отложении глинистые материалы смешиваются с крупнообломочными частицами и образуются осадочные глины (переотложенные). Они слоисты и разнообразны по минеральному и зерновому составу.

Группа химико-органогенных пород. В эту группу входят карбонатные, кремнистые, фосфатные, аллитовые, и железистые породы и каустобиолиты, образовавшиеся путём химического или органогенного осаждения.

Карбонатные породы – известняки, доломиты, мергеля, отличаются содержанием минеральных компонентов – кальцита, доломита и глинистых минералов. Известняки содержат 90-95% кальцита (СаСО₃), доломиты – 90-95% СаМg(СО₃)₂, мергели – кальций+ 20-50% глинистых минералов.

Известняки (СаСО₃) подразделяются на коралловые, водорослевые, известняки – ракушечники (из ракушек), мел (на 60-70% состоит из морских одноклеточных водорослей), известковые туфы (при осаждении из минеральных источников), оолитовые известняки, обломочные, кристаллически-зернистые (известняки, образовавшиеся за счёт перекристаллизации других типов известняков).

Доломиты [СаМg(СО₃)₂] – образуются при метасоматическом замещении известняков под воздействием подземных магнезиальных растворов и других процессов.

Мергели – тонкозернистые и однородные породы. Во влажном состоянии пластичны (мергели-натуралы используются для производства портланд–цемента).

Кремнистые породы – диатомиты (образованы из скелетов диатомовых водорослей), трепелы (из опаловых зёрен с примесью глин), опоки (похожи на трепелы, но более сцементированы), яшмы (очень плотные, сложены халцедоном и частично кварцем).

Сульфатные породы – гипсы и ангидриты.

Фосфатные породы – фосфориты – пластовые (состоят из фосфорита), зернистые и желваковые (из песчано-глинистых или глинисто-карбонатных пород с примесью зёрен фосфоритов).

Аллитовые породы (алюминиевые) – латериты и бокситы (гидроокислы алюминия и железа).

Железистые породы – бурые железняки.

Соли – галит (NаСl), сильвин (КСl), карналлит (КСlМgCl₂.6Н₂О).

Каустобиолиты - ископаемые угли (бурый уголь, каменный уголь содержание С –95%, антрацит-содержание С –93-98%) ,) и торф (соединения углерода или смеси углеводородов).

Сапропелиты образуются из остатков водорослей и животных организмов, накапливающихся на дне озёр.

Горючие сланцы – мергелистые породы с большим содержанием органического вещества, образуются из остатков водорослей. К ним относятся нефть и продукты её выветривания, озокерит и асфальт.

Группа пирокластических пород. Пирокластические горные породы образуются путём осаждения твёрдых продуктов вулканических извержений – вулканического пепла, песка, бомб, ляпиллей и выброшенных обломков пород.

Вулканические туфы и туфобрекчии содержат до 25% частиц песка, пыли и глины (осадочный материал). При увеличении количества осадочного материала породы называются туффитами (туфогеные брекчии, туфогенные песчаники). Характерна для этих пород шершавая поверхность, обусловленная остроугольной формой слагающих их обломков

Содержание

1. Минералогия. Общее понятие о минералах.

2. Процессы образования, классификация, состав и свойства.

3. Характеристика породообразующих минералов.

4. Первичные и вторичные минералы, их значение в почвообразовании.

5. Основы петрографии. Генетическая классификация горных пород.

6. Магматические, метаморфические и осадочные горные породы.

7. Условия образования и их роль в почвообразовании.

Вопросы 10-12

Динамическая геология как наука о геологических процессах

Динамическая геология - наука о геологических процессах, изменяющих состав, строение и лик Земли. Она исследует перемещение пород в земной коре, изучает все современные процессы, обуславливаемые энергией, возникающих в недрах земли, энергией Солнца, а также деятельностью человека.

Геологические процессы подразделяются на две большие группы: эндогенные (рождённые внутри) и экзогенные (извне рождённые).

К группе экзогенных процессов относятся: разрушение (выветривание) горных пород, снос (транспортировка) и последующее осаждение (седиментация) продуктов разрушения и выветривания (деятельность атмосферных и поверхностных вод, подземных вод, моря, ветра, ледников, животных, растений и человека).

К группе эндогенных процессов относят магматизм, метаморфизм, вулканизм, движения земной коры (землетрясение и горообразование).

Экзогенные геологические процессы начинаются с выветривания горных пород и заканчиваются осадконакоплением. Их связывают процессы смыва (сноса) и переноса (транспортировки) продуктов выветривания. В результате удаляются продукты разрушения горных пород, а на поверхность Земли обнажаются более свежие, ещё неразрушенные породы, которые становятся с этого времени объектами интенсивного выветривания.

Процессы, приводящие к обнажению горных пород путём сноса продуктов их разрушения, называются денудационными процессами или денудацией.

К ним относятся процессы выдувания и развеивания, смыва и размыва, выпахивания, абразия и другие.

Выдувание и развеивание продуктов разрушения горных пород производится ветрами, смыв размыв потоками дождевых, талых и подземных вод, выпахивание - движущимися ледниками, абразия - сбривание береговой полосы морским прибоем и отчасти прибрежными течениями.

Явление выветривания горных пород и денудации носят разрушительный характер: они разрушают горные породы, береговые склоны, возвышенности, горные сооружения.

Седиментация имеет созидательный характер. Однако, без явлений денудации, которые поставляют материал для образования осадков, седиментация была бы невозможна.

Явления выветривания и денудации приурочены к приподнятым участкам суши. Интенсивность этих процессов зависит от разности высотных отметок поверхности. По мере выравнивания поверхности длительность этих процессов постепенно угасает.

Осадконакопление приурочивается к пониженным участкам поверхности суши и происходит в основном в долинах рек, на дне морей и озёр. Скорость седиментации находится в прямой зависимости от продуктов выветривания. Повышение темпа осадконакопления всегда связано с усилением денудационных процессов, а понижение - их угасанием.

Результатом денудации и седиментации является постепенное выравнивание поверхности, а, следовательно, и постепенное угасание самих денудационных и седиментационных процессов. За прошедшие геологические эпохи должно было бы произойти выравнивание поверхности Земли, если бы экзогенным процессам не противостояли эндогенные геологические процессы, направленные в противоположную сторону.

Эндогенные процессы возобновляют различия в высотном положении отдельных зон и областей земной коры и тем самым стимулируют экзогенные геологические процессы.

Эти две группы процессов взаимосвязаны и могут существовать при протекании обоих. При экзогенных геологических процессах происходит глубочайшие изменения вещества земной коры, в результате чего образуются минералы и породы осадочного происхождения.

В настоящее время на целый ряд геологических процессов значительное влияние оказывает деятельность человека. Ускоряются такие процессы как водная и ветровая эрозия, абразия, выщелачивание пород. В связи с тем, что преобразующая деятельность охватывает значительную часть земной коры, выдвигается понятие о техносфере и техногенезе.

Техносфера это наружная оболочка Земли, связанная с технической деятельностью человека. Техногенез - это процессы, приводящие к возникновению новых образований на дневной поверхности (некоторые горные породы, формы рельефа).

Движения земной коры

Источником эндогенных процессов являются глубинные области Земли. Зарождаясь в верхней мантии, они постепенно или мгновенно распространяются на поверхностные зоны земной коры. Минеральные системы, порождаемые эндогенными процессами, отличаются более низким энергетическим уровнем, чем исходные (материнские), потому что эти процессы протекают по экзотермической схеме, т. е. всегда с выделением тепла. Это происходит при образовании магматических расплавов и при их кристаллизации, тектонических движениях и сопровождающих их землетрясений.

По экзотермальной схеме идёт метаморфизм осадочных пород.

Большинство эндогенных процессов сопровождается смещением (смешиванием) продуктов осадочной дифференциации земной коры. Это обусловлено высокими температурами в глубинных областях земной коры и с глубиной процесс смесимости веществ повышается.

В области метаморфических превращений эта смесимость выражается в образовании и усложнении твёрдых растворов - изоморфных смесей, а также усложнение состава и внутренней структуры минералов. Так при t=800^о уже невозможно разделить NaCl и KCl и ряда других элементов, в то время как в экзогенных условиях они образуются как самостоятельные минералы. Наибольшая смесимость веществ, происходит не в твёрдых растворах, а в жидких расплавах - магмах. Однако дальнейшая эволюция магматических расплавов сопровождается как явлением дифференциации вещества, так и ассимиляцией.

Между экзогенными и эндогенными превращениями вещества происходят процессы литификации (окаменения) осадочных пород. Они заключаются в обезвоживании первоначального ила и сильно гидратированных минералов, старении и перекристаллизации коллоидов, цементации осадка.

Перечисленные процессы подготавливают метаморфизм осадочных пород, который происходит под воздействием высоких температур и давлений на значительной глубине. Эти превращения начинаются с глубины 3-5 км и усиливаются с увеличением глубины.

Ниже зоны метаморфизма располагается зона ультраметаморфизма, где происходит частичное переплавление пород метаморфической толщи, внедрение магматических расплавов и летучих выделений в окружающие ещё нерасплавившиеся, но глубоко метаморфизированные толщи пород.

Дальнейшее развитие ультраметаморфизма приводит к появлению очагов магматических расплавов и последующему перемещению высокоподвижных магматических масс в земной коре.

Совокупность явлений магмообразования, миграции магматических расплавов и превращение их в магматические горные породы называется магматизмом.

Магматизм - сложный многостадийный процесс, при котором проявляются явления зарождения самой магмы, последующей её миграции в земной коре и образования магматических горных пород.

Магма, представляет огненно-жидкий расплав, состоящих из силикатов и всегда содержит летучие вещества - газы и пары воды.

Возникает магма путём переплавления на глубине горных пород или вещества мантии Земли. Магма находится на глубине в твёрдом состоянии, точнее в потенциально - жидком состоянии, несмотря на высокие температуры (1000-1200^оС). Это состояние поддерживается высоким давлением. При понижении давления или температуры вещество переходит в огненно-жидкое состояние.

Участки с только что возникшими магматическими расплавами называются первичными магматическими очагами. При перемещении магмы из первичных очагов в вышележащие толщи земной коры образуются вторичные очаги.

Магма, перемещаясь в толще земной коры, воздействует на окружающие горные породы высокой температурой, газами, парами воды, переплавляя и ассимилируя вещества этих пород, тем самым, изменяя их первоначальный состав.

Достигая поверхности Земли, магма теряет значительную часть газов и приобретает большую подвижность, превращаясь в лаву. Магма при миграции непрерывно меняет свой состав.

Магматизм проявляется в двух формах: а) в форме эффузивного магматизма. б) в форме интрузивного магматизма. При интрузивном магматизме магма лишь внедряется в толщу земной коры, но не пробивается на поверхность, а застывает на глубине, превращаясь в интрузивные (глубинные) горные породы.

Главными отличительными признаками их являются полнокристаллическое строение и залегание интрузивных тел в виде жил, даек, батолитов, лакколитов, силл и т. д.

При эффузивном магматизме магматические массы пробиваются через всю толщу земной коры и изливаются на поверхность. Этот процесс называется вулканизмом. На поверхности излившиеся массы быстро застывают и превращаются в эффузивные (излившиеся) магматические породы. Главными отличительными особенностями их являются стекловатое или неполнокристаллическое строение и залегают в виде покровов и потоков.

Вулканизм - природный процесс, позволяющий познакомиться со сложнейшими, глубинными явлениями, выбросом на поверхность лав, газов и растворов и кристаллизацией силикатного расплава.

Из расплавленных очагов магмы образующихся вследствие скопления в породах радиоактивных элементов и сложных физико-химических процессов, по трещинам и каналам происходит излияние этих масс на поверхность. Аппаратом вулканического извержения чаще всего является канал или жерло. Вследствие многократных извержений возникают вулканы - горы конической формы с кратером в вершине и подводящим каналом (вулканической трубкой). Эти горы различной высоты (Везувий, Ключевая сопка). Кратер - это воронкообразный выводной канал.

Помимо конических гор, расположенных обычно вблизи моря, существуют трещинные вулканы, в результате деятельности которых возникают лавовые покровы.

Вулканы подразделяются на действующие и недействующие. Число действующих доходит до 600, недействующих до 1500-2000. Современные вулканы расположены на земном шаре в зонах, приуроченных к подвижным участкам земной коры, называемым геосинклиналями

Первая зона - Тихоокеанское огненное кольцо .обрамляющее Тихий океан, Алеутские острова, Камчатский полуостров, Курильские, Филлипинские, Молуккские и Малайские острова, Новую Гвинею, Новую Зеландию, Антарктиду, далее горные цепи Тихоокеанского побережья, Южной, Центральной и Северной Америки. Линейно-кольцевое расположение вулканов в данной зоне не случайно. Здесь происходит величайшая зона разлома земной коры, отделяющая впадину Тихого океана от окружающих её континентальных массивов земной коры.

Вторая зона - Индо-Европейская зона, охватывающая Среднеземноморье и острова Юго-Восточной Азии. Сюда относятся вулканы: Везувий (близ Непала), Стромболи и Вулкано (Липарские острова), Этна (Сицилия), вулканы Греческого архипелага, Малой Азии, Кавказа.

Особую группу составляют Тихоокеанские вулканы, приуроченные к зонам разлома центральных частей Тихого океана: вулканы Гавайских, Ново- Британских, Соломоновых, Фиджи, Самоа, Таити и Маркеуских островов.

Третья зона - Атлантическая меридиальная полоса, расположенная вдоль восточного побережья Атлантического океана и приурочена к приподнятой части и сопровождающим её зона разлома дна Атлантического океана. Сюда относятся вулканы Исландии, Азорских островов и Канарских, Зелёного мыса, Вознесения, Святой Елены и другие.

К особой группе относятся вулканы Абиссинии и более южных областей, составляющих Восточно-Африканский вулканический пояс и приуроченные к гигантским разломам древних материков (Центральная Африка) и по дну океанов.

При трещинных излияниях в геологическом прошлом образовались знаменитые базальтовые покровы плоскогорья Декан (Индия), Южной Африки, Южной Америки, Сибири, на Армянском нагорье. Современные трещинные излияния известны только в Исландии (вулкан Лаки).

В извержении вулкана выделяется несколько фаз: первая – начинается землетрясение в районе вулкана и происходит выброс газа из кратера; вторая – основная – происходит излияние лавы; третья – поствулканическая – излияние лавы прекращается, происходит выделение газов и паров воды. Продуктами извержения вулканов являются лава (расплавленная часть), газы и твёрдые вещества.

Лава – в зависимости от температуры (от 1000 до 1200^о) она бывает жидкой или тягучей. При застывании жидкой лавы возникает покров волнистой лавы, Из вязкой лавы образуется глыбовый лавовый покров, в котором глыбы нагромождаются друг на друга при изливании новых порций лавовых излияний. При подводном излиянии возникает подушковая лава из округлых образований.

Главной составной частью вулканических газов являются пары воды, избыток и конденсация которых в атмосфере вызывает ливневые дожди. Кроме воды, в состав газов входят: CO₂, NH₃, SO₃, H₂S, NH₄Cl, N₂, H₃PO₃, HF, Cl, FeCl₂, HCl и другие.

Твёрдые продукты образуются из лавы путём распыления её прорвавшимися вулканическими газами, при этом образуются большие массы вулканического пепла, вулканического песка, ляпиллей, вулканических бомб. Осаждаясь, они образуют мощные толщи твёрдых образований, которые впоследствии цементируясь, образуют вулканокластические породы – вулканические туфы, вулканические конгломераты. К твёрдым продуктам извержения относятся также обломки и глыбы пород, оторванных от стенок вулкана, из них образуются вулканические брекчии.

В зависимости от внешней формы вулкана, его деятельности, продуктов извержения выделяют пять типов вулканических извержений:

1) гавайский щитовидный тип – лава очень жидкая (базальтовая), извержения происходят без выделения газа, пепла и вулканических бомб;

2) стромболианский тип – лава жидкая, но обогащённая газами, при извержении часты взрывы;

3) тип Вулкано – лава вязкая, тягучая, быстро застывает, извержения сопровождаются сильными взрывами;

4) пелейский тип – лава очень вязкая, застывает в виде куполов, закупоривая канал;

5) тип Каратау – взрывной, с выбросами пепла, кусков пемзы и жидкой грязи.

После прекращения активной деятельности вулканы вступают в поствулканическую стадию своего развития, для которой характерно выделение вулканических газов (фумаролл) из трещин на склоне или у основания вулканической горы и появлению в последствии горячих источников (терм). В начале температура в них более 500^оС, в составе преобладает Cl и F; со временем они сменяются газовыми струями H₂S и SO₃ – сольфатары; в последнюю стадию температура около 100^оС и углекислые струи – мофетты. Периодически действующие горячие источники – гейзеры. С их деятельностью связано образование кремнистых и известковых туфов.

Тектонические движения земной коры. Движения (перемещение) вещества Земли, приводящее к изменению формы залегания горных пород, обусловленные действием внутренних сил и частично силы тяжести, называются тектоническими движениями.

Подвижность земной коры зависит от характера тектонических структур, из которых наиболее крупными являются платформы и геосинклинали. Платформы – это относительно устойчивые, жёсткие и малоподвижные структуры. Они характеризуются выровненными формами рельефа и являются кристаллическим фундаментом, над которым залегает толща ненарушенных осадочных пород. Геосинклинали – это подвижные участки земной коры и располагаются между платформами, представляя собой как бы подвижные их сочленения. Для них характерны разнообразные тектонические движения, вулканизм, сейсмические явления. Здесь накапливаются мощные толщи осадочных пород.

Выделяют два типа тектонических движений:

1) колебательные или эпейрогенические - медленные и незаметные поднятия и опускания отдельных участков земной коры, приводящие к образованию крупных поднятий и прогибов;

2) горообразовательные (дислокационные) движения: складчатые, обуславливающие смятие горизонтальных слоёв земной коры в складки; разрывные, сопровождающиеся разрывами сплошности слоёв и массивов горных пород.

Причины, вызывающие эти движения, многочисленны: вращение Земли, силы тяжести, тепло, образующееся при радиоактивном распаде, силы сжатия и растяжения. Они подразделяются на две группы: 1) вертикальные, направленные сверху или снизу, вызывающие растяжения слоёв и приводящие к возникновению трещин, разломов; 2) боковые, тангенциальные, направленные горизонтально и создающие сложные складки – надвиги. В обоих случаях может происходить внедрение магмы и излияние лавы.

Горообразовательные движения вызывают резкое изменение залегания горных пород – приводит к их смятию, изгибу, иногда к возникновению складок и гор.

Различают: складки изгиба – формируются при скольжении двух изгибающихся слоёв; складки скалывания – возникают вследствие перемещения материала по поверхности скалывания; складки нагнетания – образуются в результате течения горных пород, способных к пластичным деформациям - это складчатые деформации.

По положению к осевой плоскости различают прямые, косые, наклонные, лежачие и опрокинутые складки. Складки, обращённые выпуклостью кверху, имеющие форму дуги или вала, называются

синклинальными. К ним приурочены залежи газа, нефти. Складки, обращённые выпуклостью книзу, называются антиклинальными. К ним приурочены напорные артезианские воды

Разрывные движения - смещение горных пород с разрывом слоёв по вертикали, опусканием или поднятием отдельных слоёв – называется сбросом; другие разновидности – грабеном (сбросовая впадина – котловина оз. Байкал), горстом (структурная форма, у которой центральная часть выдвинута кверху), надвигом (нарушение при надвигании одного пласта на другой под углом 60^о или меньше 45^о). Величина перемещения слоёв относительно друг друга называется амплитудой нарушения.

Колебательные движения представляют собой медленные вертикальные движения земной коры, которые заключаются в поднятиях и опусканиях и часто приводят к образованию континентов.

Выделяют следующие виды колебательных движений:

1) колебательные, прошедших геологических периодов;

2)новейшие, имевшие место неоген-четвертичное время – длительность около 25 млн. лет;

3)современные, происходящие в историческую эпоху, т.е. за последние 6…7 тыс. лет (неотектоника).

Интенсивные опускания суши наблюдаются в Нидерландах (2,5…3 мм/год), ФРГ (2 мм/год), Предкавказье (3…5 мм/год); поднятия – в Скандинавии (Швеция - 3…4 мм/год), Финляндии (10 мм/год), Украинский кристаллический щит (10 мм/год), в Москве (3,7 мм/год), в Санкт-Петербурге (3,6 мм/год). Известны участки с попеременными поднятиями и опусканиями суши: Неаполитанский залив (более 12,5 мм/год), оз. Байкал (с 1880 года западный берег озера опустился на 40…50 см, восточный поднялся на 12 см). При 9-балльном землетрясении Байкал опустился на 15 м.

С колебательными движениями земной коры связано частое перераспределение суши и моря и перемещение береговой линии. Геологическая деятельность больших водных бассейнов слагается из трёх основных процессов: разрушения побережий, переноса осадков и их отложения. Разрушение берегов морским прибоем и проникновения моря на сушу, способствует её разрушению. Разрушение берегов усиливается при повышении уровня моря и понижении берега.

Процесс продвижения моря вглубь суши называется трансгрессией моря, т. е. наступление моря на сушу.

При отступлении моря и обнажении морских осадков происходит сокращение площади Мирового океана. Это процесс называется регрессией.

При трансгрессии береговая линия перемещается вглубь континента и прежние мелководные и прибрежные участки моря оказываются удалёнными от берега и здесь поверх ранее отложившихся грубых осадков одной фации будут накапливаться осадки более тонкие другой фации. То есть на галечник, отлагается песок, затем глины и известняки.

При регрессии наоборот – известняки, глины, пески и галечник.

В результате трансгрессии на поверхности суши образуется область эпиконтинентальных морей и полоса материкового шельфа (мелководье). На участках погружения поверхности суши под уровень моря часто происходит затопление речных долин, возвышенностей и других неровностей местности.

Затопленные в таких условиях устья рек называется на севере губами (Обская губа) на юге - лиманами (Днепровские лиманы). При погружении суши с сильно пересечённым рельефом появляются подводные каньоны, подводные горные сооружения и некоторые другие формы рельефа.

При регрессии эпиконтинентальных морей с их ровным абрадированным дном образуются обширные низменности, слегка покатые в сторону моря, подобные Западно-Сибирской низменности. Если море отступает, то на береговой равнине появляется ряд плоских, расположенных один под другим уступов. Они представляют собой волноприбойные морские террасы.

Складчатые движения выводят пласты осадочных горных пород из горизонтального положения и придают им наклон или сминают в складки (складчатые дислокации). При этом разрыва сплошности пластов (слоёв) не происходит. Основными формами складчатых дислокаций являются: моноклиналь, флексура, антиклиналь и синклиналь.

Моноклиналь – самая простая форма нарушения первоначального залегания пород, при этом слои наклонены в одну сторону. Флексура – коленоподобная складка, образующаяся при смещении одной части пород относительно другой без разрыва сплошности. Антиклиналь – складка, обращённая вершиной вверх, синклиналь – складка, обращённая вершиной вниз.

Разрывные движения - происходит разрыв сплошности пластов и разорванные их части смещаются относительно друг друга по плоскости разрыва, образуя сбросы, взбросы, грабены, горсты и надвиги.

Сейсмические явления проявляются в виде упругих колебаний земной коры и активно проявляются в районах геосинклиналей, где действуют современные горообразовательные процессы.

Землетрясения – это сотрясение земной коры, происходящее от тектонических, вулканических, денудационных причин, а также при различных взрывах в горах и атомных.

Колебания эти могут происходить как на суше (землетрясения, так и на море (моретрясения) – часто возникают высокие волны цунами, разрушающие приморскую часть суши.

Вулканические землетрясения связаны со сжатием газов в жерлах вулканов и приурочены к районам их распространения.

Денудационные землетрясения имеют местное значение и возникают при провалах пород, а также вследствие горных обвалов.

Тектонические землетрясения – наиболее разрушительные. Возникают в результатах тектонических процессов, вызывающих разрыв сплошности горных пород, вследствие чего силы упругости превышают предел прочности, в результате происходит сотрясение почвы, сопровождаемые вулканическими и денудационными процессами.

Землетрясения приурочены к наиболее подвижным участкам земной коры - геосинклинальным и складчатым системам. Большинство землетрясений (92%) происходит в областях молодых складчатых гор и вблизи глубоких океанских впадин, а также в районах интенсивной вулканической деятельности и приурочено к зонам разломов. Области, где землетрясения происходят часто, называются сейсмическими, где редко – асейсмическими. Сила землетрясений измеряется в баллах.

Существует двенадцати - бальная шкала и уже при шести баллах начинаются разрушения. Участок, где накапливается сейсмическая энергия и происходит разрыв породы, называется гипоцентром; проекция гипоцентра на поверхность Земли называется эпицентром.

Моретрясения возникают в глубоких океанических впадинах. Быстрые поднятия и опускания дна океанов вызывают смещение крупных масс горных пород и на поверхности океана порождают пологие волны (цунами) с расстоянием между гребнями до 150 км и очень небольшой высотой. При подходе к берегу вместе с подъёмом дна и сужением берегов в бухтах высота волн увеличивается до 15…20 и даже до 40 м.

Цунами перемещаются на расстояния в сотни и тысячи километров со скоростью 500…800 и более 1000 км/. По мере уменьшения глубины моря крутизна волн резко возрастает, и они со страшной силой обрушиваются на берега, вызывая разрушение сооружений и гибель людей.

Земная кора представляет собой физически неоднородную среду, поэтому объёмные деформации вещества протекают неравномерно, что создает очаги напряжений, усиливающих неустойчивость этой среды.

В условиях земной коры и подкоркового субстрата источники объёмных напряжений и физическая неоднородность среды носят региональный, иногда и общепланетарный характер. Возникающие при этом деформации так же носят региональный или планетарный характер и создают поля тектонических напряжений и деформации.

Тектонические движения земной коры противостоят выравниванию земной поверхности и постоянно порождают основное условие для развития экзогенных процессов - различное высотное положение чистой суши и дна моря. Благодаря тектоническим деформациям земной коры происходит миграция магматических расплавов, так же явление метаморфизма горных пород.

Тектонические процессы считаются и действительно являются ведущими геологическими процессами, хотя сами они являются интегральным результатом объёмных напряжений земной коры и подкоркового субстрата, неизбежно возникающих при геологических превращениях вещества этих оболочек. В результате длительно развивающегося взаимодействия двух противоположных сил: эндогенных и экзогенных процессов, создаётся рельеф земной коры.

Рельеф поверхности земной коры

Рельеф - совокупность форм земной поверхности (возвышений, равнин, углублений) различных по очертаниям, размерам, происхождению, возрасту и истории развития. Формы земной поверхности очень динамичны, находятся в состоянии непрерывного изменения и превращения, что приводит к уничтожению старых форм рельефа и возникновению новых. Основными факторами, управляющими процессами рельефообразования, являются тектонические движения (эндогенные) земной коры и климат (экзогенные). В соответствии с деятельностью этих факторов все формы рельефа подразделяются на эндогенные (планетарные, тектонические и вулканические) и экзогенные (денудационные – выработанные и аккумулятивные).

Рельеф оказывает значительное влияние на процессы почвообразования, так как с ним связано перераспределение тепла и влаги на земной поверхности, поверхностных и грунтовых вод, отложений рыхлых наносов и передвижение воздушных масс.

В зависимости от преобладающего фактора рельефообразования выделяют две большие группы форм рельефа: 1 – обусловленные деятельностью эндогенных сил, т.е. тектоническими движениями земной коры (колебательные и горообразовательные); 2 – обусловленные деятельностью экзогенных сил на поверхности земли, т.е. процессами выветривания, текучими водами, ветром, деятельностью живых организмов (эрозионные и аккумулятивные формы).

И.П. Герасимов предложил разделить формы земной поверхности на три категории (общая генетическая классификация). По характеру тектонических движений и рельефу структур земной коры выделяют геоструктуры – материковые выступы и океанические впадины и морфоструктуры – горные поднятия, впадины и равнины; по проявлению экзогенных процессов – элементы морфоструктуры.

В геоморфологии различают элементы и формы рельефа. Элементы составляют формы рельефа. К элементам относятся поверхности, линии и точки. Форму рельефа образуют поверхности. Они бывают горизонтальные, наклонные, выпуклые, вогнутые и сложные. При пересечении поверхностей образуются линии (водораздельная – разделяет поверхностный сток двух противоположных склонов, водосливная – образуется при пересечении двух поверхностей склонов и проходит по дну долин, балок, оврагов и т.д., подошвенная – ограничивает основания склонов различных форм рельефа, бровка – линия, по которой происходит резкая смена крутизны склона, т.е. резкий перегиб склона). К характерным точкам рельефа относят вершинные (наибольшая высота на данном участке местности), перевальные (дно понижений гребней хребтов), устьевые (устья рек) и донные (наиболее низкая точка понижений рельефа).

Формы рельефа слагается из положительных (выпуклых) и отрицательных (вогнутых) сочетаний элементов рельефа. Самыми крупными формами являются тектонические (горные хребты, равнины, морские понижения), образующие основной и постоянный облик рельефа земной поверхности. Эрозионные (речные долины, овраги и пр.) и аккумулятивные (речные террасы, дюны, барханы и т.д.) формы имеют значительно меньшие размеры и непостоянны во времени.

К положительным формам рельефа относятся: нагорье (обширная возвышенность, состоящая из системы горных хребтов и вершин – Памир); горный кряж (невысокий горный хребет с пологими склонами с плоской вершиной – Донецкий кряж); горный хребет (вытянутая возвышенность с относительной высотой более 200 м с крутыми, нередко скалистыми склонами); гора (изолированная возвышенность с крутыми склонами, с относительной высотой более 200 м); плоскогорье (нагорная равнина с плоскими вершинами и хорошо выраженными склонами, обширная по площади); плато (приподнятая равнина, ограниченная хорошо выраженными, нередко обрывистыми склонами); гряда (узкая вытянутая возвышенность с плоскими вершинами и крутизной склонов более 20⁰); увал (вытянутая возвышенность значительной длины с пологими склонами и плоскими вершинными поверхностями); холм (обособленная куполообразная или коническая возвышенность с пологими склонами и относительной высотой менее 200 м); курган (искусственный холм); бугор (изолированная куполообразная возвышенность с резко выраженной подошвенной линией с плоскими вершинами с крутизной склонов не более 25⁰); конус выноса (невысокая возвышенность в устье русла водотоков имеющая вид усечённого конуса со слабо выпуклыми пологими склонами).

К отрицательным формам рельефа относятся: котловина (понижение значительной глубины с крутыми склонами); впадина (неглубокие понижения с пологими склонами); долина (вытянутое углубление, имеющее уклон в одном направлении, со склонами различной крутизны и формы – террасы, оползни, промоины др.); балка (вытянутое углубление значительной длины с задернованными или покрытыми растительностью пологими склонами); овраг (вытянутое углубление с крутыми и местами отвесными обнажёнными склонами); промоина (небольшое вытянутое мелкое углубление, имеющее стрёх сторон крутые незадернованные склоны); лощина или ложбина стока (вытянутое углубление с пологими склонами, покрытыми растительностью, глубиной в несколько метров).

Размеры форм рельефа могут быть различной величины, от нескольких сантиметров до десятков и сотен тысяч квадратных километров.

Для классификации форм рельефа широко используется их количественные характеристики – высота, размер и т.д. и называется классификация – морфометрической.

Выделяют следующие формы рельефа:

1) планетарные (величайшие) формы – материки и впадины океанов – измеряются миллионами квадратных километров. Разница в абсолютных отметках между относительно близко расположенными положительными и отрицательными формами рельефа достигает 2500…6500 м и более, максимальная – 20000 м.

2) крупнейшие (мега-) формы - возвышенности (Приволжская), котловины (Бразильская) занимают площади десятки и сотни тысяч квадратных километров. Разница в абсолютных отметках колеблется в пределах 500…4000 м, но может достигать иногда 11000 м.

3) крупные (макро-) формы – горные хребты, горные массивы, большие долины, озёрные впадины крупных водоёмов (Ладожское, Онежское озёра), характеризуется десятками, сотнями, реже тысячами квадратных километров. Разница в абсолютных отметках колеблется в пределах 200…2000 м.

4) средние (мезо-) формы - холмы, бугры, курганы, гребни, уступы, террасы в долинах и озёр, гряды невысоких возвышенностей, балки, короткие и неглубокие овраги, большие карстовые воронки, ложбины и т.д. Характеризуется значительным протяжением, до нескольких десятков километров, измеряется сотнями, тысячами, реже сотнями тысяч квадратных километров. Разница абсолютных отметок достигает 200…300 м.

5) мелкие (микро-) формы – прирусловые валы в долинах рек, мелкие барханы, конусы выноса оврагов, балок, карстовые воронки, суффозионные впадины, занимают сравнительно небольшие участки в несколько квадратных метров, реже в несколько десятков или сотен квадратных метров. Разница абсолютных отметок достигает 2…200 м.

6) очень мелкие (нано -) формы – микропонижения и микроповышения (кочки, рытвины, мелкие промоины). Разница абсолютных отметок исчисляется дециметрами и редко достигает 1…2 м.

7) мельчайшие формы размером до нескольких сантиметров по высоте и по площади (песчаная рябь, борозды на полях и т.п.).

Одним их главных рельефообразующих факторов является эрозия – размыв и смыв горных пород и почв, перенос и аккумуляция разрушенного материала. Эрозия и аккумуляция два взаимосвязанных процесса, вызываемые постоянными и временными водотоками.

Определённые сочетания форм рельефа, закономерно повторяющиеся на обширных пространствах поверхности земной коры, имеющих сходные происхождение, геологическое строение и историю развития называются комплексами или типами рельефа. Выделяют равнинный, холмистый и горный рельеф.

Холмистый рельеф – это переходный тип между равнинным и горным, представлен холмами с относительными высотами не более 200 м и понижениями в виде ложбин и котловин.

Равнина – тип рельефа, который отличается малыми колебаниями высот, не выходящих за пределы 200м. Они бывают отрицательные, лежащие ниже уровня моря (депрессии, впадины); низменные, в пределах от 0 до 200 м над уровнем моря; возвышенные с отметками от 200 до 500 м; нагорные, свыше 500 м.

Горный рельеф представляет собой крупные с относительной высотой более 200 м возвышенности (горы, хребты) и понижения (долины, впадины и котловины).

Наиболее распространённым морфогенетическим типом рельефа равнинных и горных территорий является - эрозионно-аккумулятивный.

Денудационно-аккумулятивные процессы в зависимости от положения базиса эрозии образуют:

1) овражно-балочный рельеф, основные формы которого овраги и балки, разделённые выпуклыми водоразделами; характерен для равнинно-возвышенных участков степной и лесостепной зон. Разновидностью овражно-балочного рельефа в предгорных районах горных систем является адырный тип (адыры – холмисто-увалистые предгорья сильно расчленённые оврагами с сухими руслами).

2) флювиальный рельеф, сюда относится долинный - речная долина; основные элементы рельефа – днище (русло и пойма), склоны, состоящие из речных террас и коренной берег и долинно-балочный – долины рек с разветвлённой системой балок , не имеющих постоянного водотока. Рельеф волнисто-холмистый.

3) гляциальный рельеф, создан при продвижении ледника. Формы ледникового рельефа – штриховка, борозды на породах, ледниковые ворота, столы, котлы, грибы.

Совокупность форм рельефа, состоящих из различных впадин, многочисленных гряд – валов, котловин между ними, крупных валунов, «курчавых скал», «бараньих лбов» называют ледниковым ландшафтом.

4) подземноводный рельеф связан с деятельностью подземных вод; сюда относится карстовый тип рельефа, возникает при проявлении химических процессов в растворимых водой горных породах: известняке, меле, гипсе, доломите, мергеле, каменной соли и т.д. Представлен следующими формами: карстовые воронки, колодцы, пещеры, карры, долины, поля, подземные карстовые реки.

Сиффузионный тип рельефа образуется при выносе мелких минеральных частиц и растворённых веществ водой. Формы – замкнутые неглубокие понижения (1-4 м), иногда заполнены водой. Типичен западинно-низменный ландшафт для лесостепной, степной и полупустынной природных зон.

Оползневый тип рельефа формируется на равнинных и горных территориях при скользящем смещении горных пород вниз по склону под влиянием силы тяжести (оползни).

5) рельеф, обусловленный многолетней (вечной) мерзлотой, при проявлении криогенных явлений: выпучивание дисперсных грунтов и образование ледяных бугров, пучение, наледи, полигонально-зональные структуры и т. д. При выпучивании каменного материала образуются ландшафты каменных россыпей» и «каменных морей».

Солифлюкционный рельеф образуется при пластично-вязком или вязком течении грунтовых масс на склонах в слоях сезонного промерзания или сезонного оттаивания. Формы – солифлюкционные уступы и целые солифлюкционные террасы.

6) аридные формы рельефа – (эоловый тип обусловлен деятельностью ветра) – барханы, барханные цепи, бугристые (барханные) пески (косы, гребни), грядовые пески, кучевые пески, солончаковые пески, дюны.

7) сыртовой рельеф. Водоразделы расчленены неглубокими понижениями, долинами.

8) рельеф грив, характеризуется узкими пологими возвышенностями эрозионного происхождения.

9) делювиальные плащи, конусы выноса. Развиты в предгорных и горных районах, образуются в нижних частях склонов гор и их подножий скоплением рыхлого обломочного материала в устьевой части потоков при выходе их из гор на предгорные равнины.

10) техногенный рельеф – рельеф, созданный человеком. Формы – отвалы, терриконы, насыпи, дамбы, огромные котлованы, выемки, ирригационные отложения.

11) вулканогенный рельеф – горные цепи конического строения, лавовые потоки, плащи пепла.

Совокупность различных форм рельефа формирует определённый ландшафт: ледниковый, пойменный, друмлинный (друмлины – холмы продолговато-овального очертания длиной до 25 км, высотой 5…25 м, шириной 100…150 м).

Природный географический ландшафт – генетически относительно однородный участок территории (по характеру рельефа, почвенно-климатических условий, вод и биоценоза), состоящий из взаимодействующих природных компонентов и подверженный определённым воздействиям со стороны человека.

Ландшафтнообразующие факторы – геологическое строение, рельеф, климат, почвы, воды и другие природные компоненты, принимающие участие в формировании конкретного ландшафта.

Каждый ландшафт имеет свой индивидуальный внешний облик и внутреннюю структуру, образуемую прямыми и обратными взаимосвязями и взаимодействиями между ландшафтнообразующими природными компонентами. Он имеет конкретное положение на земной поверхности и границы, развитие в пространстве и времени, определяемое изменениями в соотношении массы и энергетического баланса.

Кроме индивидуальных особенностей выделяются типологические (общие) особенности, черты сходства, повторяющиеся в различных ландшафтах. Это даёт возможность объединить их в классы, типы, виды и т.д. В типологическом понимании ландшафты – относительно однородная территория или местность определённого характера (пустынный тип ландшафта). Ландшафт в типологическом значении понимается, изучается и классифицируется по его строению и свойствам независимо от границ распространения.

Новая глобальная тектоника плит. Долгое время считалось, что твёрдая земная кора плавает на подстилающем расплавленном веществе. Исследования глубоких недр упругими сейсмическими волнами показали, что под земной корой вещество находится в твёрдом состоянии до границы с ядром Земли. Американский учёный Джозеф Баррел предположил, что в мантии существует слой разогретых и сравнительно пластичных пород.

Этот слой астеносфера - хороший проводник сейсмических волн и электрических токов. Более твёрдые породы, залегающие над астеносферой, образуют литосферу (толщина 300-400 км под континентами и до 90 км под океанами).

Литосфера как бы плавает на астеносфере: при этом поднимается, опускается и скользит в горизонтальном направлении относительно нижней мантии и ядра Земли. Земная кора как составная часть литосферы участвует во всех этих движениях.

Каменная оболочка Земли не представляет единого целого, а расколота на части, называемые литосферными плитами.

В настоящее время в верхней оболочке Земли выделяют семь крупных плит: Тихоокеанская, Евразийская, Индо-Австралийская, Антарктическая, Африканская, Северо- и Южноамериканские; семь плит среднего размера, например Аравийская, Наска, Кокос и др. В пределах крупных плит иногда выделяют самостоятельные плиты или блоки средних размеров и множество мелких. Все плиты перемещаются друг относительно друга, поэтому их границы четко маркируются зонами повышенной сейсмичности.

В целом выделяют три вида перемещения плит:

1) раздвижение с образованием рифтов, когда плиты расходятся, удаляются друг от друга, идёт разрядка глубинных напряжений при образовании очагов землетрясений, в них происходит растяжение. На поверхности появляются расщелины - рифты. Эти границы тянутся вдоль подводных срединно-океанических хребтов, их называют дивергентными, т. е. дающие движение в двух расходящихся направлениях;

2) сжатие или надвиг (подныривание) одной плиты на другую, т.е. когда литосферные плиты сходятся, и в очагах землетрясений происходит чаще всего сжатие. Такие границы называются конвергентными, поскольку они образуются в результате встречного движения. Эти границы выражены в рельефе высокими горами, глубоководными желобами, островными дугами и расположены, главным образом, вокруг Тихого океана.

3) скольжение или сдвиг плит друг относительно друга - это третий, дополнительный вид границ, когда прямые разломы, вдоль которых одна литосферная плита как бы скользит, сдвигается горизонтально относительно другой. Их называют трансформными разломами, поскольку, сдвигая плиту, они переносят движение от одной активной зоны к другой. В очагах землетрясений происходит скол пород, т. е. их сдвиг параллельно разлому.

Все эти перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Процесс пододвигания океанической плиты под континентальную называют субдукцией (например, Тихоокеанская «подныривает» под Евразийскую в районе Японской островной дуги), а процесс надвигания океанической на континентальную плиту — абдукцией. В древности такой процесс столкновения континентов (коллизия) привел к закрытию океана Тетис и возникновению Альпийско-Гималайского горного пояса.

Использование теоремы Эйлера по перемещению литосферных плит на поверхности геоида с привлечением данных космических и геофизических наблюдений позволило рассчитать (Дж. Минстер) скорость удаления Австралии от Антарктиды — 7 см/год, Южной Америки от Африки —4 см/год; Северной Америки от Европы —2,3 см/ год;

Красное море расширяется на 1,5 см в год, а Индостан сталкивается с Евразией со скоростью 5 см в год. Несмотря на то, что глобальная теория тектоники плит является обоснованной и математически и физически, многие геологические вопросы еще до конца не изучены; это, например, проблемы внутриплитной тектоники: при детальном изучении оказывается, что литосферные плиты отнюдь не абсолютно жесткие, недоформируемые и монолитные, согласно работ ряда ученых, из недр Земли поднимаются мощные потоки мантийного вещества, способного прогреть, проплавить и деформировать литосферную плиту (Дж. Вилсон). Значительный вклад в разработку наиболее современной тектонической теории внесли такие российские ученые, как В.Е. Хаин, П.И. Кропоткин, А.В. Пейве, О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков и др.

В их внутренних частях землетрясений проходит мало, это сравнительно спокойные области. Землетрясения возникают на границах плит, что говорит о том, что здесь накапливаются напряжения, происходит смещение одной плиты относительно другой. Литосферные плиты различаются не только размером, но и толщиной.

Тихоокеанская плита, которая подстилает западную часть океана, образовалась целиком из тонкой океанической литосферы. Большинство плит в одной своей части образованы океанической, а в другой - континентальной литосферой.

Южно-Американская плита - одна часть это континент, а другая её часть находится на дне Южной Атлантики.

Чем больше толстой континентальной литосферы, тем меньше подвижность плиты. Главный источник движения находится под литосферой, где происходит круговое движение - циркуляция или конвенция мантийного вещества под действием тепловых или иных эффектов.

Если конвективные кольца сходятся в восходящий поток, литосфера приподнимается и раздвигается в стороны. Образуются срединно-океанические хребты с их расщелинами - рифтами, где по трещинам изливается базальтовые лавы. Под поверхностью дна магма, заполнившая такую трещину, застывает и превращается в кристаллическую горную породу.

По мере заполнения веществом трещины, образовавшейся при расхождении срединно-океанического хребта, образуется новая океаническая кора, разрастается морское дно, его спрединг (развёртывание, расстилание).

Так как размер земного шара не изменяется, постоянен, то по мере разрастания морского дна, должно где-то происходить сжатие земной коры. Это происходит в тех местах, где потоки мантийного вещества встречаются, а затем направляются вниз, т. е. океаническая литосфера сначала пододвигается под встречную плиту и затягивается мантийными потоками на глубину, а потом при высоких давлениях она уплотняется и начинает сама погружаться, «тонуть» в вязкой астеносфере, опускаясь на поверхность нижней мантии. Такое пододвигание, погружение и поглощение литосферы называют субдукцией.

На дне океана, где литосфера погружается в мантию, образуются глубоководные желоба. Самый глубокий Марианский в Тихом океане (глубина 11 км). Рядом с желобами обычно выстраивается цепь действующих вулканов.

Итак, литосферные плиты движутся от срединно-океанических хребтов, где разрастается океаническая литосфера, к глубоководным желобам, где она уходит на глубину и там поглощается.

Вместе с океанической литосферой движутся континенты. При их столкновении происходит нагромождения высочайших гор (Гималаи, Памир, Альпы).

Размещение зон спрединга (растяжение) и субдукции (пододвигания), а значит, и движение литосферных плит зависят от общих для всей Земли глобальных процессов. В последние 200 млн. лет (мезозой и кайнозой в геологическом летоисчислении) в движении литосферных плит господствует распад суперконтинента Пангея и центробежное перемещение его частей. Раскрылись Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый океан, они продолжают разрастаться в наши дни.

Содержание

1. Динамическая геология.

2. Эндогенные и экзогенные процессы в земной коре.

3. Сейсмические явления, вулканизм.

4. Трансгрессия и регрессия суши и моря.

5. Общее понятие о рельефе и ландшафтах.

6. Новая глобальная тектоника плит.

Вопросы 13-17

Лекция 4. Выветривание горных пород.

1. Выветривание горных пород.

2. Осадочные горные породы, их особенности и свойства.

3. Физическое, химическое и биологическое выветривание.

4. Продукты выветривания, их перемещение и формы отложений.

5. Зоны и типы коры выветривания.

6. Стадийность выветривания.

В верхней части земной коры, где горные породы находятся в условиях тесного взаимодействия с атмосферой, гидросферой и биосферой, они претерпевают значительные изменения в своём составе и состоянии. Преобладающее большинство горных пород создано в специфических термодинамических условиях - в глубине Земли, в зоне активности магмы и процессов метаморфизма или же на дне моря. Попадая на земную поверхность, они оказываются в новой физико-химической обстановке, становятся неустойчивыми и под влиянием различных факторов начинают разрушаться.

Процессы механического разрушения и химического разложения минералов и горных пород, вызванных действием колебаний температуры, воды, кислорода, углекислоты, жизнедеятельностью организмов - высших и низших растений, животных и человека называется выветриванием.

Главными агентами выветривания являются:

1) солнечная радиация, поглощаемая и накопляемая на Земле, колебания температуры, нагревание и охлаждение;

2) вода с растворенными в ней химическими элементами, проникающая в кору из атмосферы при её круговороте на Земле;

3) кислород и углекислота воздуха, образующаяся при биохимических и минералогических процессах;

4) растительные и животные организмы.

Особая роль принадлежит антропогенному фактору, т.е. деятельности человека.

Под воздействием агентов выветривания в одних случаях происходит разрушение горной породы на обломки различной величины или на отдельные составляющие её минералы. В других же случаях под влиянием ряда химических агентов наблюдается коренное изменение минералов и горных пород с появлением совершенно новых, отличных от первичных минералов.

Результатом процессов выветривания является изменение лика Земли в течение многих миллионов лет за счёт сглаживания форм рельефа и создания скоплений рыхлых горных пород.

Эти породы имеют большое практическое значение, поскольку служат основанием для различных сооружений, часто содержат полезные ископаемые или являются подпочвой, на которой формируется почва. Это осадочные горные породы. Выветривание подготавливает породы к образованию почвы и составляет важную часть процесса её формирования. Этот процесс определяет скважность, водопроницаемость, поглотительную способность пород.

Только под совместным и одновременным воздействием выветривания и почвообразования горная порода превращается в почву. Сам процесс выветривания не способствует аккумуляции в породах элементов питания растений: N, Р₂О₅, К₂О и др., а наоборот происходит вымывание соединений калия, фосфора, азота и только в процессе почвообразования создаётся особое свойство - плодородие, превращающее бесплодную горную породу в почву.

В зависимости от воздействующих факторов на горную породу различают физическое, химическое и биогенное выветривание. Процессы выветривания оказывают значительное влияние на образование осадочных пород. Осадочные породы более стойки, чем другие горные породы, и не разрушаются под воздействием климатических факторов. Осадочные горные пород слагают верхнюю часть литосферы и как бы покрывают поверхность суши. Мощность их колеблется в широких пределах: от нескольких метров до километров.

В общем составе земной коры осадочные породы не играют существенной роли, зато на поверхности Земли они занимают 70-75% всей площади. Для осадочных пород характерны такие свойства как слоистое сложение, пористость. Они могут находиться в рыхлом состоянии (пески) и быть сцементированными. В осадочных породах имеются остатки животных и растительных организмов.

По сравнению с изверженными породами в осадочных породах больше окисного железа (Fe₂О₃), чем закисного (FeО), преобладание калия над натрием, повышенное содержание воды, углекислоты и углерода. Минералы осадочных горных пород устойчивы на поверхности Земли и не переходят в другие формы под воздействие климатических факторов. Ряд минералов характерны только для осадочных пород и не встречаются в изверженных горных породах (гипс, каменная соль, глинистые минералы).

Отдельные минералы концентрируются в осадочных горных породах и дают начало мономинеральным породам (известняки, гипс, фосфориты, бокситы).

Состав и свойства их зависят от климатических условиях. Для пустынь характерно преобладание обломочных пород (пески, песчаники, соли замкнутых водоёмов). Для влажного тропического климата типичны накопления латерита и краснозёма.

Основной их особенностью является то, что они служат основным материалом для образования различных видов почв. В результате процессов выветривания образуются следующие группы осадочных пород:

1) группа обломочных пород;

2) группа глинистых пород;

3) группа химико-органогенных пород.

Физическое выветривание вызывается разнообразными причинами, однако решающая роль принадлежит факторам, вызывающим механическое движение частиц породы. В одних случаях движение частей происходит внутри самой горной породы без участия внешнего механически действующего агента.

Сюда относится изменение объёма составных частей породы под воздействием суточных и сезонных колебаний температуры воздуха. Такое явление называется температурным выветриванием. Оно обусловлено тем, что различные минералы, составляющие горную породу, обладают различными теплофизическими свойствами.

Под воздействием колебаний температуры происходит неравномерный нагрев и охлаждение горных пород, а минеральные зёрна, слагающие породу, испытывают попеременно то расширение, то сжатие. Поскольку коэффициенты объёмного теплового расширения у минералов неодинаковые, то при колебании температуры они испытывают различные по величине объёмные деформации.

Вследствие этого на контакте минеральных зёрен возникают температурные напряжения, под действием которых порода растрескивается. Температурные напряжения возникают и в мономинеральных породах, что связано с анизотропностью теплофизических свойств.

На интенсивность процесса температурного выветривания влияют различия в окраске горных пород. Горные породы, состоящие из минералов различной окраски, нагреваются на солнцепёке с различной скоростью и распадаются более интенсивно, чем горные породы с монотипной окраской.

На скорость выветривания оказывает влияние величина минеральных зёрен. Крупнозернистые породы разрушаются быстрее, чем мелкозернистые.

При температурном выветривании главное значение имеют суточные колебания температуры; именно они дают максимальный эффект.

Физическое выветривание обычно начинается со вскрытия и расширения уже имеющихся в горной породе микротрещин. В дальнейшем происходит распад горной породы на отдельные обломки, минеральные зёрна (дресву) и частицы песка и пыли (дезинтеграция).

Скорость и характер физического выветривания зависят от климатических условий и ряда свойств горной породы и составляющих её минералов.

С повышением континентальности климата, т. е. с увеличением амплитуд суточных и сезонных колебаний температуры и снижением влажности воздуха возрастает скорость физического выветривания.

Наиболее интенсивно оно протекает в сухих (аридных) климатических областях, особенно в пустынях.

Дневное нагревание после холодной ночи вызывает в этих условиях интенсивное шелушение обнаженной горной породы - десквамацию. Последующее охлаждение приводит к её растрескиванию. В жарких, но влажных климатических условиях, физическое выветривание усиливается ливневыми (обильными) дождями, выпадающими нередко на раскалённую поверхность обнаженных горных пород. При высыхании горной породы на сонцепеке наблюдается интенсивное растрескивание и щелушение.

Температурное выветривание интенсивно протекает на крутых склонах высоких гор, что связано с большей прозрачностью воздуха и инсоляцией, чем в соседних низменностях.

Образующие обломки горных пород легко удаляются со склонов в силу своей тяжести, вследствие чего поверхность склонов остается обнаженной и подвергается дальнейшему разрушению. Таким путем у подножий склонов и нижней их части накапливаются каменные осыпи, достигающие значительной мощности и распространения, местами образуются сплошные каменные развалки.

Обломочный материал, полученный в результате разрушения коренных пород, переместившийся вниз по уклону под влиянием силы тяжести и отложенный у подножий склонов, называется коллювием. Процесс разрушения горных пород и перемещение продуктов разрушения в пониженные участки называется денудацией. К денудационным процессам относятся также разрушительная деятельность рек, моря, ветра и др. экзогенных факторов, т. е. совокупность процессов разрушения и сноса.

Механическое выветривание - представляет собой явление, при котором разрушение горных пород происходит под механическим воздействием посторонних агентов - замерзающей воды, корней растений, кристаллизацией солей. Особенно сильным и быстрым разрушителем горных пород является вода. При попадании в трещины и поры вода при замерзании увеличивается в объёме на 10-11%, производя при этом огромное давление на стенки трещин (сотни кг на 1см²). При этом легко преодолевается сопротивление горных пород на разрыв и они раскалываются на отдельные обломки. Это явление называется «морозным выветриванием». Для протекания этого процесса необходимо:1) наличие пор и трещин, 2) наличие воды, 3)соответствующие температурные условия.

Наиболее интенсивно этот процесс протекает, когда наблюдаются частые колебания температуры около точки замерзания воды: в высоких полярных и субполярных широтах, а также в горных районах, преимущественно выше снеговой линии. Здесь нередко встречаются огромные пространства, сплошь покрытые обломками горных пород различных размеров - «каменные моря», «каменные потоки» как результат морозного выветривания.

Разрушение горной породы происходит также при кристаллизации солей в капиллярных трещинах. Это явление наблюдается в условиях сухого климата, где днем при сильном нагревании солнцем влага, находящаяся в капиллярных трещинах, подтягивается к поверхности и испаряется, а соли содержащиеся в ней кристаллизуются. Под давлением растущих кристаллов капиллярные трещины расширяются, увеличиваются в размерах, что приводит к нарушению монолитности горной породы и её разрушению.

Разрушающее механическое действие на горные породы производит корневая система деревьев. По мере разрастания дерева увеличиваются в размерах и его корни. Они давят с большой силой на стенки трещин и раздвигают их как клинья, чем вызывают раскалывание массивов пород на отдельные глыбы и обломки. Отмершие корни растений, набухая от дождей, также расширяют трещины. Участие растений в разрушении горных пород наблюдается во всех климатических зонах. Большую механическую работу производят роющие животные (хомяки, суслики), насыпая холмики высотой 0,3-0,5м на поверхности.

Из всех свойств и особенностей горных пород, влияющих на скорость физического выветривания, наибольшее значение имеют:

1) Минералогический состав. Полиминеральные горные породы разрушаются легче, чем мономинеральные. Это объясняется тем, что различные минералы нагреваются и охлаждаются с различной скоростью, при этом расширяясь и сжимаясь на различную величину в зависимости от коэффициента теплового расширения, теплоёмкости, теплопроводности и других теплофизических свойств. Особенно интенсивно выветриваются горные породы, имеющие в своём составе минералы с резко выраженной анизотропией указанных теплофизических свойств.

2) Строение горной породы. Плотносложенные породы мелкозернистого строения более стойки против физического выветривания, чем породы пористые, рыхлосложенные крупнозернистые или неравномернозернистые. В случае порфирового строения (кристаллы заключены в стекловатую основу) выветривание идёт быстрее, если порфировые выделения крупные и медленнее, когда они мельче.

3) Сложение горных пород. Породы массивного сложения более стойки против выветривания. Сланцеватость (расслоение на тонкие пластинки) и плойчатость (мелкая складчатость, размер складок измеряется мм) облегчают физическое выветривание.

4) Трещиноватость. С повышением трещиноватости скорость выветривания горных пород резко возрастает. Скорость выветривания монолитных пород минимальна.

5) Водно-физические свойства горной породы. Влагоёмкость и водоотдача играют большую роль в процессах физического выветривания. Породы с высокой влагоёмкостью, но со слабой водоотдачей подвержены интенсивной десквамации (шелушению) и морозному выветриванию.

Химическое выветривание есть результат взаимодействия горных пород наружной части литосферы с химически активными элементами атмосферы, гидросферы и биосферы.

Процессы физического и химического выветривания протекают одновременно. Наибольшей химической активностью отмечаются: кислород, вода, углекислота и органические кислоты. С воздействием этих веществ на горные породы связано в основном химическое выветривание.

Процессы, протекающие при химическом выветривании, подразделяются на следующие типы: 1) окисления 2) гидратации 3) растворения 4) гидролиза.

Окисление минералов и горных пород в природной обстановке происходит при наличии свободного кислорода в присутствии воды.

В атмосфере около 21% свободного кислорода, а в воздухе - растворяющемся в воде, около 30-35%. Свободный кислород атмосферы и растворённого в воде воздуха являются чрезвычайно активным химическим реагентом. Наиболее интенсивно процессы окисления протекают в отношении элементов, различной валентности (Fe²⁺ → Fe³⁺). Окислению подвержены многие минералы и, прежде всего сульфиды и органические вещества.

При окислении сульфидов образуются кислородные соединения (сульфаты, карбонаты, гидроокислы). Сам процесс окисления имеет многостадийный характер.

Все минералы, содержащие в своём составе закисные формы железа (авгит, роговая обманка, оливин) в условиях поверхности Земли быстро окисляются и покрываются бурой коркой.

Химическое выветривание, связанное с окислением, определяется границей распространения свободного кислорода, т.е. «кислородной поверхностью» и количественным содержанием кислорода или кислородным потенциалом данной среды, который зависит от характера горных пород, их пористости, трещиноватости, от глубины залегания и циркуляции воды и газов.

Кислородная поверхность определяет характер протекающих процессов, т.е. выше неё идут преимущественно процессы окисления, ниже – процессы восстановления. Глубина её залегания различна, иногда она совпадает с поверхностью Земли (в районах развития торфяников или вечной мерзлоты) или достигает глубины 1000 м и более.

Глубина залегания кислородной поверхности зависит от пересечённости местности, вещественного состава и проницаемости горных пород, глубины залегания подземных вод.

Гидратация – явление поглощения минералами воды. При гидратации молекулы воды входят в структуру минерала и могут быть из него удалены при полном его разрушении (t = 400^оС).

Вследствие вхождения воды в структуру минерала происходит перестройка кристаллической структуры и увеличение первоначального объёма. Поэтому при явлениях гидратации возникают весьма значительные напряжения и деформации, сопровождающиеся развитием интенсивной трещиноватости горных пород.

В природных условиях явление гидратации наблюдается при переходе ангидрита в гипс, в результате чего возникли некоторые месторождения гипса.

CaSO₄ + 2H₂O = CaSO₄ * 2H₂O

При гидратации происходит сочетание химического выветривания, приводящего к образованию новых, более устойчивых в поверхностной зоне минералов, и механического, связанного с увеличением объёма, вошедших в реакцию масс.

Fe₂O₃ + nH₂O (гематит) = Fe₂O₃ * nH₂O (лимонит – во влажном климате)

В жарком климате, благодаря интенсивному прогреванию солнцем и испарению влаги, вода легко отнимается от окислов железа и они легко переходят в минералы, лишённые воды – процесс дегидратации.

Продукты коры выветривания характеризуются красной окраской, быстро твердеют при высыхании. Образуется латеритная кора выветривания.

Карбонатизация представляет собой процесс присоединения углекислоты к продуктам изменения горных пород, приводящий к образованию карбонатов Ca, Fe, Mg и других металлов. Подавляющее большинство карбонатов растворимо в воде и выносятся из коры выветривания в подстилающие породы, переотлагаются, образуя стяжения (конкреции), или в грунтовые воды.

В стране с сухим климатом большая часть карбонатов остаётся в коре выветривания в тонкораспылённом виде. Такая карбонатная кора выветривания состоит из глин, суглинков и супесей, сильно вскипающих с соляной кислотой.

Восстановление является процессом, обратным окислению и заключается в потере веществом части или всего содержащегося в нём химически связанного кислорода. Этот процесс развит в условиях болот, когда все поры пород и покрывающих их рыхлый слой заполнены водой, в которую поступает много органического вещества за счёт отмирания болотной растительности. Все они являются сильными восстановителями, так как легко соединяются с кислородом при своём разложении, используя его из воды и минералов.

В результате окись железа Fe₂O₃ переходит в закись FeO, гидраты которой имеют зеленоватый цвет. Образующаяся сизая глинистая масса, подстилающая торфяники, называется глеем, а процесс его образования – оглеением. Таким путём происходит образование минералов, лишённых кислорода (пирит, марказит).

Растворение. При растворении минеральное вещество переходит в раствор и затем может быть вновь выделено из раствора. Растворимость минералов зависит от свойств растворителя и свойств самих минералов.

Природные воды, циркулирующие в толщах горных пород, являются их активными растворителями. Растворяющая способность природных вод зависит от диссоциации молекул воды на ионы Н⁺ и ОН^-.

Водородный ион воды является главным агентом химического выветривания. Чем больше диссоциированы молекулы воды и соответственно, чем выше концентрация водородных ионов рН, тем выше химическая активность воды.

Концентрация Н⁺ увеличивается с повышением температуры и содержания в воде свободной углекислоты. Повышение температуры от 0 до 30^оС увеличивает концентрацию Н⁺ почти в 2 раза, а при насыщении воды углекислотой концентрация Н⁺ увеличивается в 300 и более раз. Поэтому особо высокой растворяющей способностью обладают высокотемпературные подземные воды, насыщенные углекислотой. Растворяющая способность подземных вод увеличивается при появлении в их составе сильных кислот (H₂SO₄, HF).

Все минералы земной коры в той или иной степени растворимы в воде. По степени растворимости различают легкорастворимые минералы (каменная и калийная соли, гипс и др.), растворимые (кальцит, доломит) и слаборастворимые (силикаты).

Процессы полного растворения минералов в воде наблюдаются в соленосных толщах, гипсах, известняках, доломитах и в меньшей степени в мергелях. С этими породами связано образование карстовых полостей и пустот. Интенсивность растворения горных пород зависит не только от растворимости составляющих её минералов, но и от свойств породы – трещиноватости, структуры и текстуры. Скорость растворения горных пород повышается с увеличением скорости циркуляции подземных вод.

Гидролиз - сложный процесс, заключающийся в разложении минералов и удалении отдельных элементов. Гидролиз характерен для сильных оснований и слабых кислот. К ним относятся силикаты и алюмосиликаты. В ходе гидролиза кристаллическая решетка минерала перестраивается в зависимости от состава образующих её ионов и может оказаться даже полностью разрушенной.

Гидролиз, как и другие процессы химического выветривания, носит многостадийный характер. Полевые шпаты при воздействии на них воды и углекислоты разлагаются по следующей схеме:

Так протекает процесс разложения и других алюмосиликатов. Характерным при этом является полное вытеснение катионов К, Nа, Са, которые при взаимодействии с водой образуют истиные растворы карбонатов и бикарбонатов, уносимых поверхностными водами с места их образования.

Кремнезём при распаде первичного минерала частично вытесняется углекислотой и переходит в раствор; при этом часть растворённого кремнезёма уносится реками (до11%). Подавляющая часть его переходит в коллоидное состояние и оседает на месте в виде геля водного кремнезёма - опала, часть SiО₂ остаётся ещё прочно связанной в каолине. Таким путём в результате процессов выветривания магматических и метаморфических пород, богатых алюмосиликатами (граниты, гнейсы) образовались месторождения каолина. Каолин в условиях земной поверхности - минерал достаточно устойчивый. В жарких, но влажных климатических условиях, происходит дальнейшее разложение каолина на гидроокись алюминия (составная часть боксита) и кремнезём.

Гидролиз железомагнезиальных силикатов (оливин, пироксен, амфиболы) протекает более интенсивно, чем алюмосиликатов. Двухвалентное железо этих минералов переходит из закисной формы в окисную и, в конечном счёте, в свободные гидроокислы железа (лимонит) Fe₂О₃ * nН₂О. Кремнезём выходит в виде опала и частично выносится с образующимися бикарбонатами Са и Мg.

Промежуточные минералы в условиях влажного, но умеренно тёплого климата достаточно устойчивы и образуют месторождения.

Накопление конечных продуктов гидролиза железомагнезиальных силикатов (водных окислов Al, Fe, Si) наблюдается в жарких климатических зонах тропиков и субтропиков.

Биогенное выветривание. Разрушение горных пород организмами осуществляется физическим или химическим путём. Процессы выветривания, связанные с жизнедеятельностью растений и животных, определяются, прежде всего, количеством организмов в различных зонах. Количество их достигает максимума в верхних частях гидросферы и на границе литосферы и атмосферы, уменьшаясь в вертикальном направлении довольно быстро.

Первыми поселенцами обнажённых горных пород являются бактерии и синезелёные водоросли. Разрушая горные породы, они подготавливают почву для микроорганизмов - диатомовых водорослей и простейших грибков. Вслед за ними появляются лишайники и мхи, и, наконец, высшие растения и сопутствующий им животный мир.

Разрушение горных пород происходит под влиянием органических кислот, выделяющихся при жизнедеятельности организмов, а также под действием продуктов распада остатков растений и животных. Одновременно с этим происходит захват различных минеральных элементов горной породы как питательных веществ: К, Са, SiO₂, Мg, Nа, Р, S, Аl, Fe и других.

Большое значение имеет производство организмами газообразных веществ: О и СО₂, разрушительное действие которых было отмечено выше.

Значительная масса кислорода выделяется земной растительностью в процессе фотосинтеза органического вещества (углеводов). Растения также выделяют и углекислый газ в процессе дыхания, а также при горении органического вещества.

В результате выветривания горных пород при участии живых организмов и биохимических процессов происходит формирование почвенного слоя. Последний состоит из минеральных частиц (глины, пыли, песка, щебня), органических веществ (гумуса), живых организмов (главным образом бактерий и грибков), почвенной влаги и воздуха.

Процессы выветривания приводят к накоплению рыхлых щебенистых, песчаных и глинистых масс - продуктов выветривания горных пород.

Продукты выветривания подразделяются на две группы: 1)подвижные, которые уносятся с места разрушения 2)остаточные, которые остаются на месте разрушения.

Подвижные продукты под влиянием силы тяжести и денудационных процессов удаляются со склонов и накапливаются у подножий - каменные особи и каменистые развалки.

Остаточные, или несмещённые, продукты выветривания представляют собой один из видов континентальных образований, и называется элювием.

Элювий состоит из плохо отсортированных смесей щебня, дресвы, песка и тонких пылевато-глинистых масс. В горных областях, где имеются плоские горизонтальные поверхности, продукты выветривания накапливаются в них в виде крупных обломков, камня, щебня, дресвы, песка и более мелкого дресвяного материала, которые носят название элювиальных россыпей.

Ландшафты беспорядочного нагромождения глыб получили название «каменных морей». Области обнажённых горизонтально лежащих пластов, образующих террасообразные поверхности с вертикальными уступами между ними носят название каменистых пустынь (в Сахаре их называют гаммады). На краю уступов пласты расчленены на останцы конусовидной формы. Понижения между останцами покрыты россыпями каменных глыб и щебнем.

Процессы выветривания протекают неравномерно в разных горных породах. Легко разрушающиеся участки пород быстро осыпаются, разрыхленные продукты выносятся ветром и текучей водой, в результате чего поверхность приобретает неровную форму. Плотные, трудно выветривающие участки породы сохраняются в виде выступов, на месте легко выветривающихся образуются впадины. В результате возникает очень характерная скульптура поверхности выхода пород, получившая название форм выветривания. Такими формами являются различные выступы, карнизы, столбы, останцы грибовидной формы, арки, островерхие скалы или скалы причудливых контуров в виде сфинксов.

Процессы выветривания зависят, в первую очередь от климатического фактора, который обуславливает физико-географическую зональность продуктов выветривания элювий и почва горных пород.

Для северных (полярных и приполярных) стран наиболее характерны продукты температурного и морозного выветривания – элювиальные россыпи.

Для северных широт с умеренно климатическими условиями свойственен элювий, состоящий из смеси щебня, дресвы, песка и пыли.

В условиях средних широт алюмосиликаты каолинизируются. При разложении железомагнезиальных силикатов образуются нередко промышленные скопления промежуточных продуктов выветривания бейделлитовых, монтмориллонитовых и других глин.

Натриевые алюмосиликаты (альбит нефелин) в результате гидролиза превращаются в цеолиты.

В условиях жаркого и тёплого климата, со сменой сухих и дождливых сезонов, силикаты и алюмосиликаты разлагаются с постепенным выносом кремнезёма и щелочных земель и гидратацией окислов Fe и Al. В результате возникает латеритная кора выветривания, характеризующаяся скоплением в элювии больших масс гидроокисей железа и алюминия.

В аридных (засушливых) условиях преобладает температурное выветривание, продуктами которого являются скопления обломочного материала – каменные развалы, щебень, песок и пыль.

Географическая зональность процессов и продуктов выветривания отчётливо прослеживается на почвенном покрове. При продвижении с севера на юг наблюдается последовательная смена тундровых почв подзолами, а последних чернозёмами, каштановыми почвами, солончаками и солонцами (средняя зона) и, наконец, краснозёмом (тропики и субтропики).

Толща горных пород земной коры, в которой горные породы и минералы в различной степени изменены процессами выветривания, образует кору выветривания.

В настоящее время под корой выветривания понимают наружную подпочвенную часть литосферы в пределах континентов, где происходит перераспределение химических элементов в соответствии с местными ландшафтно-геохимическими условиями.

Мощность коры выветривания различна и колеблется в пределах от долей метра до 100 и более метров, что зависит от: 1) климатических условий, 2) рельефа, 3) характера интенсивности и длительности процессов выветривания, 4)состава горных пород, подвергающихся разрушению.

Наибольшей мощностью кора выветривания обладает в тропиках и субтропиках на поверхности магматических пород, т.е. там, где имеет место сочетания высоких температур с большим количеством влаги, обеспечивающее произрастание пышной растительности, являющейся поставщиком свободного кислорода и углекислоты.

Процессы выветривания в значительной степени обусловлены климатом, что приводит в условиях засушливого климата к накоплению растворимых продуктов, а во влажном климате - к их выщелачиванию. Поэтому на земном шаре образуются разные типы коры выветривания, отличающиеся по минералогическому составу.

Различают два основных типа коры выветривания:

- сиаллитную, распространённую в регионах с умеренно влажным климатом; для неё характерно образование глинистых минералов, преимущественно монтмориллонитовой группы и гидрослюд, сохранение наиболее устойчивых первичных минералов; сиаллитные (SiO₂:R₂O₃ > 2,5) c подразделением на сиаллитные и феррсиаллитные; для последних характерно суженое отношение SiO₂ : R₂O₃.

- аллитную, формирующуюся в условиях влажного субтропического и тропического климата, для которой характерно господство вторичных минералов группы гидроокисей железа и алюминия, почти полное разрушение первичных минералов (кроме кварца), вынос оснований и кремнезёма; в составе глинистых минералов преобладают каолинит и галлуазит; аллитные (SiO₂:R₂O₃ < 2,5) с подразделением на аллитные (Al₂O₃ резко преобладает над Fe₂O₃); ферралитные (Al₂O₃ преобладает над Fe₂O₃) и ферритные (Fe₂O₃ преобладает над SiO₂ и Al₂O₃ не только в илистой фракции, но и в коре в целом).

Совокупность остаточных продуктов выветривания различных по составу элювиальных образований в верхнем слое литосферы называется остаточной (элювиальной) корой выветривания. Перемещённые водой, ветром, льдом продукты выветривания формируют аккумулятивные коры выветривания.

Б.Б. Полынов выделяет кору выветривания – ту часть литосферы, которая сложена рыхлыми остаточными продуктами, и зону выветривания – ту часть литосферы, в которой существуют условия для выветривания и действуют агенты выветривания (атмосферный воздух, вода, разрушающие горные породы).

По признаку преобладания процесса выветривания различают физический и химический тип коры выветривания. Первый характерен для арктических и пустынных областей с преимущественным развитием осадочных горных пород. Химический тип - более свойственен областям избыточного увлажнения, особенно для тропических и субтропических зон с преимущественным развитием магматических горных пород.

По времени образования различают современную и древнюю кору выветривания. Древняя кора выветривания сохраняется только в погребённом состоянии под толщей более молодых напластований (район Курской магнитной аномалии).

А.Е. Ферсман выделил четыре геохимические зоны выветривания: 1) арктическую, 2)умеренную, 3) пустынную, 4) субтропическую и тропическую

Вследствие изменений условий выветривания с глубиной наблюдается вертикальная зональность коры выветривания. Отдельные зоны коры выветривания отличаются друг от друга по степени раздробленности (физической выветрелости) и химического разложения горных пород. Горные породы, характеризующиеся различной степенью выветрелости, образуют профиль коры выветривания.

Состав элювия бывает различным в зависимости от стадии выветривания. Б.Б. Полынов и И.И.Гинзбург и другие показали, что выветривание носит стадийный характер, и каждой стадии соответствуют свои продукты выветривания. Стадийность процессов выветривания особенно отчётливо выражена у магматических пород.

Б.Б. Полынов выделил четыре основных стадии выветривания:

1) обломочную, 2) сиаллитную обызвесткованную, 3) кислую сиалитную, 4) аллитную.

Первая или обломочная стадия характеризуется преобладанием физического выветривания, в результате которой накапливаются обломки горных пород разной величины. Изменение минералогического состава в этой стадии наблюдается или оно очень слабо выражено.

Такой тип элювия распространён в молодых горных странах, в полярных странах и пустынях. В районах с влажным и тёплым климатом эта стадия является кратковременной, и процесс химического выветривания преобладает над физическим, приводя к изменению минералогического состава.

Вторая стадия выветривания, сиалитная (Si и Al) обызвесткованная, представляет собой начальную стадию химического выветривания, при которой начинается расщепление алюмосиликатов и силикатов с выносом катионов. Щелочные и щелочноземельные металлы в растворах обуславливают щелочную реакцию среды.

В этих условиях образуются промежуточные глинистые минералы группы монтмориллонита, а частью и гидрослюды.

В этой стадии в коре выветривания накапливается соль СаСО₃, возникающая при взаимодействии Са с углекислотой почвенных и грунтовых растворов. Элювий, обогащённый известью, называется обызвесткованным элювием и чаще всего встречается в условиях сухого континентального климата при выходе на поверхность метаморфических пород.

Третья, кислая сиалитная, стадия характеризуется дальнейшим выносом катионов, частичным выносом SiО₂ и сменой щелочных условий кислыми. Промежуточные минералы, например, минералы группы монтмориллонита и гидрослюды, возникающие при второй стадии разрушаются.

В этих условиях возникают новые глинистые минералы из группы каолинита. Большая часть кальция, поступающего в раствор, выносится из коры выветривания, и в материале элювия магматических пород накоплений СаСО₃ не наблюдается. Подобные процессы выноса СаСО₃ и частично SiО₂ быстрее всего протекают в условиях влажного и тёплого климата, где выпадает большое количество атмосферных осадков, интенсивно промывающих кору выветривания.

В этих условиях вторая стадия является кратковременной и выраженной неярко.

Четвёртая, аллитная стадия характеризуется дальнейшим разложением глинистых минералов. При этом происходит образование простейших, наиболее устойчивых на поверхности соединений - водных окислов Fe, Al, Si, представляющих собой типичные коллоидные минералы (составная часть бокситов, бурый железняк, опал).

Элювий этой стадии выветривания называется аллитным, что связано с большим скоплением в нём гидроокисей алюминия. Наибольшее распространение и мощность его наблюдается во влажном и жарком климате тропиков и субтропиков. В этих условиях элювий имеет ярко-красную окраску, что связано с наличием гидроокисей железа и называется латеритом.

Процессы выветривания в различных климатических зонах протекают различно по длительности и по результатам. В пустынных областях процесс выветривания ограничивается преимущественно обломочной стадией, иногда второй - сиаллитно-обезвесткованной.

Во влажном субтропическом климате он достигает последней, аллитной стадии.

Значение процессов выветривания состоит в том, что при выветривании горных пород:

а) происходит механическая дезинтеграция (механический распад) и химическое разложение горных пород. В результате образуются мелко,- и тонкораздробленные продукты выветривания (пески, глины) и растворы (истиные и коллоидные);

б) вместе с механической дезинтеграцией резко повышается активность вещества горных пород – способность вступать в химическое и физико-химическое взаимодействие с окружающей средой (химические реакции окисления, гидратации, сорбции, гидролиза и т.д.);

в) возрастает подвижность вещества горных пород и. следовательно, способность перемещаться, мигрировать. Продукты выветривания перемещаются различными способами (ветром, текучими водами, диффузионно и т.д.) и в различном состоянии: в виде взвесей, во влекомом состоянии, в виде истиных и коллоидных растворов.

Последующее накопление и осаждение образует толщу осадочных пород, т.е. выветривание является основным поставщиком обломочного материала и растворённых веществ. В них часто заключены разнообразные и ценные месторождения железа, марганца, золота, платины, кассерита, алмаза и др. Сами осадочные горные породы являются строительным материалом (глины) и химическим сырьём (калийная соль, гипс).

Продукты выветривания, остающиеся на месте (элювий), образуют месторождения каолинов, бокситов, никелевых и марганцевых руд и т.д. По составу элювия можно восстановить процесс изменения горных пород, различные стадии выветривания, климатические условия, в которых происходило выветривание.

г) вызывают изменения физического состояния горных пород и показателей их механической прочности. Выветрелые горные породы имеют пониженные показатели механической прочности и поэтому слабо устойчивы в обнажениях подземных горных выработок, в откосах карьеров, но они легко разрабатываются.

д) выступают в качестве фактора рельефообразования. При этом в общей направленности процесса, ведущего к уплощению и выравниванию рельефа, значительная роль отводится фактору времени. Чем длительнее период протекания процессов выветривания и сноса продуктов разрушения, тем больший достигается эффект

Вопросы18-19

Лекция 5. Геологическая деятельность ледников,

текучих вод, ветра, морей и озёр

1. Сущность процессов.

2. Типичные формы рельефа.

3.Характеристика отложений.

4.Ветровая и водная эрозия и меры борьбы с ней.

Геологическая роль ледника огромна и обусловлена его движением. Ледники производят значительную разрушительную и созидательную работу. Благодаря их деятельности видоизменяется рельеф земной поверхности, перемещается значительное количество обломочного материала, и накапливаются разнообразные осадки.

На протяжении последних 500…600тыс. лет на территории Европы насчитывают несколько больших оледенений. Ледники надвигались из района Скандинавии. В четвертичный период на территории Русской равнине в течение последних 240 тыс. лет было четыре оледенения: окское, днепровское с московской стадией, калининское, осташковское.

Наиболее значительным считают днепровское оледенение, когда ледники Скандинавии достигли широты Среднего Дона. Расчёты показывают, что последние ледники оставили окрестности Санкт-Петербурга 12…16 тыс. лет назад. Существенное оледенение наблюдалось в Сибири и других районах. Каждая ледниковая эпоха связана с определённым участком земной поверхности.

В настоящее время льды занимают около 16 млн. км² или 10% поверхности суши, 98,5% ледниковой поверхности приходится на полярные области и лишь 1,5% - на высокие горы. Ледники образуются в полярных странах и высокогорных районах независимо от географической широты местности вследствие накопления снегового покрова зимой. В летнее время этот снеговой покров стаивает не полностью, он пропитывается водой и уплотняется.

Нижняя граница снегового покрова или уровень, ниже которого снег летом стаивает, выше сохраняется, называется снеговой линией, или снеговой границей. Снеговая граница не остаётся постоянной, а колеблется во времени с изменением климатических условий. По мере накопления мощных долго сохраняющихся снегов происходит их сложное преобразование, связанное с воздействием солнца, с сублимацией, с увеличивающимся давлением.

Вследствие этих процессов рыхлый снег превращается сначала в более компактную массу – в зернистый снег или фирн, который превращается в белый фирновый лёд, а затем в чистый прозрачный голубой глетчерный лёд, составляющий основное тело ледников (фирновое поле - обширные пологовогнутые заснеженные котловины). Одной из характерной особенности ледников является - способность к течению (движению). Это движение носит характер пластичного течения и скольжения по своему ложу.

Скорость движения возрастает пропорционально уклону ложа и массе льда.

Различают три типа ледников: горные, плоскогорий и материковые.

Горные ледники образуются высоко в горах и располагаются либо на вершинах, либо в ущельях, впадинах, различных углублениях. Лёд образуется за счёт перекристаллизации снега. Он обладает способностью к пластическому течению, образуя потоки в форме языков. Горные ледники спускаются по горным долинам, их движение ограничивается высотой, где солнечного тепла достаточно для таяния льда (для Кавказа - высота на западе 2700 м, на востоке – 3600 м). Скорость движения в зависимости от места нахождения колеблется от 0,03…0,35 м/сут (Кавказ) до 1…4 м/сут (Памир). Фирновое поле этих ледников питает или один ледяной поток или несколько.

Ледники плоскогорий образуются в горах с плоскими вершинами. Лёд залегает нераздельной сплошной массой. От него по ущельям спускаются ледники в виде языков. Такого типа ледник располагается сейчас на Скандинавском полуострове.

Материковые ледники имеют покровный характер и большую мощность, распространены в Гренландии. Шпицбергене, Антарктиде и других местах, где сейчас протекает современная эпоха оледенений. В Антарктиде слой льда достигает 4200 м, В Гренландии – более 2400 м и скорость его движения в сторону океана составляет 4…38 м/сут. Лёд расползается во все стороны по уклонам местности. Подходя к морю, он опускается в него, движется в прибрежной части морского дна, разламывается, всплывает, образуя айсберги.

Ледники являются мощной силой, производящей снос, перемещение и отложение продуктов разрушения горных пород, а также истирание и выпахивание поверхности Земли, шлифование ложа, по которому они движутся, создавая при этом котловины, борозды, рытвины.

В условиях горных ледников продукты разрушения горных вершин и утёсов падают на фирн или же ледник в виде глыб и мелкообломочного песчано–глинистого материала. Весь этот материал вместе с материалом, содранным ледником с ложа, уносится вниз, где он откладывается в виде морены.

Грубообломочный материал при этом округляется, шлифуется и покрывается царапинками, превращаясь, таким образом, в валуны. Валуны – обязательные составные части морен.

Среди двигающегося моренного материала различают морены: поверхностные (боковые и срединные), внутренние и донные. Отложившийся материал называют береговой и конечной мореной.

Береговые морены представляют собой валы обломочного материала, расположенные вдоль склонов ледниковых долин. Конечные морены образуются на переднем крае ледника, где происходит его полное таяние и остаётся заключённый в нём обломочный материал.

Донная морена – отлагается на ложе ледника и прессуется движущимся ледником, поэтому она плотная, иногда рассланцована.

Боковые морены скапливаются по бокам ледника за счёт материала скатывающегося с окружающих горных склонов.

При слиянии двух ледников из боковых морен образуется – срединная морена.

Из донной, внутренней и поверхностной морен, образуются основная морена. В областях распространения основных морен формируются различные по рельефу участки, выровненные (равнинный моренный рельеф) и холмистые (холмисто-моренный рельеф).

В горных районах боковые и срединные морены при таянии льда образуют вдоль долины, выраженные в рельефе продольные валы.

Помимо неправильных хаотически разбросанных холмов существуют формы, отличающиеся определённой правильностью расположения, и называются они друмлинами. Состоят из плотной глины и валунов.

Особенностью ледниковых морен, отличающих их от других континентальных отложений, являются: 1) неоднородность состава 2) отсутствие сортировки обломочного материала 3) отсутствие слоистости.

Моренные отложения представляют собой грубый неоднородный, неотсортированный, неслоистый обломочный материал. Морены состоят из валунных опесчаненных красно-бурых суглинков и тонких глин или серых разнозернистых глинистых песков, гравия гальки, щебня, валунов. Они залегают покровами и характеризуются мощностью в десятки метров. Конечные моренные гряды имеют высоту до 30…40 м. Донные морены представлены неслоистыми и неоднородными по составу валунными глинами и суглинками.

Движущийся ледник выпахивает поверхность Земли и образует характерные формы рельефа: троговые долины, ниши (кары), ледниковые озерки и другие.

Троговые долины имеют в поперечном сечении форму корыта с крутыми склонами и вогнутым дном. Нишеобразные (небольшие углубления в виде ложи) и циркообразные (большие ложеобразные котловины) углубления образуются на склонах горных гребней. После отступления ледника котловины заполняются водой, образуя ледниковые озёра.

Ледники, встречая на своём пути скалы, небольшие возвышенности, состоящие из коренных пород, сглаживают их, округляют, полируют и шлифуют. В результате возникают своеобразные удлинённые формы, «бараньи лбы», склоны которых, с одной стороны хорошо отполированы, а с противоположной – крутые, менее затронутые полировкой.

Сочетание таких форм образует ряд сглаженных ассимитричных выступов и углублений, которые называются «курчавыми скалами». Поверхность курчавых скал покрыта шрамами и царапинами, ориентированными в направлении движения ледника.

Талые воды ледника, разливаясь впереди края ледника, откладывают приносимый ими взвешенный и влекомый материал в определённой последовательности, образующийся при размывании донной и конечной морены. Вблизи границ ледника остаются крупные обломки: дальше осаждаются пески и ещё дальше – глинистый материал. Так накапливаются флювиогляциальные отложения.

Флювиогляциальные отложения отличаются сравнительной отсортированностью и слоистостью. Они представлены обычно толщами песка, гравия, галечника, глинами и покровными суглинками,

При выровненной поверхности рельефа подледниковые потоки теряют скорость, широко разливаются по этой поверхности и откладывают принесённый обломочный материал. Так образуются зандровые пологоволнистые равнины, зандровые поля или зандры, сложенные по краям песками, гравием, галькой и расположенные за краем конечных морен..

Накопление обломочного материала (песка, гравия) в виде вытянутых высоких узких гряд или валов, получило название оз. Они сложены хорошо промытыми слоистыми разнозернистыми песками, гравием, галькой, в них встречаются валуны и валунные глины.

Беспорядочно разбросанные холмы, состоящие из слоистых отсортированных песков, супесей с примесью гравия и прослоев глины, называются камами.

Талые воды доставляют обломочный материал в озёрные водоёмы, за счёт чего формируется озёрно-ледниковые отложения. Это мелкозернистые осадки и так называемые ленточные глины, состоящие из чередования тёмных глинистых прослоек и более светлых прослоек из опесчаненных глин. Они имеют очень правильную тонкую слоистость. По числу слоёв можно судить о периоде отступления ледника в данном районе (песок - летом, глина - зимой).

Таким образом, областям оледенения свойственны особые черты рельефа (курчавые скалы, камы, озы, троговые долины, моренные холмы и т. д .) и характерный комплекс ледниковых и водно- ледниковых отложений (морены и флювиогляциальные образования). Они представляют собой замечательные геоморфологические и геологические документы, по которым можно судить о древних оледенениях и истории их развития, особенно за последний антропогенный период.

Геологическая работа поверхностных вод. Выпадающие на поверхности суши атмосферные осадки частью испаряются обратно в атмосферу, частью стекают по поверхности в виде дождевых и талых снеговых вод и частью просачиваются в почву.

Суммарное количество атмосферных осадков, выпадающее за год поверхность всей суши, составляет 112 тыс. км³. Из этого количества 63 тыс. км³ испаряется обратно в атмосферу, а 49 тыс. км³ воды стекает по поверхности суши и просачивается в почву и подпочвенные слои, пополняя запасы подземных вод.

Осадки, стекающие по поверхности суши в виде дождевых и снеговых вод, составляют поверхностный сток. Осадки, просачивающиеся в почву и пополняющие запасы подземных вод, питают подземный сток.

Реки, дренирующие материки, собирают воды поверхностного и подземного стоков, сбрасывая их в моря и океаны. Перемещение речных вод в моря и океаны, называются речным стоком. Он идёт на пополнение воды испаряющего с поверхности Мирового Океана.

Существует постоянный круговорот воды в природе: испарение с поверхности Мирового Океана → осадки на поверхность суши → речной сток. Это большой круговорот в природе.

Когда испаряющаяся с поверхности Мирового Океана вода выпадает на туже поверхность в виде осадков – это малый круговорот воды в природе.

Воды большого круговорота производят огромную геологическую работу по денудации материков. Она зависит от массы воды и скорости её движения, скорость же зависит от уклона. Геологическая деятельность текучих вод складывается из: 1) смыва, 2) размыва (эрозии), 3) перемещения продуктов смыва и эрозии (транспортировка), 4) отложения перемещённых продуктов (аккумуляция).

Геологическая работа вод начинается с отрыва минеральных частиц от поверхности выветренных пород при падении дождевых капель. Благодаря огромной массе осадков, выпадающих ежегодно и геологическим масштабам времени общие результаты разрушающей работы дождевых капель оказываются значительными.

Поверхностный сток атмосферных осадков осуществляется или в форме тонких переплетающихся микроструек, густой сетью покрывающих склоны, или в форме линейно направленных мощных струй и потоков в рытвинах, оврагах и речных долинах.

Эти струи отрывают от горных пород минеральные частицы и уносят вниз по склону местности. При этом образуются желобки и бороздки, густой сетью покрывающие поверхности склонов.

Очень узкие гребни между желобками и бороздками легко размываются этими же струйками, и происходит плоскостной смыв (плоскостная эрозия) рыхлых продуктов разрушения горных пород, ведущая к выполаживанию местности.

Этот процесс смыва приводит к разрушению всё более глубоких слоёв, до этого находящихся под покровом рыхлых образований. У основания склона частицы оседают, образуя мощный покров суглинистых осадков. Этот процесс смыва называется делювиальным, а осадки – делювием.

Отдельные струйки воды, следуя по уклонам местности, объединяются в ручейки, ручьи, речки и реки и приобретают способность углублять свои русла. Вначале образуются на склонах короткие размывы – рытвины, при дальнейшем росте которых возникают овраги, а в условиях горного рельефа водотоки разрабатывают глубокие ущелья. Рытвины и овраги являются формами размыва поверхностного склона в результате работы сосредоточенных потоков.

Процесс размыва называется эрозией. Этот процесс происходит на распаханных склонах, на спусках грунтовых дорог, т. е. там, где имеются линейно вытянутые по склону искусственные или естественные ложбины.

Овраг, в отличие от рытвины, выходящий за пределы склонов долин в водораздельные пространства, захватывает всё новые и новые участки. Верхняя часть растущего оврага представляет собой отвесный обрыв: во время дождя здесь возникает водопад, разрушающий русло оврага. Падающий поток подрезает обрыв, стенки обрушиваются и овраг растёт вверх, постепенно завоёвывая всё новые и новые участки. Одновременно расширяется его русло, и образуются боковые овраги.

В овраге различают устье, ложу и вершину. Овраг растёт вершиной вверх по склону. Одновременно происходит его углубление и расширение за счёт размыва склонов оврага. По достижении оврагом максимальной глубины его рост прекращается, склоны приобретают естественный откос, задерновываются. Ширина оврага превышает глубину, овраг дальше не развивается и носит название балки. Балки отличаются от оврагов мягкими пологими и задернованными склонами и плоским днищем.

Водоток, нередко имеющийся в балках вялый, недеятельный. Продольный профиль его соответствует профилю равновесия в том состоянии, когда явления размыва наблюдаются только в истоках балочных отвержков, а явление аккумуляции – в устье главного ствола балки. На всём остальном протяжении заметных признаков размыва дна и намыва балочного аллювия не наблюдается.

Наиболее активной формой эрозии на обширных пространствах безлесных, степных и лесостепных равнин являются овраги. Вместе с развитием оврагов усиливает смыв почвенного, а в дальнейшем рыхлого подпочвенного покрова. При этом степи и лесостепи, обладающие плодородными почвами, превращаются в «дурные земли», которые имеют сложно ветвящуюся сеть оврагов, разделённых межовражными возвышенностями, полностью или частично лишённых почвенно- растительного покрова.

Росту оврагов и появлению «дурных земель» способствует сведение леса, распашка крутых склонов, раскопки.

Предельной отметкой, до которой возможен размыв ложа оврага, является уровень бассейна (озеро, река), в который впадает водоток оврага. Этот уровень называют базисом эрозии.

Базисом эрозии называется уровень или горизонтальная поверхность, ниже которой вода не производит размывающего действия. Это чаще всего различные понижения в рельефе, днища старых балок, долины рек и уровень воды в местных водоёмах и реках. Глубина базиса эрозии определяется разницей между наивысшей точкой данного водораздела и базисом эрозии.

Для речек и рек базисом эрозии является уровень другой реки, озера, моря (водоприёмник), в который впадает данная река. Уровень Мирового океана называется абсолютным базисом эрозии.

Перенос обломочного материала струйками и потоками воды сопровождается шлифованием и царапанием русла потока, т. е. явлениями корразии. Одновременно имеет место химическое растворение омываемых потоком горных пород. Это явление называется коррозией.

Вся работа, включающая явления смыва и размыва, корразию и коррозию называется эрозией.

Эрозия объединяет следующие явления: 1) смыв и размыв горных пород силой водного потока 2) шлифование и царапание дна русла, переносимыми минеральными частицами (корразия) 3) химическое растворение (коррозия) горных пород водным потоком.

Перенос обломочного материала вниз по течению осуществляется 1) во взвешенном состоянии (в виде мути, суспензии) 2) во влекомом состоянии – путём перекатывания по руслу волоком 3) в растворённом состоянии.

Во взвешенном состоянии транспортируются наиболее мелкий обломочный материал – тонкий песок, пыль и глинистые частицы.

Грубообломочный материал транспортируется (перекатывается) волоком.

Транспортирующая сила водного потока вырастает пропорционально шестой степени скорости течения в 2 раза, транспортирующая сила водного потока увеличивается в 64 раза.

Благодаря этому горный поток легко перекатывает не только гравий и гальку, но и крупные камни.

Закономерности процессов эрозии.

Размыв русел, и рост оврагов идут от точки, находящейся в их устье вверх, т. е. в направлении обратном течению водотока.

Такое направление развития эрозионной деятельности характерно для всех категорий водотоков (ручьи, речки, реки), и оно является общей закономерностью развития эрозии.

Эту закономерность можно сформулировать так: прорытие склона текучими водами происходит от устья к верховью и начинается от точки у подножия склона и на уровне водосборного бассейна.

Типичный водоток в зрелом состоянии подразделяется на три части: верхнее, среднее и нижнее течение.

В верхнем течении – в верховье потока происходит смыв и размыв русла, и вынос продуктов смыва и размыва.

В среднем течении, поток переносит материал, смытый и размытый в верховье; поток на этом уровне не углубляет русла и не отлагает наносов, а только транспортирует материал.

В нижней части течения потока происходит намыв, отложение материала. Границы отмеченных частей потока во времени перемещаются в направлении, обратном течению самого потока, т. е. в полном соответствии с законом регрессивной эрозии.

Состояние потока, при котором чётко выделяется три части, называется состоянием равновесия. Продольный профиль потока представляет плавную кривую, кривизна которой растёт от устья к истоку. Эта кривая русла в состоянии равновесия называется профилем равновесия. Она соответствует условиям минимальной работы водотока по размыву русла.

Профиль равновесия достигается не всегда, что связано с изменениями положения базиса эрозии, т. е. если русло реки, куда впадает водоток, углубляется, то водоток врезается в своё русло и начинает углублять его, распространяясь от точки базиса эрозии вверх до восстановления профиля равновесия, соответствующего новому сниженному положению базиса эрозии.

Процесс углубления русла водотока называется глубинной или донной эрозией. На участках, где наблюдается глубинная эрозия, река течёт бурным потоком с порогами и водопадами.

В среднем и, особенно, в нижнем течении глубинная эрозия прекращается и начинается размыв берегов, так называемая боковая эрозия.

Река то, прижимаясь и размывая свой правый берег, то, отходя от него, оставляет за собой косы и старицы и происходит расширение речной долины.

При этом сам водоток описывает излучины – меандры. Течение водотока на таких участках вялое и оживление может наступить только после нового снижения базиса эрозии, вслед за которым происходит углубление русла, и образуются быстрины, пороги, водопады, которые приурочены чаще всего к выходам трудноразмываемых магматических или прочных осадочных пород среди « рыхлых» песчано-глинистых отложений.

При обновлении рек, достигших стадии меондрирования (старости), образуются речные (аллювиальные) террасы. Террасы имеют и крупные овраги.

Каждая аллювиальная терраса состоит из почти горизонтальной или слабоволнистой площадки, вытянутой вдоль русла реки и уступа, ограничивающего эту площадку со стороны русла. Линия (4) пересечения площадки и уступа называется бровкой террасы, а внутренний край площадки (3) швом террасы. (нужно сделать рисунок)

1 - пойменная терраса. 2 –надпойменная терраса.

Площадка террасы сложена русловыми и пойменными отложениями и образуется в фазу боковой эрозии и интенсивной аккумуляции аллювия. Уступ формируется в фазу углубления русла, т. е. донной эрозии.

В долинах рек наблюдается несколько террас, что говорит о неоднократной смене фаз боковой и донной эрозии в геологической истории рек, а, следовательно, о неоднократных изменениях положения уровня базиса эрозии.

Счёт аллювиальных террас ведётся снизу вверх. Самая низкая терраса называется пойменной или поймой. Она постоянно заливается водой в половодье. Вышележащие террасы называются надпойменными. Их может быть несколько- (2,3,4).

Смываемые и размываемые потоками поверхностных вод рыхлые продукты разрушения горных пород частично отлагаются в руслах и поймах рек, а в большей части выносятся в море.

Минеральные массы, выносимые реками в море во взвешенном состоянии, составляют твёрдый сток реки. Минеральные вещества, выносимые в растворённом состоянии, образуют химический сток реки.

Твёрдый сток рек – бывшего СССР равен 423 млн. т. в год – 3,7 %от стока рек земного шара.

Химический сток рек составляет 374 млн. т. в год - около 6 % всех рек мира. Суммарный твёрдый и химический сток рек всех материков составляет 16826 млн. т. в год.

Работа текучих вод в конечном итоге приводит к уничтожению возвышенностей, к общему снижению уровня суши и превращению материков в размытые равнины (пенеплены – почти равнины).

Когда же поверхность суши поднимается над уровнем моря (над абсолютным базисом, эрозии), текучие воды создают сильно пересечённый горный рельеф страны. Водотоки врезаются в русло, углубляя их и превращая свои долины в глубокие ущелья.

Стадия развития рельефа, характеризующаяся горным рельефом, называется стадией юности. Последующую стадию, при которой явления размыва отступают к истокам рек, а водоразделы превращаются в более низкие плоско-закругленные хребты, называется стадией зрелости. Реки в этой стадии блуждают в широких долинах, образуя многочисленные излучины.

Старческая стадия характеризуется тем, что хребты превращаются в широкие плоские увалы, а долины в широкие равнинные понижения. Этой стадией заканчиваются циклы эрозии материков (В. Д. Дэвис).

Таким образом, колебания базиса, носящие ритмический (периодически повторяющийся) характер, лежат в основе цикличности эрозионных процессов.

В свою очередь, колебания базиса эрозии являются лишь внешним выражением глубинных эндогенных процессов, совершающихся в недрах Земли. В этом состоит глубокая связь денудационных процессов с проявлениями внутренней динамики Земли.

Отложения текучих вод. Смываемые струйками дождевых и талых вод продукты разрушения горных пород отлагаются в нижних частях склона и у его подножия. Этот материал называется делювием (смытый). Делювий чаще всего представлен глинистыми горными породами – супесями, суглинками и глинами, включающими обломки твёрдых коренных горных пород, снесённых с вышележащих частей склона временными потоками воды.

Временные потоки, смывающие обломочный материал с горных склонов, несут огромную массу не только взвешенных частиц, но и влекомого материала – гравий, гальку и камни. Это так называемые грязевые потоки. В Средней Азии их называют селями, в Альпах – мурами.

Грязевые потоки, выходя с гор, разливаются широко по предгорью и образуют временные водоёмы и озёра. На их дне вначале откладывается грубообломочный материал, а затем тонко взвешенный. При многократном повторении грязевых потоков формируются мощные толщи, сложенные чередующимися грубообломочными, песчаными и глинистыми отложениями. Такие отложения называются пролювием (т.е. промытый).

Отложения сосредоточенных потоков ручейков, речек, рек называются, аллювием (что значит намытый).

Аллювиальные отложения накапливаются в долине реки и при устье. Отложения в долине происходят во время половодий, когда река разливается и затопляет пойму, а её воды несут огромное количество взвешенного и влекомого материала.

На поверхности поймы отлагается мелкий обломочный материал - мелкий песок и пылевато-глинистые частицы. В русло реки, где водоток имеет большую скорость, переносится и откладывается грубообломочный материал - гравий, галька, песок. Так образуется русловый аллювий.

Русловые отложения, выступающие из под воды, в меженное время в виде удлинённых островков и подводных гряд, называются мелями и косами.

В устье реки, где её воды вливаются в море, озеро, образуются намытые островки дельты, разделёнными многочисленными рукавами. Наносы в устье рек отлагаются на дне водоёма в форме плоского конуса, вершиной обращённого к устью реки, а расширяющимися основаниями в сторону моря.

Геологическая работа моря – выражается в разрушении береговой полосы, в транспортировке продуктов разрушения и в накоплении морских осадков, т. е. в явлениях денудации и аккумуляции (седиментации).

Береговая полоса разрушается в основном морским прибоем, т. е. постоянными ударами набегающими на берег волн. Меньшее значение в разрушении берега имеет химическое воздействие морской воды на горные породы (коррозия).

В некоторых случаях набегающая с большой скоростью волна на скалистый берег загоняет по трещинам морскую воду и сжимает воздух, заполняющий эти трещины. При отходе волны этот сжатый воздух с силой выталкивает столб воды и хваченные им со стенок трещин обломки горных пород.

Разрушительная работа прибоя проявляется вдоль всей береговой линии материков на протяжении 260 тыс. км. Однако скорость разрушения берега неодинакова и зависит от высоты набегающих волн, глубины побережья, направления удара волн и прочности горных пород. С увеличением высоты волн возрастает их разрушительная сила. Волны ударяются о берега с полной силой на участках с большими глубинами. С обмелением береговой полосы сила удара волн ослабевает, так как энергия волны тратится на преодоление трения о дно и на размыв береговой полосы. При прямом ударе сила волны наибольшая, косонабегающие волны, отражаются от берега и их сила тратится на формирование прибрежного течения.

Максимальная скорость разрушения берега наблюдается на участках, сложенными рыхлыми, непрочными породами. На таких участках появляются заливы. На участках, сложенными прочными породами, образуются мысы, и береговая линия приобретает извилистое очертание.

Разрушительная сила морского прибоя значительно возрастает при наличии в воде обломочного материала, приводимого в движение волнением. Взвешенный и влекомый материал является обтачивающим орудием морского прибоя. Во время штормов волны вместе с течением катят глыбы горных пород весом до 30-40тонн. Под ударами таких глыб разрушаются береговые сооружения, если они не защищены волнорезами, бунами и другими берегоукрепляющими устройствами.

Под ударами морской волны береговая полоса постепенно отступает по направлению к суше, оставляя за собой ровную слегка наклонённую к морю площадку, называемую волноприбойной террасой. Волноприбойная терраса постоянно растёт и может достичь ширины до 2 км. При достижении некоторой для данных условий ширины вся сила набегающей волны будет расходоваться на преодоление трения о поверхность волноприбойной террасы и с этого момента волна начинает размывать поверхность террасы, а размыв берега прекращается.

При повышении уровня моря прибойные волны течения вновь обретают разрушительную способность и возобновляют работу по разрушению берега. При таком развитии береговых явлений расширение террасы не прекращается, а подготавливается ровное дно наступающему на сушу морю.

Процесс нивелирования поверхности суши, связанный с работой морского прибоя называется абразией (сбриваю). Абразией могут быть срезаны крупные острова, горные сооружения и целые материки.

Процесс наступления моря на сушу называется трансгрессией.

В работе трансгрессии моря на абрадированной поверхности суши образуется область эпиконтинентальных морей и полоса материкового шельфа.

На участках погружения поверхности суши под уровень моря часто происходит затопление речных долин, возвышенностей и других неровностей местности.

Затоплённые в таких условиях устья рек называются на севере губами (Обская губа), на юге – лиманами (Днепровские лиманы). При погружении суши с сильно расчленённым рельефом появляются подводные каньоны, подводные горные сооружения и другие формы рельефа.

При понижении уровня моря береговая линия перемещается в сторону моря – море отступает. Этот процесс называется регрессией моря.

При регрессии эпиконтинентальных морей с их ровным абрадированным дном образуются обширные низменности, слегка покатые в сторону моря (Западно–Сибирская низменность). Если море отступает с перерывами, то на береговой равнине появляются ряд плоских, расположенных один под другим уступов. Это, волноприбойные морские террасы.

В явлениях разрушения береговой полосы участвуют также приливы и отливы, дважды в сутки, затопляющие и осушающие низинные побережье.

В результате приливов и отливов на поверхности побережья появляются сеть каналов и борозд. Этими явлениями (приливы и отливы) образованы эстуарии, т. е. трубообразные расширения устьев рек. Приливные волны, проникающие в эстуарии с большой скоростью (от 60 до 150 км/час) вызывают запруживание реки. Отлив развивается с такой силой, что все накопившиеся во время прилива отложения уносятся в море. Это препятствует образованию дельты.

Аккумулятивная работа моря заключается в том, что рыхлые породы, образующиеся при разрушении береговой линии, а также приносимые реками, осаждаются на дне морей.

Осаждение обломочного (терригенного) материала начинается на месте разрушения береговой полосы. При низменном береге волна несёт и выбрасывает на него взвешенный и влекомый материал, который образует вдоль берега – береговые валы.

Особую форму береговых валов представляют береговые косы и пересыпи, которые откладываются прибрежными течениями. Сначала образуется коса, которая постепенно намывается от одного берега бухты к другому, образуя пересыпь, которые отделяют бухты от открытого моря, превращая их в лагуны. Они нередко соединяют острова с берегом материка. Сложены песком и галечником.

В морских и океанических бассейнах происходит осаждение химически растворённых веществ. Большая роль в этом отношении принадлежит организмам, населяющим моря и океаны и строящим свои скелетные части за счёт ассимиляции растворённых минеральных веществ морской воды. За счёт скелетных частей идёт образование органогенных осадочных пород морского происхождения.

Чисто химическое осаждение минеральных солей из морской воды имеет место в лагунах. В лагунах откладываются пески и глины. В гумидных (влажных) климатических условиях в них накапливаются растительные остатки, из которых образуется залежи торфа и угля. В аридных (засушливых) условиях воды лагун засолены и осадки представлены глинами и различными солями (галит, сильвин, гипс), доломитом и др.

Одновременно на дне открытого моря откладывается обломочный материал, образуя следующие зоны осаждения: а) береговую или литоральную, б) шельфовую, в) батиальную, г) абиссальную. Соответственно зонам различают осадки: литоральные, шельфовые, батиальные и абиссальные.

Литоральные отложения накапливаются в полосе, заливаемой приливами и отливами. Здесь откладывается наиболее крупный обломочный материал, перекатываемый приливно-отливными волнениями и прибоем.

В мелководных побережьях осаждается тонкий глинистый материал. Осаждению ила и его закреплению на месте осаждения способствуют водоросли. Поверхность таких низинных побережий повышается с каждым приливом за счёт наносов. При осушении и ограждении подобных участков от моря плотиной образуются польдеры – плодородные земли.

Шельфовые отложения – отложения мелководья (глубина до 200…400 м). В шельфовой зоне осаждается находящийся во взвешенном состоянии и хорошо отсортированный материал. В результате образуются пески и глинистые породы, отличающиеся правильной слоистостью.

Батиальные отложения – отложения области материкового склона (глубина от 200 до 2000 м). Здесь преобладают разнородные илы, в т.ч. и органогенные. В районах активного вулканизма откладываются илы вулканического происхождения.

Абиссальные (глубинные) отложения образуются на дне океанов на расстоянии 200…300 км от берега. Представлены в основном органогенными илами – известковыми (глобигериновый и птераподовый илы), кремнистыми (радиоляриевые и диатомовые илы), а также известковыми песками и илами, образующимися при разрушении коралловых сооружений – атоллов, береговых и карьерных рифов. Особое положение занимают глубоководные красные глины – илы, образующиеся путём накопления неорганического материала, приносимого с суши ветрами и течениями, а также космической пылью. Глубоководные осадки занимают не менее половины площади земной поверхности, но осаждаются крайне медленно. Более быстро осадконакопление идёт в шельфовой зоне, где осаждается фактически весь терригеновый материал, сносимый с материков в процессе денудации.

Геологическая деятельность озёр, также как и морских водоёмов, сводится к разрушению береговых уступов и прибрежных частей дна водоёма, разносу и сортировке обломочного и растворённого материала внутри водоёма и накоплению осадков.

Движение водных масс в озёрах проявляется в виде волн, течений турбулентного перемешивания воды и сгонно-нагонных явлений, вызываемых ветром, а также при конвективном перемешивании вод, связанным с различиями в их плотности. Движение зеркала воды, вызванное изменениями барометрического давления, при которых у одного берега уровень воды повышается, а у другого понижается, называется сейш.

Наибольшее значение имеют движения воды, связанные с ветром, когда возникают высокие волны, действующие разрушительным образом на берега, взмучивают осадки мелководной прибрежной зоны, разносят по озеру обломочный материал.

Озёра различаются по происхождению впадин:

- старичные озёра, образованные в старых, отделенных от реки руслах;

- запрудные, возникшие путём запруживания рек горными обвалами;

- ледниковые, выпаханные ледником;

- карстовые, образованные путём провала сводов подземных карстовых пустот;

- остаточные морские, возникающие в наиболее глубоких частях пересохших морских водоёмов Аральское море, оз. Балхаш);

- тектонические, образованные путём погружения отдельных блоков земной коры (оз. Байкал и др.).

На дне озёр образуются следующие виды осадков:

1) терригенные, образуются путём привноса реками большого количества обломочного материала, а также в результате речной абразии. Грубообломочные осадки накапливаются вдоль крутых скалистых берегов озёр и формируют береговые отмели и пересыпи на всём протяжении берега.

Привносимый реками грубый обломочный материал откладывается в виде подводного и надводного дельтового конуса. Более тонкий обломочный материал рассеивается в водных массивах озера и отлагается более медленно, образуя озёрный минеральный ил на больших пространствах озера.

2) химические осадки, возникающие путём химического осаждения минеральных солей. Особый интерес представляют солёные озёра. Вода в них насыщена NaCl, MgCl₂, и содержит CaSO₄, MgSO₄, Na₂SO₄, K₂SO₄, CaCl₂, KCl и другие. В зависимости от преобладающего вида солей различают озёра:

– сульфатные, где откладывается мирабилит Na₂SO_4*10H₂O, танардит Na₂SO₄, эпсолит MgSO_4*7H₂O, гипс CaSO_4*2H₂O, глазерит NaK₃(SO₄)₂, астрохонит Na₂SO_4*MgSO_4*4H₂O.

- хлоридные, NaCl (оз. Эльтон, Баскунчак, Индер и др.). Во влажных районах в озёрах скапливаются гидроокиси железа, которые могут привноситься водами из болот. Пополнение озёр солями происходит за счёт привноса их ручейками и реками весной, а также подземными водами, поступающими в озеро. Определённую роль играет соляная пыль с поверхности солончаков и солонцов.

3) органогенные, образующиеся благодаря скоплению различных организмов на дне водоёма. Из органогенных озёрных отложений привлекают внимание сапропелевые отложения, в которых органические компоненты составляют 55…60%, а иногда 95…98%. В дальнейшем из них могут образовываться сапропелевые угли, горючие сланцы и другие горючие полезные ископаемые.

В озёрных водоёмах накапливаются трепела – светло-серая или желтоватая мягкая на ощупь порода, состоящая из кремнистых остатков диатомовых водорослей и легко растирающаяся в порошок.

В некоторых озёрах из раковин фауны вместе с известковыми водорослями образуются рыхлые известковые осадки - озёрныё мел, мергель.

Геологическая деятельность ветра проявляется в различных климатических зонах, но особенно большая работа производится в областях сухого климата, что связано с сочетанием следующих особенностей:

1) резкие суточные колебания температуры, обуславливающие интенсивность процессов физического выветривания;

2) незначительное количество атмосферных осадков (не более 250…300 мм/год), выпадающих редко, нерегулярно и, главным образом, в форме ливней;

3) превышение испарения (в 5…15 раз) над количеством выпадающих из атмосферы осадков;

4) разреженность растительного покрова или полное его отсутствие;

5) частые ветры большой силы;

6) наличие материала, способного перемещаться ветром.

Деятельность ветра проявляется также на низменных песчаных побережьях морей, рек, озёр при условии отсутствия или разреженной растительности. В гумидных условиях поверхность Земли предохраняется сплошным растительным покровом и связывающим действием влаги в почве.

Деятельность ветра состоит из процессов дефляции (выдувание и развеивание), корразии (обтачивание), переноса и аккумуляции (отложение). Все процессы связаны друг с другом и представляют собой единый сложный процесс.

Дефляция – процесс выдувания и развеивания ветром различных частиц горных пород. В пустынных областях струи ветра забираются во все трещины и щели горных пород и выдувают из них рыхлые продукты выветривания. Поэтому трещины здесь всегда открытые, зияющие, что способствует развитию процессов физического выветривания и последующему выносу ветром новых порций обломочного материала. Совместное действие процессов выветривания и ветра приводит к образованию характерных обточенных скал причудливых форм в виде башен, колонн, обелисков. При разработке ветром трещин в горизонтальном направлении образуются так называемые «качающие скалы». В крутых обрывах сочетание процессов выветривания и ветра при различной прочности пород образуются выступы и ниши.

Ветер уносит увлекаемый им материал в виде пыли во взвешенном состоянии, образуя пылевые облака и бури, пылевые дожди или же перекатывает по поверхности Земли частицы песка и даже мелкие камешки.

В результате дефляции происходит очищение местности от песчанистого и мелкозернистого материала, а на месте остаются грубые обломки. С помощью ветра происходит сортировка материала и образование каменистых и щебенистых пространств в пустынях. В пределах песчаных пространств пустыни образуются котловины выдувания различной глубины.

Перенос пылевых частиц ветром осуществляется со скоростью до 50 км/час на расстояние более 2000 км, а площади рассеивания пыли измеряются многими тысячами км². Пыль Сахары попадает в Западную Европу, включая Англию и Скандинавские страны. Пыль Средней Азии долетает до Куйбышевской и Саратовской области. За счёт накопления пылевого материала образуются лёссы.

Перенос песка волоком приводит к образованию определённых форм рельефа и особых типов эоловых континентальных отложений.

В зависимости от режима ветра выделяется несколько форм песчаного рельефа:

1) барханные пески;

2) поперечно-грядовые пески (барханные цепи);

3) продольные барханные гряды;

4) пирамидальные песчаные формы;

5) продольно-грядовые пески;

6) грядо-ячеистые пески;

7) грядово-лунковые пески.

Однако многообразные формы рельефа объединены в три основных зональных типа рельефа:

1) барханный, присущий в основном тропическим пустыням;

2) полузаросший, вне тропических пустынь;

3) дюнный, вне пустынный.

Барханы представляют собой холмы серповидного очертания. Наветренный склон их более пологий. По этому склону пески перекатываются, переваливаются через гребень, падают на подветренный склон, образуя более крутой склон. Барханы покрывают большие пространства пустынь, получивших название песчаных морей.

На песчаных берегах морей, рек, озёр холмы движущихся песков имеют форму вытянутых в линию бугров. Они называются дюнами.

В барханах и дюнах наблюдается характерная перекрещивающаяся слоистость. Скорость движения барханов и дюн зависит от силы и постоянства ветра и составляет 1…20…40 м в год. Высота барханных гряд иногда достигает 100…150 м и зависит от высоты базиса дефляции.

Базисом дефляции называется уровень, ниже которого ветер не может развевать пески. Обычно это капиллярная кайма грунтовых вод, глинистые и плотные отложения. Максимальная высота подвижных песков равна двойной глубине базиса дефляции от средней линии поверхности закреплённых песков.

Таким образом, в пустынях наблюдаются многообразные типы песчаного рельефа и между ними существуют постоянные переходы. Это многообразие связано с режимом воздушных потоков, зависящим от рельефа местности, климата и других факторов. При этом большинство песчаных накоплений является результатом одновременного проявления процессов дефляции, переноса и отложения песка, выдувания песка из различных понижений, и выброса его на ближайшие гряды.

Поднимая песчинки и пыль, ветер обрабатывает ими скалы, обтачивая их поверхность. Песчинками обтачиваются также обломки горных пород. При этом сами песчаники постепенно округляются и мельчают. Процессы истирания и истачивания называются ветровой (эоловой) корразией. Поэтому геологическую работу ветра (дефляцию, корразию и т.д.) называют эоловыми процессами, а отложения ветра – эоловыми отложениями.

Песок, движимый ветром, чаще держится на высоте 2…3 м от поверхности земли, поэтому корразия поражает основания утёсов, что приводит к истачиванию оснований одиночно стоящих в пустыне скал и появлению различных причудливых образований – эоловые грибы, столовые возвышенности и др.

Весьма своеобразен в пустыне процесс химического выветривания. Влага, содержащаяся в горных породах за счёт утренней росы, днём испаряется. При этом из глубоких частей горной породы поступают новые порции влаги, несущие легкорастворимые соли и гидроокиси железа и марганца. После её испарения на поверхности горной породы образуются выцветы или корочки. Выцветы соли легко сдуваются ветром и перемещаются с пылью, засоляя временные водоёмы и озёра, а также породы и почвы в областях пустынь и полупустынь.

Корочки, обладая повышенной прочностью, шлифуются песчинками и появляется блестящая, отполированная поверхность чёрного или тёмно-бурого цвет, называемая пустынным загаром.

Ветер не только разрушает горные породы и транспортирует продукты разрушения в аридных зонах, но способствует образованию особых групп осадочных пород – эоловых отложений – песков, дюн, барханов и лёссов. В областях пустынь с эоловыми отложениями ассоциируют отложения солёных озёр и такыров.

Такыр – плоская глыбистая оголённая равнина. В сезон дождей и снеготаяния такыры покрываются мелкими озёрами, которые затем высыхают. В такырах накапливается мелкозернистый, насыщенный солями материал. В водонасыщенном состоянии он вязкий, липкий; в сухое время – превращается в твёрдую массу с характерной полигональной трещиноватостью.

При длительных процессах перевеивания песков происходит непрерывный процесс удаления из пустынь больших количеств пыли, уносимой иногда на далёкие расстояния, где осаждается и образует местами толщи большой мощности. Выносимая пыль может накапливаться на склонах различных гор. Эоловая пыль, попадая в моря и озёра, перемешивается с морскими и озёрными отложениями. Пылевые бури особенно широко развиты в Центральной Азии, в США, в Северном Казахстане, Башкирии, Нижнем Поволжье и Ставропольском крае.

Лёсс представляет собой мучнистую на ощупь мелкозернистую палево-жёлтую породу, состоящую в основном из тонких пылеватых частиц, размером 0,05…0,002 мм в диаметре. Благодаря вертикально ориентированной трещиноватости и инкрустации поверхности трещин солями (гипсом и карбонатами) лёссы способны держать вертикальные откосы высотой в несколько десятков метров. На лёссовых равнинах развиваются наиболее плодородные почвы – чернозёмы. Для них лёсс является материнской породой.

В результате процессов выветривания, дефляционной, переносной и аккумулятивной деятельности ветра, а также деятельности эфемерных водотоков и временных горных потоков в пустыне образуется пять типов поверхностей: 1) каменистая пустыня, 2) песчаная пустыня, 3) глинистая пустыня (такыры), 4) солончаковая пустыня (шоры), 5) гипсовая пустыня.

Территории, лишённые растительного покрова, становятся ареной интенсивной дефляции. Почвенный покров сдувается, и обнажаются подпочвенные слои. В результате возникают каменистые, песчаные и глинистые пустыни. В дальнейшем появляются каменисто-щебнистые, а затем песчаные пустыни с характерными «песчаными морями».

Движущиеся пески погребают под собой оазисы и полупустыни. При этом наступление пустыни подготавливается самой пустыней путём 1) воздействия на климатические условия припустынных областей, 2) уничтожения растительного покрова этих областей и захоронения растительно-почвенного слоя под осадки пылевых бурь и облаков.

При наступлении пустыни возрастает континентальность климата и повышается сухость воздуха, вследствие чего «суховеи» (раскалённые движущиеся массы воздуха) сжигают растительный покров, что обеспечивает недороды сельскохозяйственных культур. Лишь вода и растительность способны преградить путь наступлению пустыни. Обводнение и облесение – основные меры борьбы с опустыниванием.

Геологическая деятельность ветра, или ветровая эрозия, вредна для человека, так как в результате её уничтожаются плодородные земли, разрушаются постройки, нарушаются транспортные коммуникации, транспортная связь.

Ветровая эрозия способствует выдуванию почвы и сносу мелких сухих частиц ветром, особенно этот процесс наблюдается на сухих почвах в засушливых районах. Распашка почв без проведения необходимых противоэрозионных мероприятий способствует развитию дефляции.

Ветровая эрозия проявляется в виде повседневной или местной дефляции и в виде пыльных и чёрных бурь.

Повседневная эрозия в виде позёмок и смерчей повреждает посевы, всходы. Пыльные бури полностью или частично уничтожают посевы на больших пространствах, сносят самый верхний плодородный слой почвы, загрязняют окружающую среду, воду, воздух, отрицательно влияют на здоровье человека, домашних и диких животных.

Эрозия – враг плодородия, она разрушает и нарушает сложившееся биологическое равновесие в природных комплексах.

Борьба с подвижными песками производится различными механическими, химическими и биологическими способами. При механической защите применяют щиты различной формы, плетни, разбрасывают ветви. При химической защите используют вяжущие и хорошо скрепляющие песок битумные и структурообразующие вещества. При биологической защите применяют посев засухоустойчивых пустынных злаковых трав, кустарников и деревьев.

Борьба с ветровой эрозией проводится с помощью комплекса агролесомелиоративных и противоэрозионных мероприятий.

Важнейшими приёмами, резко снижающими негативное действие ветровой эрозии, являются: меры по накоплению и сохранению влаги в почве; применение плоскорезной и безотвальной обработки с оставлением стерни; применение полосной системы земледелия с чередованием полей шириной 80…100 м, занятых разными культурами и чёрным паром; применение кулис из высокостебельчатых растений; сохранение пожнивных остатков на поверхности и разбрасывание соломы для предохранения почвы от выдувания; создание системы полезащитных лесных полос ажурной и продуваемой конструкций.

Для борьбы с водной эрозией применяют комплекс агромелиоративных мероприятий. К ним относятся все приёмы возделывания культур, повышающие поглощение воды почвой: применение различных видов вспашки (вспашка поперёк склонов, гребнистая вспашка, углубленная вспашка); применение бороздования, щелевания озимых культур и многолетних трав; применение почвозащитных приёмов ухода (окучивание рядков поперёк склонов); обваловывание эрозионных территорий; размещение защитных полос из бобово-злаковых смесей; залужение бобово-злаковыми травами с осенним щелеванием и т.д.

При борьбе с оврагами основное место занимает облесение – лесомелиорация. Для предотвращения роста оврагов создают водорегулирующие, приовражные и прибалочные полосы, облесяют откосы действующих оврагов корнеотпрысковыми и кустарниковыми породами, по дну высаживают ивы и тополя для его закрепления, уменьшения скорости воды, задерживания влекомых частиц. Кроме того, применяют специальные гидротехнические сооружения, регулирующие движение воды в вершине оврагов и по их дну.

Вопросы 20-21

Лекция 6. Почвообразующие породы России и Мира

Почвообразующие породы России и Мира,

их генезис, особенности и свойства.

2. Характеристика морских, речных, озёрных, ледниковых, эоловых, делювиальных, пролювиальных и элювиальных отложений.

3. Антропогенно-изменённые почвы.

Почвообразующими породами, или материнскими, называются поверхностные горизонты горных пород, из которых формируются почвы. Различия в свойствах почвообразующих горных пород наследуются почвами.

Почвообразующая порода является основой почвы и передаёт ей свой механический, минералогический и химический состав, а также физические, химические и физико-химические свойства, которые в дальнейшем постепенно изменяются под воздействием почвообразовательного процесса.

Однотипные почвы, образовавшиеся на неодинаковых горных породах, всегда различаются. Особенно велико влияние горных пород на начальных стадиях почвообразовательного процесса. Механические свойства горных пород, их плотность и проницаемость, минералогический состав и химические особенности существенно сказываются на скорости и направлении почвообразовательного процесса. Первоначальный запас в горных породах фосфора, кальция, серы, калия и других элементов в значительной степени определяет уровень и устойчивость естественного плодородия, особенно во влажном климате.

При равнинном рельефе вариабельность свойств почвообразующих пород незначительна. В странах горного рельефа пестрота горных пород исключительно велика, и там прямое их влияние на особенности почвообразовательного процесса выражены наиболее резко.

Почвобразующие породы различаются по происхождению (генезису), составу, строению и свойствам.

Горные породы, слагающие земную кору, разделяются на три группы: магматические (массивно-кристаллические), осадочные и метаморфические.

Массивно кристаллические породы представляют собой охлаждённую и затвердевшую магму, которая вышла на поверхность земли или застыла в виде обширных тел на глубинах, Эти горные породы имеют очень плотную массивную структуру, кристаллическое или скрытокристаллическое зернистое строение.

По химическому составу они слагаются, главным образом, из соединений кремния, алюминия, железа, щелочей, кальция и магния. В различных горных породах этого типа соотношение названных компонентов значительно варьирует. В зависимости от содержания и соотношения соединений кремния и щелочей с одной стороны, железа, кальция и магния – с другой, различают магматические породы кислые и основные.

Кислые магматические породы включают граниты, гранулиты, пегматиты, риолиты, липариты и другие. Для них характерно высокое содержание кремнезёма (63-77% SiО₂), заметное количество калия (3-5%), натрия и алюминия (4-15%), небольшое количество железа (0,3-1,9%), ничтожное количество кальция и магния (0,3-2,2%), относительно повышенное содержание F и В.

Кислые магматические породы обычно окрашены в светлые и буроватые тона, в них отчётливо различаются кристаллы кварца, полевых шпатов, слюд. Породы содержат повышенное содержание Rb, Ba, Y, Mo, Zr, U, Ra, редких земель и малое количество Cr, Zn, Ni, Co, Cu, Ti.

Они содержат большое количество газов (СО, СО₂, H₂S, CH₃, H, N, Cl, HCl). Продукты выветривания и почвы, образующиеся из кислых магматических пород, особенно на ранних стадиях выветривания, отличаются рыхлостью, песчанистостью, и гравийным характером материала с более или менее достаточным содержанием калия, связанного с минералами группы слюд. Однако, в условиях очень влажного климата почвы, образующиеся из пород кислой магмы, быстро утрачивают плодородие и приобретают повышенную кислотность вследствие интенсивного выщелачивания щелочных и щёлочноземельных металлов атмосферными осадками.

Основные магматические породы, включающие базальт, перидотит, дунит, габбро, характеризуются невысоким содержанием кремнезёма (от40 до 60% SiО₂), связанного в основном в алюмосиликатных минералах. Свободный кремнезём в виде кварца содержится в небольшом количестве. Они, в отличие от кислых магматических пород, богаты соединениями Fe, Mn, Cr, Co, Ni, Zn, Ti, Cu, мало содержат Zr, Y, Ва, Rb, Li, Ra и редких земель. Горные породы щелочной магмы имеют очень тёмную, иногда чёрную окраску, что объясняется отсутствием кварца и преобладающим содержанием тёмноцветных минералов (оливин и другие).

Продукты выветривания и почвообразования на горных породах щелочной магмы обычно быстро приобретают глинистый характер, длительное время сохраняют щелочную и нейтральную реакцию, отличаются повышенным содержанием почвенного гумуса и вторичных, глинистых минералов монтмориллонитового типа. Почвы, образовавшиеся на таких породах, отличаются высоким и относительно устойчивым плодородием даже в условиях влажного тропического климата.

Между двумя основными группами массивно-кристаллических магматических пород – кислыми и основными – существует ряд переходных групп, среди которых некоторые ближе к основным – андезиты и диабазы, а некоторые к кислым – диориты.

Граниты и близкие к ним породы кислой магмы на севере Европы образуют так называемый Фенно-Скандинавский щит. Обширные пространства заняты гранитами и риолитами в Южном Китае, Латинской Америке (особенно в Бразилии) и Африке. В двух последних распространены древние граниты, которые вышли на поверхность в результате длительной эрозии и денудации,

Основные породы – базальт, андезит и вулканическая лава являются субстратом современного почвообразования в Западной Грузии, Армении, Турции. Очень большие территории Центральной Индии (Деканское плато) занято породами этого типа. Именно на переотложенных продуктах выветривания этих пород образовались знаменитые по своему плодородию тёмноокрашенные почвы, так называемые регуры (чёрные хлопковые почвы). Основные изверженные породы часто встречаются на территории Сибири, Японии, Австралии, Эфиопии, Египта, Чили и Мексики, а также на территории областей третичного, четвертичного и современного вулканизма в Латинской Америке, Африке, Азии и особенно на островах Тихого океана (Гавайские, Галапагосские и другие).

Среди массивно-кристаллических пород преобладают кислые (47%), т.е. граниты и близкие к ним породы, андезиты составляют – 24%, а типичные основные породы – базальты – 21%. В общей массе слагающих литосферу пород, магматические породы составляют 95%, однако почвообразующими являются, главным образом, в горных областях.

Метаморфические породы являются как бы переходными между осадочными и массивно-кристаллическими магматическими породами.

Если древние осадочные породы после погружения местности подвергались воздействию высокого давления и особенно высоких температур, то могли приобрести сходство с метаморфическими породами, хотя черты их осадочного происхождения не вполне исчезли. Таковы мрамор, кварциты, сланцы, конгломераты.

В числе метаморфических пород особенно важны сланцы, гнейсы, минералогически и химически близкие к гранитам. Необходимо отметить, что на поверхности земного шара гнейсы и метаморфизированные глинистые сланцы занимают вместе с гранитами, гранулитами и пегматитами огромные поверхности. Однако, их значение в почвообразовании незначительно, и проявляется, в основном, в горных областях.

Осадочные почвообразующие породы покрывают основную часть поверхности суши, и в современную эпоху почвообразовательный процесс происходит, главным образом, на осадочных породах.

Слоистые толщи осадочных пород накапливались на дне океана, морских и озёрных водоёмов, на равнинах, окаймляющих горы, куда выносились ледниковыми, водными и воздушными потоками.

Осадочные породы по объёмному весу значительно легче магматических. Их окраска разнообразнее и светлее; монолитное сложение и кристаллическая структура в них не выражена. Среди осадочных пород важно различать группы морского и континентального происхождения (без участия морских вод).

В числе осадочных пород преобладают глинистые сланцы (77%), песчаники – 11,3%, известняки – 5,9%, на долю солей разного рода приходится 5,8%.

Осадочные породы морского происхождения – известняки, конгломераты, песчаники, глинистые сланцы, глины. Эти породы характеризуются плотной консистенцией, включают остатки морской флоры и фауны, а также имеют примесь извести и легко растворимых солей.

Из осадочных пород морского происхождения наиболее специфичны известняки, песчаники и кварциты. На известняках, которые на 75-95% состоят из углекислого кальция или доломита при выветривании и почвообразовании образуются глинистые структурные почвы нейтральной или слабощелочной реакции, нередко с высоким содержанием почвенного гумуса, с хорошими физическими свойствами и, как правило, с высоким уровнем естественного плодородия.

Кварциты и песчаники, состоящие в основном, из сцементированных масс песка и кварца, при выветривании и почвообразовании дают материал песчанисто-гравийного механического состава, бедный элементами питания и низкого плодородия.

Осадочные породы морского происхождения распространены широко, но на платформах они покрыты континентальными осадками. Горообразовательными процессами и денудацией морские осадочные породы выводятся на поверхность и являются субстратом почвообразования.

Континентальные осадочные породы распространены на равнинных территориях и пологих склонах суши. Это конгломераты, галечники, песчаники, пески, глины и суглинки, соли.

Континентальные осадочные породы закрывают изверженные и древние морские осадочные породы, образуя покровы у подножий горных хребтов, в конусах выноса горных потоков, в древних долинах и дельтах рек. Они переносятся и распределяются на суше в результате движения льдов, текучей воды и воздушных масс, поэтому не содержат остатков морской фауны и флоры и не включают легкорастворимых морских солей. Только, осадочные континентальные породы, которые образовались в условиях жаркого сухого климата, содержат значительное количество солей, химизм которых отличается от морского.

Морские и континентальные осадочные породы могут быть очень древними и молодыми.

Древние осадочные породы, образованные в дочетвертичный период, со временем утратили рыхлость, пористость и являются преимущественно плотными породами.

Древние осадочные породы и массивно-кристаллические продукты разрушения (магматических и метаморфических пород) породы объединяют по возрасту в одну группу дочетвертичных или коренных пород. Наиболее широко они распространены в горных районах.

Молодые осадочные породы сформировались в четвертичный период в результате выветривания коренных пород и переотложения продуктов их разрушения водой, ветром, льдом, их образование продолжается и в настоящее время.

Это рыхлые осадочные породы континентального и морского происхождения. В отличие от плотных коренных пород они характеризуются благоприятными для почвообразования свойствами: рыхлым сложением, пористостью, водопроницаемостью, водоудерживающей и поглотительной способностью. Рыхлые осадочные породы являются главными почвообразующими породами, на которых повсеместно образуется почва.

В зависимости от способа накопления, морские и континентальные осадочные породы подразделяются на механические наносы, химические осадки и породы биогенного генезиса.

Механические наносы. В зависимости от размеров обломков пород переотложенных под влиянием силы тяжести, движения ледников, текучих вод или ветра различают:

1) грубообломочные наносы (каменистая морена, галечники, отложения щебня, дресвы, гравия);

2) пески (размеры частиц 1-0,1 мм), отложенные прибрежными течениями морей, и озёр, потоками ледниковых вод, рек, ручьёв, ветром;

3) суглинки (размер частиц 0,1-0,01 мм), отложенные ледниковыми, дождевыми и речными потоками, течениями озёрной или морской воды. Различают суглинки лёгкие, переходящие в пески и тяжёлые, переходящие в глины. Суглинки слоисты, имеют конкреции железа и марганца или скопления извести, гипса.

Среди суглинистых осадочных пород особенно важны для почвообразования лёссы и лёссовидные породы, занимающие огромные пространства в Центральной Азии и Восточной и Центральной Европе, а также на равнинах Урагвая, Аргентины и Соединённых Штатов Америки. Почвы, образующиеся на лёссах и лёссовидных суглинках, обычно отличаются высоким и устойчивым плодородием.

4) глины (размер частиц менее 0,01 мм) – осадки, отложенные на дне стоячих водоёмов, в речных и дельтовых озёрах, особенно в озёрах ледникового происхождения, в морских лагунах, эстуариях, и заливах. В зависимости от происхождения глины могут содержать легкорастворимые соли, скопления соединений железа, алюминия, марганца, конкреции и горизонты извести, кристаллы и прослои гипса.

Глины слоисты, иногда слоистость скрытая, иногда чётко выражена. По сравнению с песками и суглинками они богаче элементами минерального питания: Р, К, Са, Сu, Zn, Со, часто присутствует органическое вещество и азот.

Однако физические свойства глин часто неблагоприятны для почвенного плодородия, что зависит от их минералогического состава. Глины, содержащие аллофаноидные минералы и минералы группы монтмориллонита, обладают крайне высокой гидрофильностью, бесструктурностью, очень низкой влаго,– и воздухопроницаемостью, что обуславливает низкое естественное плодородие. В аридных условиях, в глинах может присутствовать значительное количество токсических солей, что ведёт к засолению почв, образовавшихся на этих глинах.

Химические осадки. В морских лагунах и заливах, в условиях жаркого климата выпадают и осаждаются различные химические соединения. Этим путём образуются значительные толщи осадочных химических пород. Химические осадки могут быть чистыми или загрязнены примесями механических осадков – глинистых, песчаных и даже каменистых (пресноводный мергель – известковая осадочная порода, содержит не менее20-30% СаСО₃ и образующаяся при испарении жёсткой озёрной или грунтовой воды). Почвы, образующиеся на известняках и меле, отличаются высоким плодородием и благоприятными физическими свойствами.

На дне соляных озёр или заливов и морских лагун с повышенной концентрацией солей происходит осаждение гипса, мирабилита, тенардита, поваренной соли, кремнезёма, окислов железа и марганца, соединений микроэлементов. Тонкие коллоидные глины образовались в природе путём осаждения соединений кремнезёма и полуторных окислов из водных растворов.

Процессы образования химических осадочных пород были распространены в пермскую эпоху. Этим путём образовались мощные залежи известняков, гипсов, солёных отложений. Почвы, образованные на чистых химических осадках солей, отличаются крайне низким плодородием.

Образование химических осадков в современных условиях также широко распространено.

Осадочные породы химического генезиса. В черноморских лиманах наблюдаются соляные грязи и концентрированные соляные растворы, из которых выпадают в осадок сульфат и хлорид натрия. Тоже наблюдается и в заливах Каспийского моря Кара-Богаз-гол. В соляных озёрах Западной Сибири и Казахстана идёт накопление сернокислого и углекислого натрия.

Равнинные пустыни Перу и Чили закрыты мощными пластами сернокислых и азотнокислых солей древнего происхождения.

Осадочные породы биогенного происхождения – особая группа осадочных пород, состоящая из органического вещества, главным образом, растительного происхождения, которое накапливается в зарастающих озёрах и образуется торф.

В дельтах тропических рек озёра и острова зарастают мощными лесами, перевитыми лианами и болотной растительностью. Многочисленные накопления таких лесоболотных формаций приводит к накоплению громадных количеств растительной массы и перемежающихся толщ аллювия, которые, погребаясь новыми минеральными отложениями, под влиянием повышенного давления, температуры и анаэробного разложения превращаются в лигнит или каменный уголь.

В пресноводных послеледниковых озёрах вследствие интенсивной жизнедеятельности разнообразной макро,- мезо, – и микрофлорой и фауной отлагались на дне значительные толщи тончайшего органического ила – «сапропеля». В древних лагунных осадочных отложениях формировались битуминозные породы, асфальты, битумы и нефть.

Органогенными осадками являются некоторые известняки и трепел. В Карелии и на Кольском полуострове на поверхности оказались древние органогенные осадки – шунгиты, на которых формируются плодородные темноцветные почвы. Органогенные породы не занимают больших непрерывных пространств, но они могут систематически встречаться на ограниченных территориях, оказывая влияние на формирование своеобразных почв, обеспечивая их высокую гумусность.

Наиболее известны почвы, образованные на четвертичных торфах и торфяных отложениях в Белоруссии и Западной Сибири. Эти почвы обладают высоким плодородием.

Отложения сапропеля используются как органическое удобрение. Они содержат P, K, N и другие элементы питания растений. Некоторые бурые угли и лигниты также используются как органическое удобрение и для нейтрализации щелочных почв. В странах развитой добычи каменных и бурых углей на выбросах горных пород, содержащих значительное количество органических соединений, наблюдается современное почвообразование.

На территории Русской равнины в направлении с северо-запада на юго-восток происходит закономерная смена почвообразующих пород. На крайнем северо-западе (Кольский полуостров, Карелия) материнские породы представлены грубой щебенистой мореной, состоящей из местных кислых магматических пород. Она была отложена в заключительную стадию последнего оледенения. Механический состав породы в основном песчаный и супесчаный.

К юго-востоку в границах валдайского и калиниского оледенений у поверхности распространена «смешанная» морена из магматических пород Фенноскандии и, перемещенных ледником, осадочных пород при его движении. По механическому составу преобладает суглинистая и легкосуглинистая морена, у северных окраин значительные площади заняты супесчаной мореной.

В северо-восточной части Русской равнины распространена морена новоземельского и уральского центров оледенения. По механическому составу новоземельская морена тяжелее, чем скандинавская.

На фоне моренных отложений в пределах распространения валдайского оледенения отдельными участками встречаются озёрно-ледниковые отложения. С поверхности они сложены мелкопесчаными, крупнопылеватыми суглинками и глинами. Озёрно-ледниковые отложения слоисты.

За границей валдайского и калининского оледенений морена резко убывает к югу, уходя под более молодые отложения. Отсюда до берегов Чёрного и Каспийского морей простирается область лёссовых пород. Большое содержание крупной пыли (0,05-0,01 мм) лёссовой фракции (от 30…50 до 70% и более) и наличие карбонатности является их отличительной особенностью.

Некарбонатные лёссовидные суглинки распространены на площади московского оледенения и опоясывают моренные отложения с юга. Они залегают поверх морены, в них отсутствует карбонатность, и их называют «покровными суглинками».

Слабокарбонатные лёссовидные суглинки распространены с южных окраин дерново-подзолистой зоны к югу лесостепи. Они перемеживаются с флювиогляциальными отложениями, занимающими вместе с аллювием древних и современных рек обширные пространства – «полесья». Наиболее крупные из них с запада на восток следующие: Припятское, Деснинское, Окско-Мещерское, Верхневолжское, Балахнинское, Мокшинское, Ветлужское, Вятско-Камское.

Флювиогляциальные отложения имеют преимущественно песчаный или супесчаный механический состав. Они характеризуются небольшой мощностью (50…100 см), а ниже залегает порода другого типа (морена, реже озёрно-ледниковые отложения или коренные породы). Почвообразующая порода имеет здесь двучленное строение, что в случае тяжёлого механического состава нижней толщи приводит к переувлажнению и образованию различных гидроморфных почв.

Южнее слабокарбонатных лёссовидных суглинков располагается зона карбонатных лёссовидных суглинков и лёсса. Карбонаты в породах начинают появляться нередко в пределах нижней части гумусового горизонта и прослеживаются до подстилающей породы.

Лёсс занимает западную зону карбонатных лёссовых пород и имеет суглинистый и легкосуглинистый механический состав с большим процентом крупной пыли и наиболее благоприятными физическими свойствами. Карбонатные лёссовидные суглинки отличаются от лёсса более тяжёлым механическим составом, местами глинистым, содержащим много мелкой пыли и илистых частиц.

Высококарбонатные лёссовидные суглинки (самый южный литологический вид лёссовых пород) тяготеют к побережью Чёрного и Азовского морей. Почвы, развитые на них, вскипают с самой поверхности, а на некоторой глубине присутствует в виде новообразований гипс и местами легкорастворимые соли.

В восточной внеледниковой части Русской равнины, в Приуралье почвообразующие породы представлены элювием и делювием коренных пород пермского и пермско-карбонового возраста.

Элювий разнообразных коренных пород широко распространён в горных системах Кавказа, Крыма, Карпат, Урала, Хибин.

Делювиальные процессы получили наибольшее развитие в новейшее время в лесостепи – на Среднерусской и Приволжской возвышенностях, в Приуралье, где отложения делювия выполняют овраги древнего цикла эрозии и достигают значительной мощности.

На юго-востоке Русской равнины, на северном побережье Каспийского моря распространены морские отложения хвалынской трансгрессии. По механическому составу они разнообразны: от тёмно-коричневых отложений тяжёлого механического состава, так называемых шоколадных глин, до пылеватых супесей, а у восточной границы – песков. Для всех каспийских отложений характерна засолённость легкорастворимыми солями.

В Прикаспийской низменности образовались большие массивы эоловых отложений.

Морские отложения приурочены также к побережьям северных морей. Они отличаются песчаным механическим составом.

Речные долины сложены аллювиальными отложениями. Наибольшие площади аллювий занимает на аллювиальной равнине Припятского полесья и у рек Печоры, Северной Двины, в низовьях Волги, Куры, Кубани. Аллювий северных рек большей частью лёгкого механического состава, южных – более тяжёлый суглинистый у поверхности, местами глинистый.

На территории Русской равнины прослеживаются ледниковые и водно-некарбонатные лессовидные суглинки, карбонатные лессовидные суглинки и лёссы, морские соленосные четвертичные отложения.

Аналогичное распространение почвообразующих пород наблюдается на западе азиатской части России.

Северная часть Западно-Сибирской низменности покрыта ледниковыми отложениями – моренами и флювиогляциальными наносами.

На юге Западной Сибири огромные площади заняты озёрно-аллювиальными лёссовидными суглинками и глинами. Эти породы подстилаются третичными засолёнными глинами. Тяжёлый механический состав, подстилание засолёнными породами, плохой дренаж способствует распространению солончаковых гидроморфных почв.

В Казахстане большие площади занимают бурые суглинки – элювий и делювий коренных осадочных пород, преобразованных в течение длительного времени в условиях континентального климата. Эти породы лессовидные, карбонатные и нередко засолённые.

Туранская низменная равнина покрыта древнеаллювиальными отложениями, на больших пространствах песчаных пустынь, перевеянными в эоловые пески (Каракумы, Кызылкум и другие). Здесь формируются примитивные почвы песчаных пустынь.

На подгорных равнинах Средней Азии распространены лёссы, подстилаемые галечными толщами, благоприятствующими орошению. Среднеазиатский лёсс имеет пролювиальный генезис.

К Востоку от Енисея, в Средней и Восточной Сибири, а также на юге и востоке Средней Азии, на юго-востоке Западной Сибири распространены горные системы, где преобладают выходы разнообразных коренных пород и продукты их выветривания - элювий, делювий и коллювий.

На Камчатке почвообразующими породами служат вулканические пеплы.

Характеристика отложений. В зависимости от генезиса, условий формирования, четвертичные осадочные породы характеризуются различным составом, строением, сложением и свойствами, что существенно отражается на почвообразовании и плодородии формирующихся почв.

Почвообразующие породы подразделяются на следующие генетические типы: 1) элювиальные породы; 2) делювиальные; 3) пролювиальные; 4) аллювиальные; 5) озёрные; 6) ледниковые; 7) эоловые; 8) морские.

Элювиальные породы, или элювий – продукты выветривания коренных пород, оставшиеся на месте образования. Элювий формируется в горных областях и на равнинных плато. В зависимости Вопросы 22-26

Гидрология – наука, изучающая подземные воды Земли, их историю, происхождение, формирование состава, режим, геологическую и геохимическую деятельность.

Родоначальниками Российской гидрологии следует считать основоположника геологической науки М.В. Ломоносова, его учеников И.И. Лепехина, В.Ф. Зуева, С.П. Крашенникова, С.П. Никитина, В.В. Докучаева, И.В. Мушкетова. В 1882 году в России открыт геологический институт и кафедру гидрологии возглавлял А.Н. Семихотов. Развитие науки в послевоенные годы продолжили Ф.П. Саваренский, Г.Н. Каменский, В.А. Приклонский, А.Н. Семихотов, Н.К. Игнатович, О.К. Ланге, И.В. Попов, Н.И. Толстихин и др.

Современная гидрогеология является комплексной наукой естественно-исторического цикла из следующих разделов:

1) общая гидрогеология рассматривает вопросы распределения подземных вод, изучает их историю, состав, режим и другие особенности;

2) динамика подземных вод изучает законы передвижения подземных вод в горных породах в естественных условиях и при их эксплуатации;

3) региональная гидрогеология даёт общую характеристику, качественную и количественную оценку подземных вод по отдельным районам;

4) прикладная гидрогеология обслуживает отдельные отрасли народного хозяйства и изучает преимущественно вредное действие подземных вод (засоление и заболачивание почв при гидротехнических мелиорациях, обводнение нефтяных залежей, прорывы вод в шахты, рудники). В этом разделе рассматриваются методики гидрологических исследований, поиски и разведка подземных вод для различных целей, выявление радиогидрологических аномалий.

Главная цель гидрологических исследований – выявление новых резервов питьевой воды. Разведанные запасы пресных подземных вод на территории СНГ составляют более 290 км³, слабосолоноватых и солоноватых около 40 км³.

Вода в природе встречается в трёх фазовых состояниях: газообразном (пары воды), жидком и твёрдом (лёд). Жидкая вода бывает атмосферная (наземная или поверхностная) и подземная. Все виды воды взаимосвязаны друг с другом. Вода в условиях земной поверхности находится в постоянном движении и происходит её постоянный круговорот. Различают большой, малый и внутренний круговорот воды в природе.

Под большим круговоротом понимают процесс обмена и переноса влаги, испаряющейся с поверхности Мирового океана, в виде осадков на материки и обратно в океан в виде поверхностного и подземного стока. Малый круговорот характеризуется испарением влаги с поверхности океана или материка и выпадением атмосферных осадков на ту же поверхность. Внутренний круговорот характеризуется образованием дополнительных или местных осадков за счёт испарения с площади ограниченного участка суши (создание оросительных и осушительных систем).

В процессе круговорота воды в природе происходит постоянное возобновление природных вод, в т.ч. и подземных. Процесс смены первоначально накопившихся вод поступающими вновь называют водообменом. Интенсивность обмена подземных вод различна и зависит от глубины их залегания. В верхней части земной коры выделяют следующие зоны по интенсивности обмена:

- интенсивного обмена (воды преимущественно пресные) расположена в самой верхней части земной коры до глубины 300…400 м, реже глубже; подземные воды этой зоны дренируются реками; в масштабе геологического времени – это воды молодые; водообмен осуществляется за десятки и тысячи лет;

- замедленного водообмена (воды солоноватые и солёные) занимает промежуточное положение и располагается на глубине 600…2000 м; обновление вод в процессе круговорота происходит в течение сотен тысяч лет;

- весьма замедленного водообмена (воды типа рассолов) приурочены к глубоким зонам земной коры и полностью изолирована от поверхностных вод и атмосферных осадков; водообмен - в течение сотен миллионов лет.

Наибольшее значение для водоснабжения имеют подземные воды, циркулирующие в зоне интенсивного обмена. Постоянно пополняясь атмосферными осадками и водами поверхностных водоёмов, они, как правило, отличаются значительными запасами и высоким качеством. Воды двух нижних зон, расположенных до глубины 10…15 км, в процессе круговорота практически не возобновляются, запасы их не пополняются.

Количественное выражение круговорота подземных вод, или соотношение между приходом воды в пласт и отходом из пласта на данном участке за определённое время называется балансом подземных вод. На баланс подземных вод оказывают влияние геоморфологические, геологические и почвенно-климатические факторы.

Приход осуществляется: путём инфильтрации атмосферных осадков; путём конденсации паров и просачивания конденсационной воды в глубину; путём просачивания воды рек и поверхностных водоёмов.

Расход выражается: в выходе источников подземных вод на поверхность Земли; в подземном питании открытых водоёмов; в испарении поднимающейся по капиллярам влаги; в испарении через транспирацию растениями; в искусственном извлечении воды человеком.

Состав и свойства. Главнейшими физическими свойствами воды являются: температура,

плотность, прозрачность, цвет, запах, вкус, радиоактивность. Свойства воды, определяемые с помощью органов чувств, называются органолептическими.

Температура вод изменяется в широких пределах. В областях распространения вечной мерзлоты она может быть отрицательной (-4-6^оС), в районах деятельности молодых вулканов более 100^оС. Температура неглубоко замерзающих подземных вод обычно изменяется от 5^оС до 15^оС и обуславливается местными климатическими условиями.

По температуре подземные воды подразделяются на холодные (t^о менее 20^оС), тёплые (t^о – 20-37^оС), термальные (t^о – 37-42^оС), гипотермальные (очень горячие, t^о – 42-100^оС), перегретые (t^о – более 100^оС).

Плотность воды – масса воды, находящаяся в единице её объёма. Максимальная плотность воды при 4^оС. При охлаждении от 4^оС до 0^оС она расширяется, поэтому лёд легче воды, его плотность – 0,92 г/см³. Плотность пресной воды при 4^оС – 1 г/см³, морской воды – 1,03…1,08 г/см³.

Прозрачность воды – это способность воды пропускать световые лучи. Она зависит от содержания в ней механических примесей и органических веществ. Выделяют прозрачные воды, слегка мутные, мутные и очень мутные.

Цвет зависит от химического состава подземных вод. Химически чистая вода обладает небесно-голубым цветом. Болотные воды окрашены в жёлтый цвет от присутствия органических веществ. Закисные соли железа придают воде зеленовато-голубоватую окраску, полуторные окиси железа – ржаво-буроватую. Подземные воды в большинстве случаев не имеют запаха. Болотные воды, богатые гуминовыми веществами имеют особый болотный запах; застойная вода в колодцах имеет затхлый запах; присутствие в воде сероводорода придаёт ей запах тухлых яиц.

Вкус воде сообщают растворённые в ней минеральные вещества, газы, различные примеси. Ионы железа придают неприятный вкус, хлориды натрия – солёный, сернокислые соли натрия и магния – горький, органические вещества – сладковатый, ионы свободной углекислоты – приятный освежающий.

Подземные воды, содержащие природные радиоизотопы урана, радона и радия, называются радиоактивными. В гидрологии единица радиоактивности – эман/л. Эман/л равен 1*10¹⁰ Ки.

В подземных водах широко распространены ионы Cl^-, HCO₃^-, CO₃^2-, SO₄^2-, OH^-, F^-, NO₃^-, NO₂^-, Na⁺, K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, H⁺, NH₄⁺, Fe²⁺, Mn²⁺, Sr²⁺, Fe³⁺, Al³⁺, a также SiO₂, и микроэлементы J, Br, B, Cu, Pb, As, Ba, Cr. В коллоидном состоянии в воде присутствуют гидраты окиси железа и алюминия, кремнекислота и органические соединения. Эти вещества образуют неустойчивые коллоидные растворы (золи), которые выделяют коллоидно-растворённое вещество в виде геля. Они в растворённом состоянии выносятся из породы.

Кислород содержится в подземных водах в значительных количествах до 14 мг/л и расходуется на окисление различных органических соединений. Органические соединения, содержащиеся в воде, представляют собой неустойчивые химические соединения сложного состава (гуминовые кислоты). Перегнойные вещества с гигиенической точки безвредны, но придают воде жёлтый цвет, затхлый запах, сладковатый вкус. Наличие в подземных водах бактерий, возбудителей опасных заболеваний, указывает на загрязнение подземных вод.

Изменение содержания в подземной воде различных веществ происходит вследствие сложных химических и физико-химических процессов: растворения горных пород, их выщелачивания, обменной адсорбции между водой и поглощённым комплексом породы, внутригрунтового испарения капиллярной каймы грунтовых вод, микробиологических процессов, смешения вод. Изменение состава подземных вод под воздействием вышеперечисленных процессов называется метаморфизацией вод.

Подземные воды, протекая по разнообразным породам, взаимодействуют с окружающей средой и изменяют свои свойства. Происходит выщелачивание горных пород или включений в них и обогащение минеральными солями. Формирование химического состава связано также с условиями происхождения (морские, инфильтрационные, ювенильные и т. д.) и последующими процессами их изменяющими.

По количеству растворённых веществ подземные воды разнообразны почти от дистиллированных до рассолов полной насыщенности.

Общее содержание растворённых в подземных водах веществ называется общей минерализацией воды.

Подземные воды различаются по общей минерализации, жёсткости, содержанию анионов и катионов, содержанию отдельных газов.

Классификация подземных вод по общей минерализации, разработанная В.И. Вернадским, позволяет разделить их по общему плотному остатку солей следующим образом: пресные – до 1 г/л, слабосолоноватые – 1..3 г/л, сильносолоноватые – 3…10 г/л, солёные – 10…30 г/л, рассольные – более 35г/л. Для водоснабжения и орошения используются пресные и слабосолоноватые воды. Наилучшими питьевыми качествами обладают воды при рН=6,5-8,5.

В основу разделения подземных вод по химическому составу положено преобладание содержания того или иного иона. К преобладающим ионам относят те, содержание которых в воде превышает 25% от суммы мг-экв. анионов и катионов.

По классификации О.А. Алекина все природные воды делятся по преобладающему аниону на три класса: гидрокарбонатные (и карбонатные), сульфатные и хлоридные. Классы разделяются на три группы по обладающему катиону – кальцию, магнию и натрию (калию).

Каждая группа подразделяется на четыре типа, определяемые следующими соотношениями между катионами и анионами:

Первый тип: НСО₃^- > Са²⁺ + Мg²⁺ - пресные мягкие воды.

Второй тип НСО₃^-<Са²⁺+Мg²⁺<НСО₃^-+SО₄^2- – пресные и солоноватые, жёсткие воды.

Третий тип НСО₃^-+SО₄^2-< Са²⁺+Мg² - солёные агрессивные воды.

Четвёртый тип НСО₃^- = О – кислые воды.

Различные сочетания элементов определяют основные свойства подземных вод: щёлочность, солёность и жёсткость. Щёлочность определяется наличием бикарбонатов – Ca(HCO₃)₂, Mg(HCO₃)₂, NaHCO₃; жёсткость - Ca(HCO₃)₂, Mg(HCO₃)₂, CaSO₄, MgSO₄, CaCl₂, MgCl₂; солёность - CaSO₄, MgSO₄, CaCl₂, MgCl₂, Na₂SO₄, NaCl.

Вся природная вода минерализована. Однако минеральными водами часто называют такие, которые используются для лечебных целей и обладают определёнными физико-химическими свойствами, оказывающими особое физиологическое действие на человеческий организм.

Наиболее известные типы минеральных вод: 1) углекислые воды, сильно газированные углекислотой (холодные нарзаны, славяновская, воды Карловых Вар); 2) сероводородные или сульфидные (воды Мацесты,Талги на Кавказе, Сергиевские в Поволжье); 3) радиоактивные, содержащие эманацию радия и называются радоновыми, или соли радия и именуются радиевыми).

Формирование химического состава вод длительный физико-химический процесс преобразования подземных вод, происходящий на различных глубинах при неодинаковых температурах и давлении, испарении и конденсации, катионном обмене – адсорбции между водами и породами.

Происхождение и классификация подземных вод. Г.Н. Каменский три основных генетических цикла формирования:

1) инфильтрационный, или континентальный, обусловленный инфильтрацией атмосферных осадков и связанный с процессами выветривания; при этом цикле образуются инфильтрационные воды;

2) морской, или осадочный (седиментационно-диагенетический), обусловленный проникновением морских вод в толщи пород в процессе осадконакопления, процессами изменения осадков и видоизменения, заключённых в них вод; при этом образуются седиментационно-диагенетические воды;

3) метаморфический и магматический цикл, обусловленные метаморфизмом горных пород и магматическими процессами, протекающими в земной коре; при этом образуются магматические или эндогенные воды; кроме того, в природе образуются:

4) конденсационные воды, возникшие при конденсации водяных паров атмосферного и почвенного воздуха;

5) смешанные воды, образуются при смешении различных по происхождению вод.

Инфильтрационные воды образуются при инфильтрации атмосферных осадков, речных и других вод под действием сил гравитации по крупным порам и трещинам. На глубине они встречают водонепроницаемые слои горных пород. Вода задерживается и заполняет пустоты, при этом создаются горизонты подземных вод. Гидрологи считают, что на возобновление запаса подземных вод идёт от 10 до 30% общего годового количества атмосферных осадков. Накапливаются инфильтрационные воды в основном на небольших глубинах, в рыхлых отложениях, либо в породах, хорошо отмытых от хлоридов морского солевого комплекса. Грунтовые воды этого типа широко развиты в гумидных областях.

Седиментационные воды. Формирование их генетически связано с нормальными морскими водами или в различной степени засолёнными осадочными породами в зонах затруднённого водообмена. Пути накопления седиментационных вод весьма многообразны:

1) иловые воды, отжатые из свежих илов в раннюю стадию диагенеза при их уплотнении;

2) воды животных и растительных организмов, выделяющиеся при их разложении;

3) постседиментационные воды, выдавливаемые при уплотнении уже затвердевших пород, главным образом глин и глинистых сланцев.

По составу это солёные и рассольные бессульфатные воды с сухим остатком от 10 до 250…350 мг/л. В них содержатся Cl, J, Br, B, Li, Sr, Rb, органические вещества, газы биохимического происхождения. Они называются хлоридными. Седиментационные воды сохраняются в осадочных породах длительное геологическое время и влияют на засоление почв и грунтовых вод.

Магматические воды. В магматических очагах в магме содержится от 0,5 до 8.0 % воды, образующейся в глубине земли из паров воды, содержащихся в магме. Эти воды в течение длительного геологического времени постоянно пополняют воды земной коры. Их называют также ювенильными водами.

Конденсационные воды. По мнению А.Ф. Лебедева процессы конденсации играют определённую роль в образовании первых от поверхности горизонтов грунтовых вод, и поведение жидкой влаги зависит от действия сил тяжести, капиллярных и молекулярных сил.

В пустынях, возможным источником питания грунтовых вод, может являться только влага, образующаяся за счёт конденсации. Наиболее высокие отметки отмечены не под возвышенностями, а под их склонами, что объясняется накоплением влаги конденсационным путём, происходящим при определённой мощности приповерхностной толщи.

В приаральских и прикаспийских полупустынях происходит внутригрунтовое испарение, и пресные линзовые воды возникают на песчаных островах не за счёт конденсации атмосферной влаги, а за счёт испарения солёной воды. Во многих засушливых районах степей и полупустынь накопление грунтовых вод происходит под влиянием интенсивного испарения и процессов взаимодействия с засолёнными почвами, что обуславливает процессы рассоления и засоления почв.

Смешанные воды – это воды, имеющие несколько источников питания, например инфильтрацию и конденсацию.

Существует много классификаций подземных вод, но главных из них две: по характеру их использованию и по условиям залегания в земной коре, где учитывается также характер водовмещающих пород и гидравлические и гидродинамические признаки. В число первых хозяйственно-питьевые воды, технические, промышленные, минеральные, термальные. Для питьевой воды установлены гигиенические нормативы по содержанию сульфатов, хлоридов, наличию сухого остатка, общей жёсткости.

По условиям залегания подземные воды делят на почвенные, верховодку, грунтовые и артезианские.

Почвенные воды – влага, содержащаяся в почвенном слое. Передвигаются они под действием силы тяжести, молекулярных и капиллярных сил.

В зависимости от степени насыщения пор горных пород водой верхняя часть земной коры делится на две зоны: верхнюю - зону аэрации и нижнюю - зону насыщения.

В зоне аэрации выделяют три слоя почвенных вод:

1) почвенный горизонт переменной влажности – корнеобитаемый слой. В нём совершается обмен влагой между атмосферой, почвой и растениями;

2) подпочвенный горизонт;

3) горизонт капиллярной влаги – капиллярная кайма.

В породах и минералах различают следующие виды воды: связанная, свободная, вода в виде пара, вода в твёрдом состоянии.

Связанная вода подразделяется на химически и физически связанную.

Химически связанная вода содержится только в минералах и представлена конституционной, кристаллизационной и цеолитной. Конституционная вода находится в кристаллической решётке минерала. Она представлена гидроксильными группами (ОН^-) и с большим трудом выделяется из минерала при t 300…1000^оС.

Кристаллизационная вода входит в состав кристаллической решётки в виде молекул воды. Выделяется при t^о ниже 300^оС, при этом минерал разрушается и переходит в другой (гипс CaSO₄*2H₂O при t^о=107^о переходит в ангидрит CaSO₄).

Цеолитная вода – разновидность кристаллизационной, связанная с кристаллической решёткой менее прочно, удаляется из минерала постепенно, при этом минерал изменяет свои свойства.

Физически связанная вода бывает прочносвязанная (гигроскопическая) и рыхлосвязанная (плёночная).

Гигроскопической водой называются пары воды, поглощённые породой из воздуха; это вода увлажнения, механически примешенная к той или иной породе. Она не подчиняется силе тяжести, не передаёт гидростатического давления, не обладает растворяющей способностью, не замерзает до температуры –78^оС, недоступна растениям. При нагревании породы до 100…105^оС она полностью удаляется. Её содержание в песках менее 1%; в лёссах – до 8%; в глинах – до 18%.

Плёночная (рыхлосвязанная) вода образуется в породах при конденсации водяных паров. Она покрывает тонкой плёнкой (толщиной не свыше 0,001 см) поверхности отдельных частиц сверх слоя гигроскопической воды. Она не подчиняется силе тяжести, не передаёт гидростатического давления, не замерзает при температуре (-5^оС) – (-6^оС). Плёночная вода благоприятствует деятельности микроорганизмов, способствуя почвообразованию. Содержание её в песках до 2,7%, в глинах до 45%.

Свободная вода делится на капиллярную и гравитационную.

Капиллярная вода содержится в тонких порах и образует раздел между поясом аэрации и поясом насыщения. Пояс аэрации – поверхностный пояс в разрезе земной коры, находящийся на стыке атмо,- гидро- и литосфер, лежащий выше постоянного уровня грунтовых вод. Поры в нём заполнены воздухом. Ниже постоянного уровня грунтовых вод лежит второй пояс, пояс насыщения. В нём поры заполнены водой. В нижней части пояса аэрации капиллярные воды связаны с гравитационными и движутся под влиянием сил тяжести, способствуя подъёму грунтовых вод. Капиллярная вода является источником питания растений.

Свободная вода передвигается в горных породах под влиянием силы тяжести и выполняет большую механическую и химическую работу. Этот вид подземных вод имеет огромное значение для народного хозяйства.

Геологическая деятельность почвенных вод незначительна, однако агрономическое значение их огромно, поскольку они являются источником питания растительных и животных организмов.

Верховодка (почвогрунтовые воды) – это небольшие скопления воды, временного сезонного характера, находящиеся в гидравлической связи с почвенными водами и залегающие на невыдержанных водонепроницаемых или слабопроницаемых слоях, вблизи поверхности земли.

Водоупорами (или полуводоупорами) для верховодки могут быть линзы глин и суглинков в песке, прослойки более плотных пород, на которых при инфильтрации вода временно задерживается и образует сводообразные водоносные горизонты. Накопление верховодки происходит весной при обильном снеготаянии, или осенью в период обильных дождей. Кроме того, верховодка может образоваться даже при отсутствии в зоне аэрации каких-либо водоупорных пропластков, но при условии, если в толщу суглинков обильно поступает вода, а вследствие низкой водопроницаемости просачивание из верхней части толщи происходит замедленно.

Для верховодок характерен временный, чаще сезонный характер, небольшая площадь распространения, малая мощность и безнапорность. Чаще всего они возникают в суглинках, глинистой морене и лёссовых породах. Воды верховодки не имеют связи с реками, Уровень их крайне изменчив, при малом количестве осадков верховодка совсем исчезает.

Грунтовые воды – это постоянные во времени и значительные по площади распространения горизонты подземных вод, залегающие на первом от поверхности водоупоре. Они могут накапливаться как в рыхлых пористых антропогеновых и до антропогеновых породах, так и в трещиноватых твёрдых породах. Область питания грунтовых вод совпадает с областью их распространения. Грунтовые воды характеризуются рядом признаков:

1. Грунтовые воды имеют свободную поверхность, т.е. сверху они не перекрыты водоупорными слоями. Свободная поверхность грунтовых вод называется зеркалом (в разрезе уровень), положение которого в какой-то мере отвечает рельефу данной местности. Глубина залегания уровня грунтовых вод различна и может колебаться от 1 до 50 м и более.

Водоупор, на котором лежит водоносный слой, называют ложем (водонепроницаемая горная порода, подстилающая грунтовые воды), а расстояние от водоупора до уровня подземных вод – мощностью водоносного слоя. Порода, насыщенная водой, называется водоносным слоем, или водоносным горизонтом. Грунтовые воды по своим гидравлическим особенностям безнапорные воды, со свободной поверхностью, хотя иногда могут проявлять местный напор, связанный с залеганием линзы глины в уровне зеркала.

2. Питание грунтовых вод происходит в основном за счёт атмосферных осадков и частично при поступлении воды из поверхностных водоёмов и рек, конденсации водяных паров и внутригрунтового испарения, подтока (подпитывания) из более глубоких водоносных горизонтов. Территория, на которой происходит питание, ориентировочно совпадает с площадью распространения грунтовых вод, т.е. область питания совпадает с областью распространения. Грунтовая вода открыта для проникновения в неё поверхностных вод, что приводит к изменению её состава во времени и нередко к загрязнению различными вредными примесями.

3. Грунтовые воды находятся в непрерывном движении и, как правило, образуют потоки, которые, подчиняясь силе тяжести, направлены в сторону общего уклона водоупора, от водораздела к речным долинам, оврагам, рекам, морям и другим понижениям рельефа, где выходят в виде источников, образуя родники или создавая локальную по площади заболоченность, т.е. происходит их разгрузка или дренаж. Эти области называются областями разгрузки или областями дренирования Зеркало грунтовых вод редко бывает горизонтальным и копирует рельеф земной поверхности в пределах их расположения. В отдельных случаях грунтовые воды, заполняя неровности водоупорного ложа, образуют грунтовые бассейны с горизонтальной или почти горизонтальной поверхностью, т. е. вода находится в неподвижном состоянии. Часто наблюдается сочетание грунтового потока с грунтовым бассейном.

Грунтовые воды движутся по порам и нешироким трещинам в виде отдельных тонких струек, параллельных друг другу. Такой вид движения называется ламинарным. Скорость движения подземных вод зависит от водопроводимости горных пород и от уклона зеркала воды. Скорость движения грунтовых вод в сравнении со скоростью, течения рек относительна невелика. В мелкозернистых и однородных песках скорость движения воды 1-5 м/сутки. В крупнозернистых гравийных песках до 15-20 м/сутки, в галечниках и сильно трещиноватых закарстованных известняках до 100 м/сутки и более.

4. Количество, качество и глубина залегания грунтовых вод зависят от геологических условий местности и климатических факторов. Глубина залегания уровня, температура вод, минерализация, расход подвержены систематическим колебаниям, происходящим, как правило, ежесуточно, ежемесячно, в течение одного или нескольких лет. По степени минерализации воды преимущественно пресные, реже солоноватые и солёные, состав гидрокарбонатно-кальциевый, сульфатный и сульфатно-хлоридный.

Гидроизогипсы и гидроизопьезы. При вскрытии грунтовых вод колодцами или скважинами вода будет устанавливаться на том уровне, на каком она залегает в породе, без подъёма вверх. К зеркалу грунтовых вод примыкает капиллярная кайма, в которой поры породы лишь частично заполнены водой, поднимающейся по капиллярам.

Для выявления характера поверхности грунтовых вод составляют карты гидроизогипс. Гидроизогипсами называют линии, соединяющие точки с одинаковыми абсолютными или относительными отметками уровней грунтовых вод. Эти линии аналогичны горизонталям рельефа местности и подобно им отражают рельеф зеркала вод.

Карты гидроизогипс необходимы при решении задач, связанных с проектированием водозаборов, борьбой с подтоплением территорий и т.д. С помощью карты (совмещённой с топографической картой) можно выяснить направление и скорость движения грунтового потока в любой точке, определить глубину залегания грунтовых вод (по разности отметок горизонталей и гидроизогипс). Карта гидроизогипс позволяет установить характер связи грунтовых вод с поверхностными и источники их питания.

По гидравлическим и гидродинамическим признакам межпластовые подземные воды делятся на ненапорные со свободной водной поверхностью (грунтовые) и напорные (артезианские).

Межпластовые ненапорные воды встречаются сравнительно редко и отличаются от грунтовых вод тем, что они находятся между двумя выдержанными водоупорными пластами. Они связаны с горизонтально залегающими водоносными слоями, заполненными водой полностью или частично. Питание их происходит не на всей площади распространения водоносного слоя, а только в месте выхода потока на поверхность. Обычно такие воды развиты в условиях расчленённого рельефа и залегают выше базиса эрозии (местной гидрографической сети). Они не заполняют полностью водоносного слоя, не имеют соприкосновения с водонепроницаемой кровлей и характеризуются свободной ненапорной поверхностью. На береговых склонах оврагов и рек часто образуются источники или родники, особенно при наклонном расположении водоупорного ложа. Межпластовые воды являются проточными и по условиям передвижения аналогичны грунтовым нисходящим водам, подчиняющимся законам силы тяжести.

Артезианские подземные воды на территории России выделены в пределах платформ земной коры и горных районов. В пределах платформ расположены самые крупные артезианские бассейны, содержащие огромные естественные запасы подземных вод разной степени и характера минерализации. Артезианские бассейны горных областей менее крупны по площади, но водовмещающие породы (коренные горные породы и мощная толща песчано-галечниковых накоплений) водообильны. Несмотря на сравнительно небольшие размеры, эти бассейны отличает значительная глубина, поэтому запасы подземных вод велики, а роль их в водоснабжении существенна.

Напорные, или артезианские, межпластовые воды чаще всего встречаются при синклинальном и моноклинальном залегании горных пород. Водоносные слои в первом случае заключены между двумя пластами водонепроницаемых пород и изогнуты в виде чаши. Областью питания подземных вод в этом случае является места выхода водоносных слоёв на поверхность. При синклинальном залегании водоносных пластов создаются наиболее благоприятные условия для образования гидростатического напора. При моноклинальном (односклоновом) залегании водоносных пластов напорные воды образуются тогда, если они оказываются под гидростатическим напором, что происходит в условиях частой смены пород, т.е. при резком изменении водопроницаемости пластов или их выклинивании. Вода, поступившая из области питания в водопроницаемые породы, постепенно передвигается по падению слоя и наконец, достигает глин, не находя далее выхода. Происходит накопление её в водоносном слое, и она оказывается под гидростатическим давлением, и при вскрытии она обладает напором и поднимется до высоты области питания. Эти воды могут быть приурочены также к зонам тектонических нарушений и разломов.

Геологические структуры синклинального типа, содержащие один или несколько напорных водоносных горизонтов и занимающие значительные площади, называются артезианскими бассейнами (Московский артезианский бассейн, Днепровско-Донецкий или Северо-Украинский). При моноклинном залегании слоёв образуется артезианский склон.

В артезианских бассейнах выделяют три области: питания, напора и разгрузки. Выделение областей условно. В последнее время установлена возможность медленного перетекания воды из напорного водоносного пласта в ниже- и вышезалегающие водоносные горизонты через разделяющие их относительно водоупорные слои, поэтому области разгрузки напорных вод, так же как и питания (при перетекании воды из ниже- и вышезалегающих водоносных горизонтов), могут занимать различные участки по площади артезианского бассейна.

Разгрузка напорных вод возможна и искусственным путём через водозаборные скважины при их длительной эксплуатации. Работа водозабора усиливает процессы перетекания воды из одного водоносного горизонта в другой. Отдельные части водоносных слоёв подземных вод залегают на различных высотных отметках, что создаёт напор подземных вод. Напорных подземных горизонтов может быть несколько, и каждый из них имеет область питания там, где водоносные слои выходят на поверхность и имеют высокие отметки. Область питания, как правило, не совпадает с площадью распространения межпластовых вод.

Напорность вод характеризуется пьезометрическим уровнем. Высотное положение уровня связано с характером залегания водоносных слоёв. Он может быть выше поверхности земли или быть ниже её. Если пробурить скважину до водоносного слоя, то подземная вода поднимется на значительную высоту. В пониженных элементах рельефа она будет фонтанировать (т.е. изливаться на поверхность), на более высоких участках она может остановиться на какой-то глубине, т.е. она поднимется лишь до пьезометрического уровня. Плоскость, проходящая через области питания, определяет высоту напора воды, и этот уровень называется пьезометрическим уровнем, выше которого вода подняться не может.

Пьезометрический уровень выражают в абсолютных отметках по отношению к уровню моря, напор измеряется в метрах и представляет собой высоту столба воды от кровли водоносного горизонта до пьезометрического уровня.

Линии, соединяющие точки с одинаковыми отметками пьезометрического уровня, называются гидроизопьезами (или пьезогипсами). Совокупность таких линий составляют карту гидроизопьез, и строится она методом интерполяции отметок, т.е. аналогично карте гидроизогипс. Если напорных водоносных горизонтов несколько, для каждого их них на карте наносится своя система гидроизопьез.

С помощью карты гидроизопьез решают вопросы использования артезианских вод для водоснабжения, а также изучают условия формирования их потоков, определяют направление их движения, выделяют участки самоизлияния, устанавливают гидравлическую связь напорных вод с реками и т.д.

По характеру водовмещающих пород подземные воды делятся на поровые, трещинные, жильные, карстовые, трещинно-пластовые, порово-пластовые.

Поровые воды – воды, которые насыщают пористые породы - галечники, пески, слабо сцементированные песчаники, супеси, суглинки.

Трещинные воды – это подземные воды, циркулирующие в трещиноватых горных породах. Перемещаются они по системе взаимосвязанных трещин и образуют единую гидравлическую систему. В зависимости от условий залегания трещинные воды могут быть грунтовыми, межпластовыми, жильными.

Трещинно-грунтовые воды развиты в верхней трещиноватой зоне кристаллических массивов (до глубины 80…100 м). Питаются в основном за счёт атмосферных осадков, отличаются значительными колебаниями уровня подземных вод во времени, площадь их питания совпадает с площадью распространения. Водоупором служат монолитные нетрещиноватые скальные породы. Водообильность определяется условиями их питания и степенью трещиноватости горных пород. Расположены в зоне активного водообмена, поэтому они пресные, гидрокарбонатно-кальциевого состава.

Межпластовые трещинные воды циркулируют в артезианских бассейнах, водоносные горизонты которых представлены трещиноватыми горными породами.

Трещинно-жильные воды развиты локально, исключительно в зонах тектонических нарушений с крупными трещинами. Это линейно вытянутые узкие водные потоки (жилы), уходящие в глубину на несколько сот метров, поэтому они часто имеют повышенную температуру. Для них характерен напорный режим, значительная водообильность, нередко разгружаются на поверхности земли, образуя мощные родники, используемые для водоснабжения. Источником их питания являются трещинно-грунтовые воды.

Карстовые воды, или трещинно-карстовые – подземные воды, циркулирующие по трещинам и пустотам карстового происхождения.

Степень и характер закарстованности горных пород определяют основные черты карстовых вод (глубину развития, интенсивность движения, гидравлическое состояние, водообильность и т.д.). Карстовые воды отличаются от трещинных более интенсивным движением, особенно в верхней зоне закарстованных пород, непостоянством химического состава, резким изменением водообильности на сравнительно небольших расстояниях.

В районах многолетней мерзлоты подземные воды содержатся в толще многолетнемёрзлых пород. Они представлены надмерзлотными, межмерзлотными и подмерзлотными водами.

Надмерзлотные воды подразделяют на воды сезонно-талого слоя и воды надмерзлотных таликов речных долин и озёрных впадин. Подстилающим водоупором служит многолетнемёрзлая толща, пустоты, трещины, поры которой постоянно заполнены льдом. Надмерзлотные воды образуют безнапорные горизонты типа верховодки и грунтовых вод. Питание получают за счёт инфильтрации осадков, таяния снежников и ледников, и подпитывания в результате разгрузки подмерзлотных вод. Воды пресные, запасы их незначительные, санитарно-техническое состояние не всегда удовлетворительное. Надмерзлотные воды в зоне таликов обычно не промерзают, имеют постоянный сток, пресные, очень холодные (0,5-5^оС), используются для водоснабжения.

Межмерзлотные воды содержатся внутри толщи многолетней мерзлоты как в твёрдой, так и в жидкой фазе. В жидкой фазе они напорны. Распространены не повсеместно и залегают в пределах таликов преимущественно в долинах рек. Постоянная циркуляция, отчасти высокая минерализация, предохраняет их от замерзания. Гидравлически межмерзлотные воды связаны и с вышезалегающими надмерзлотными, и нижезалегающими подмерзлотными водами. Запасы их непостоянны и к концу зимы значительно сокращаются.

Подмерзлотные воды циркулируют ниже многолетнемерзлотной толщи, поэтому встречаются только в жидкой фазе. Воды напорны, по условиям циркуляции аналогичны напорным водам в районах с умеренным климатом. Запасы их значительны, водообильность высокая, особенно карстовых подмерзлотных вод, минерализация пёстрая (от пресных до рассолов), используются для водоснабжения.

При выходе подземных вод на поверхность образуется естественный источник (ключ, родник, криница). Источники, питаемые верховодкой и грунтовыми водами, называются нисходящими, а источники, питаемые напорными водами, называются восходящими.

Режим грунтовых вод – это изменение их уровня, химического состава, температуры и расхода. В естественных условиях для подземных вод характерен ненарушенный (естественный) режим, который формируется в основном под влиянием метеорологических, гидрологических и геологических факторов. Режим грунтовых вод – инфильтрация и боковой приток, отток и испарение, а также баланс, условия формирования и стока – тесно связаны с современным климатом, рельефом и поверхностными водами. Одним из основных ведущих факторов, нарушающим режим грунтовых вод, являются метеорологические условия (осадки, температура воздуха, испарение, атмосферное давление) и особенно количество атмосферных осадков.

Они вызывают сезонные и годовые колебания уровня, изменение химизма, температуры и расхода грунтовых вод. Наибольшие колебания уровней приходятся на периоды снеготаяния (весенний максимум) и осенних дождей (осенний максимум). Минимум колебаний уровня отмечается в конце лета – в начале осени и в конце зимы. Разность между наивысшим и наинизшим горизонтом подземных вод называют максимальной амплитудой колебаний.

Обычно амплитуда сезонных колебаний грунтовых вод не превышает 2,5…3,0 м, а максимальные составляют 10…15 м. Уровень грунтовых вод колеблется не только по сезонам, но и в многолетнем цикле, что связано с ритмическими изменениями климата и приурочены к различным циклам, среди которых наиболее чётко фиксируется 11-летний цикл. Амплитуды многолетних колебаний не превышают амплитуд сезонных.

Гидрологический режим рек влияет на положение уровней подземных вод и их химизм в полосе шириной от 0,2-0,5 км до 2-6 км. Колебания уровня подземных вод в речной долине с некоторым отставанием отражают колебания уровня реки.

Геологические факторы действуют на любом участке земной коры. Выделяют медленнодействующие геологические факторы (тектонические движения, внутренняя теплота земного шара и др.) и эпизодические (землетрясения, вулканизм, оползни, грязевые вулканы).

В районах тектонических поднятий уровень подземных вод понижается, при опускании местности – повышается. Изменяется химизм воды. При землетрясениях появляются новые источники и исчезают старые, изменяется термический режим, химический и газовый состав подземных вод. Вулканические явления изменяют температуру, химизм и уровень подземных вод.

Режим артезианских, карстовых и надмерзлотных вод в естественном состоянии существенно отличается от режима грунтовых вод. Уровень и химический состав артезианских вод менее подвержен изменениям, чем грунтовых. Резкой изменчивостью уровня, химизма и расхода отличаются карстовые воды. Неустойчив режим надмерзлотных вод, что связано с интенсивностью промерзания и оттаивания мёрзлых грунтов.

Запасы подземных вод – это количество (объём) свободной воды, содержащейся в водоносных слоях. Оценка запасов имеет важное значение для водоснабжения. Все вопросы, связанные с использованием подземных вод для нужд водоснабжения, решаются на основе подсчитанных запасов.

Запасы подземных вод подразделяют на естественные и эксплуатационные.

Естественные запасы подземных вод – это объём гравитационной воды, который содержится в водоносных горизонтах в естественных условиях (в статистическом состоянии или в движении). Естественные запасы слагаются из статических, упругих и динамических.

Статические и упругие запасы характеризуют объём гравитационной воды в порах и трещинах водоносных пород в м³. Упругие запасы – это количество воды, которое может быть извлечено из напорного водоносного пласта без его осушения за счёт упругих свойств воды и горных пород при понижении уровня.

Под динамическими запасами (или естественными ресурсами) понимают расход подземных вод (м³/сут), протекающих через водоносный пласт. Эти запасы в процессе круговорота воды на Земле постоянно возобновляются. Роль их значительна.

Эксплуатационные запасы подземных вод – это количество подземных вод, которое может быть получено в единицу времени из водоносного горизонта рациональными в технико-экономическом отношении водозаборами без снижения дебита и ухудшения качества воды в течение всего расчётного срока водопотребления.

Подземные воды России, исходя из соотношения количества атмосферных осадков и испарения, а также оттока вод, делятся на две основные зоны: грунтовые воды выщелачивания и грунтовые воды континентального засоления.

Зональность подземных вод. Грунтовые воды имеют практически повсеместное распространение. В площадном распределении грунтовых вод имеет определённая зональность. Выделяют следующие четыре зоны.

Грунтовые воды речных долин. Глубина залегания изменяется от 1см до 15 м. Вода залегает в аллювиальных отложениях, слабо минерализована, широко используется для водоснабжения.

Грунтовые воды ледниковых отложений. На европейской территории России ледниковые отложения представлены разнообразными обломочными породами, среди которых много водоносных слоёв. Вода обильная, слабо минерализованная, широко используется для водоснабжения.

Грунтовые воды полупустынь и пустынь. Это районы с малым количеством атмосферных осадков (до 200 мм в год) и значительным испарением. Воды обычно мало, залегает она глубоко и имеет высокую минерализацию.

Грунтовые воды горных областей. В этих районах выпадает много атмосферных осадков, часть которых проникает в выветрелые и трещиноватые породы. Наибольшее количество грунтовых вод хорошего качества скапливается в отложениях предгорных наклонных равнин. Эта вода широко используется для водоснабжения.

Среди зональных располагаются незональные грунтовые воды, например, болотные, карстовые и др. Большими аккумуляторами атмосферных осадков, паводковых и других вод являются болота. Уровень грунтовых вод в болотах всегда совпадает с поверхностью земли, что собственно и обуславливает заболоченность местности.

Зональность грунтовых вод – это закономерное изменение в горизонтальном направлении глубин залегания, количества и качества грунтовых вод в связи с зональностью климата и ландшафта. Выделяют зональные воды,

Первая схема зональности грунтовых вод европейской части территории России предложена В.С. Ильиным, выделившим зональные воды, связанные с горизонтальной климатической зональностью, и азональные, не связанные с горизонтальной климатической зональностью (грунтовые воды речных долин, трещинные и карстовые воды, воды солончаков, болот и орошаемых массивов). Выделяют следующие виды зональности грунтовых вод климатическую, гидродинамическую и зональность питания.

Климатическая зональность выражается в увеличении минерализации и глубины залегания грунтовых вод с переходом от области достаточного увлажнения к области незначительного увлажнения. В области достаточного увлажнения формируются пресные воды, в области незначительного увлажнения – более минерализованные, так называемые воды грунтового выщелачивания. Грунтовые воды зоны выщелачивания формируются под влиянием растворения и интенсивного химического выноса вещества в процессе выветривания горных пород. Общая минерализация этих вод колеблется от нескольких мг/л на севере до 1000 мг/л и более на юге. Преимущественно это пресные гидрокарбонатно-кальциевые (в тундре – гидрокарбонатно-кремнезёмные) воды. Распространены в районах избыточного увлажнения (тундра, тайга, лесостепь), с преобладанием подземного стока над испарением. Воды этого типа встречаются в горных условиях, где интенсивная трещиноватость скальных пород и рельеф способствуют подземному стоку и развитию процессов выщелачивания.

Гидродинамическая зональность, или зональность подземного оттока, проявляется в последовательном повышении минерализации и уменьшении глубины залегания подземных вод по мере ухудшения естественной дренированности территории. В зависимости от степени подземного оттока выделяют пять зон естественной дренированности, которые называют гидродинамическими: интенсивно дренированная, дренированная, слабодренированная, весьма слабодренированная, бессточная (практически не дренированная).

Минерализация грунтовых вод увеличивается от первой зоны к пятой в связи с изменением соотношения подземного оттока грунтовых вод и расхода их на испарение и транспирацию. Наибольшей минерализацией характеризуются бассейны грунтовых вод в пустынях. Это так называемые грунтовые воды континентального засоления, развиты на территории сухих степей и полупустынь, где испарение преобладает над осадками, благоприятные условия для подземного стока отсутствуют. Воды солоноватые и солёные, по химическому составу – сульфатные, сульфатно-хлоридные и хлоридные. Засолению вод способствует развитие на этих территориях засолённых морских осадков и засолённых почв.

Гидродинамические зоны грунтовых вод, определяемые рельефом и геологическим строением, тесно связаны с геоструктурными условиями территории. Последовательная смена зон чётко выражена в предгорных областях, где по мере удаления от гор к низменным равнинам наблюдается постепенное ухудшение дренированности и, в связи с этим, нарастание минерализации.

Зональность питания грунтовых вод наиболее отчётливо проявляется в зонах низкой дренированности аридных областей. Она заключается в последовательном увеличении минерализации грунтовых вод с удалением от источника питания реки, канала и т.д.

На схеме зональности грунтовых вод России (по Д.М. Кацу) выделено две провинции:

- провинция широтно-зональных грунтовых вод материковых платформ (с подпровинциями таёжной, лесной, лесостепной, степной, полупустынной и пустынной) характеризуется небольшой мощностью четвертичных, в основном песчано-глинистых, отложений, где заключены безнапорные воды; минерализация увеличивается от степной подпровинции к пустынной;

- провинция широтно- и вертикально- зональных грунтовых вод предгорных и межгорных прогибов и впадин, характеризуется большей мощностью четвертичных отложений и наличием в их составе гравийно-галечниковых пород.

Кроме зональных грунтовых вод Кац Д.М. выделил азональные грунтовые воды, химический состав которых не подчиняется климатической и гидродинамической зональности. К азональным отнесены воды районов современного и древнего морского засоления пород; выветривания соленосных дочетвертичных пород; подпитывания грунтовых вод солёными напорными водами; грязевых вулканов; солевых куполов.

При своём движении подземные воды производят значительную работу химического растворения, механического переноса и переотложения вещества. Немалую механическую работу выполняют подземные воды при выходе на поверхность. Вся геологическая деятельность подземных вод проявляется в виде карстов, суффозий, оползней, грязевом вулканизме.

Под карстом следует понимать процесс выщелачивания (растворения) растворимых трещиноватых горных пород движущимися подземными и поверхностными водами, которые вызывают образование специфических и разнообразных замкнутых впадин на поверхности Земли, пещер и каналов в глубине. (Карст-название известнякового плато карста близ Триеста - берег Адриатического моря). К растворимым породам относятся: каменная соль, гипс, мергель, ангидрит, известняк, доломит, в которых наблюдается развитие интенсивных карстовых процессов

Подземные воды всегда обогащены растворимыми солями и газами, что увеличивает растворимость горных пород, особенно при наличии углекислоты. Растворимость известняков и доломитов при содержании углекислоты увеличивается в 5-6 раз, а наличие NаСl в водах увеличивает растворимость гипса в 2,5-3,5 раза.

Одной из форм карстового рельефа, развивающихся на поверхности горных пород, являются карры. Они представляют собой различные углубления, напоминающие глубокие бороздки, небольшие канавки, щели, дыры глубиной от нескольких сантиметров до 1-2 метров. Карры иногда покрывают обширные площади, превращая их в неудобообрабатываемую и даже труднопроходимую местность называемую карровыми полями.

Известняки, как правило, разбиты системами трещин и стекающая по их поверхности вода уходит по этим трещинам под землю. Обычно легче всего происходит поглощение воды в местах пересечения двух наклонных трещин, здесь постепенно разрабатывается расширенный ход.

Вертикальные отверстия, поглощающие поверхностную воду, называются понорами. Образовавшиеся ложбинки растут в глубину и ширину и постепенно превращаются в водосборные каналы.

Ниши - образуются на выходах растворимых горных пород при выщелачивании их подземными волами, а также вследствие процессов выветривания.

Воронки – наиболее распространённые карстовые формы диаметром от 1 до 50 м и до 100 метров. Глубина 15-20 м. На дне воронки наблюдаются отверстия – поноры. Образуются при растворении пород, а также при обрушении кровли над существующими карстовыми полостями. Линейное расположение воронок может привести к образованию карстово-эрозионных оврагов.

Карстовые котловины и полья – более сложные и крупные карстовые формы, достигающие значительных размеров. Они образуются 1) путём расширения и слияния многих карстовых воронок; 2) путём обрушения кровли над крупными карстовыми полостями. Они часто бывают предопределены тектоническими процессами и в их выработке, помимо растворяющей деятельности воды, принимает участие и размыв. На днищах котловин и польев наблюдаются местами воронки с понорами. Высота стенок над днищами достигает десятков и сотен метров. Развиты в Крыму, на Кавказе, Югославии.

Исчезающие реки и озёра – летом, когда реки бедны водой, она поглощается порами и на некотором расстоянии их русла остаются сухими, а затем дальше они опять появляются на поверхности (Дунай, в Крыму р. Суук-Су). Ряд озёр, на дне которых находятся карстовые воронки и поноры, периодически исчезают вследствие поглощения воды и увода её в глубину (Онежско-Белозерский водораздел, в Ивановской, Ленинградской, Горьковской и других областях).

Наряду с образованием поверхностных карстовых форм в глубине карстового массива различаются разнообразные каналы. Здесь выделяются вертикальные, трубчатые и коленчатые каналы и горизонтальные каналы или пещеры.

Пещеры представляют собой или систему горизонтальных каналов или неправильно ветвящихся, соединённых узкими ходами или образующих огромные залы или гроты. На дне карстовых пещер наблюдаются водотоки или небольшие озёра. На дне пещер местами накапливаются рыхлые отложения, падающие в результате обвалов со сводов.

При просачивании поверхностных вод в пещеру образуются своеобразные натёчные образования кальцита - сталактиты (свешивающиеся с потолка) и сталагмиты (поднимающие от пола).

Если карстовый массив прорезается рекой, то зеркало грунтовых карстовых вод всегда связано с горизонтом воды в реке. Выход пещер обычно располагается на склонах близ горизонта воды в реке. При понижении базиса эрозии река занимает более низкое положение, соответственно понижается и уровень грунтовых карстовых вод.

Наряду с растворением подземные воды способны выносить из горных пород частички чисто механическим путём. Подобный процесс получил название суффозии. Подобный процесс проявляется при выходах источников, особенно восходящих, когда происходит вынос песка и глины из водоносного горизонта. При этом объём слагающей породы постепенно уменьшается, происходит просадка и обрушение части склона, расположенной над источником. Осевшая порода размокает и уносится водой, а над источником в склоне образуется выемка с крутыми склонами – суффозный цирк.

Суффозия на выходах подземных вод является одним из существенных факторов, способствующих возникновению оползней.

Суффозия проявляется и в других формах. Воды, проникающие из песчаных и песчано-глинистых толщ в подстилающие закарстованные известняки, выносят с собой в карстовые полости много песка и глины. Особенно интенсивен этот вынос при прорыве водоносного горизонта, насыщающего пески, в карстовые пустоты подстилающего известняка. При этом песок как бы засасывается вниз в разжиженном виде и на поверхности земли внезапно образуется провал.

Карстово-суффозионные провалы, медленно развивающиеся карстово-суффозионные воронки явление не редкое.

Суффозия является так же основой лёссового и глинистого карста. Внешне они напоминают настоящий карст, так как на поверхности образуются провалы, колодцы, воронки, а под землёй – система ходов. Однако все эти формы возникают в нерастворимых породах.

Лёссовый и глинистый карст типичен для областей с сухим, полупустынным и пустынным климатом и представляет собой процесс чисто поверхностный, охватывающий толщу пород на глубине. Он сводится к выносу мелких частиц водой, просачивающейся через трещины сухого лёсса или глины.

Оползнями называют крупные смещения рыхлых земляных песчано-глинистых пород по склону, захватывающие различные горные породы, слагающие склон и распространяющиеся на большую глубину, происходящие под влиянием смачивания и увлажнение их поверхностными и подземными водами.

Мелкие смещения, захватывающие только поверхностную часть склона, почвенный слой и часть подстилающей выветрившейся породы, которые под влиянием сильного переувлажнения начинают медленно передвигаться вниз, называются омывинами или сплывами.

Внезапные обрушения огромных масс горных пород, сопровождающиеся опрокидыванием сорвавшегося массива и его дроблением, называется обвалом.

Влияние глубины залегания грунтовых вод на лесорастительные свойства зависит от степени увлажнения района. В северных районах, где грунтовые воды расположены очень близко к поверхности, наблюдается снижение производительности лесов из-за постоянного избыточного увлажнения. В центральной части лесной зоны, где грунтовые воды залегают на глубине 2-3 м, значительно повышается продуктивность насаждений. В лесостепной зоне на тяжело- и среднесуглинистых почвах при глубине залегания грунтовых вод 8-10 м складываются самые лучшие условия для роста дуба, липы, клёна.

В благоприятных климатических условиях для данной древесной породы её продуктивность зависит исключительно от почвенных условий, одним из которых являются глубина залегания и характер грунтовых вод.

Степень увлажнения является ведущим фактором в формировании различных типов леса. При приближении к ризосфере уровня грунтовых вод производительность насаждений возрастает. Чем ближе находятся грунтовые воды к поверхности почвы, тем большее количество корней их достигает, тем лучше обеспечено водоснабжение древесных растений, особенно сосняков. При высоком уровне грунтовых вод, когда в весенний период они, поднимаясь по капиллярам, достигают поверхности почвы, корни испытывают угнетение от недостатка воздуха. В этом случае увлажнение и аэрация вступают в антагонизм и влага становится косвенным ограничителем производительности леса, сохраняя одновременно и своё прямое влияние на лес (водоснабжение корешков). Влияние нарастающего увлажнения становится подавляющим, и это вызывает резкие качественные изменения в лесорастительном эффекте. Качественные преобразования сопровождаются в дальнейшем количественными изменениями. Если от сухого бора до влажного (А₁ – А₂) шло увеличение производительности, то в условиях влажного сырого бора и болота (А₃ – А₅) производительность падает.

Главной причиной падения бонитета и других изменений в ряду А₃ – А₅ выступает нарастающий почвенный анаэробиозис, который целиком подчиняется фактору увлажнения.

В лесных насаждениях в зависимости от степени увлажнения формируются различные типы почв (гидроморфные ряды), устанавливаются опосредованно сложные связи между составом надземной фауны и увлажнением (т.е. уровнем грунтовых вод).

Уровень залегания грунтовых вод оказывает значительное влияние на почвообразовательные процессы. При близком уровне грунтовых вод образуются более влажные и заболоченные почвы, которые богаче органическим веществом, имеют более высокую ёмкость поглощения и степень насыщенности основаниями, но малое количество и слабую активность микрофлоры. В этих условиях развивается болотный процесс почвообразования. При глубоком залегании грунтовых вод, но доступном для корней древесных пород, развивается дерново-подзолистый процесс, направленность которого зависит от состава растительности.

Под лесом на поверхности почвы образуется лесная подстилка, роль которой в сохранении осадков очень велика. При обильных дождях на открытых участках образуются большие потоки воды, стекающие по поверхности в пониженные элементы рельефа. В лесу поверхностного стока практически не наблюдается, так как выпадающие осадки частично поглощаются лесной подстилкой и, соответственно, верхними горизонтами почвы, и в большей степени просачиваются в грунтовые воды. Таким образом, лес удерживает влагу атмосферных осадков, предохраняет её от испарения, тем самым способствует питанию грунтовых вод, увеличению их запаса, препятствует стоку и потере влаги.

Содержание

1. Основы гидрогеологии.

2. Состав и свойства подземных вод.

3. Происхождение и классификация подземных вод.

4. Зональность распределения и химизм подземных вод, их режимы.

5. Гидроизогипсы и гидроизопьезы.

6. Суффозия и карст.

7. Роль почвенно-грунтовых вод в жизни леса и влияние леса и лесозащитных насаждений на их запасы и деятельность.

от преобладающего типа выветривания, свойств исходной породы, климатических условий и рельефа элювиальные отложения отличаются большим разнообразием по составу, мощности и облику – от огромных каменных глыб (когда образуются каменные моря» - ландшафт) и россыпей на плоских горных вершинах («элювиальные россыпи», состоящие из крупных обломков – камень, щебень, дресвы и песка) до тонких глинистых продуктов во влажных и тёплых областях.

Характерная особенность элювия – это тесная связь с исходной материнской породой и постепенный переход к ней на вертикальном разрезе, что сказывается в соответствующей окраске и в минералогическом составе элювиальных отложений. Для него характерен также постепенный переход от рыхлого мелкозернистого материала к плотной породе.

Значение элювиальных пород в почвообразовании определяется их свойствами. На элювии карбонатных пород в нечернозёмной зоне формируются плодородные дерновые почвы. На маломощном элювии почвы отличаются щебёночным составом.

Элювий, образовавшийся при биогенном выветривании, отличается высоким содержанием органических веществ (гумуса), на нём формируются высокоплодородные почвы. (Почвы на элювиальных отложениях – Среднерусская и Привожская возвышенность, Казахский мелкосопочник, плато Устюрт).

Делювиальные породы, или делювий - это наносы, отложенные в нижних частях склона или у подножия его дождевыми и талыми водами. Делювий откладывается в виде пологого шлейфа, в вершине которого накапливается грубый, иногда обломочный материал, а в конце пылеватый, глинистый (супеси, суглинки, глины и обломки коренных пород). Плоскостной склоновый сток формирует делювиальные наносы с наибольшей мощностью у основания склона, где движение воды замедляется и материал оседает.

Для делювия характерны относительная сортированность и хорошо выраженная слоистость, (т. е. более крупные частицы оседают выше по склону, более мелкие у подножия). Встречаются несортированные и неслоистые наносы.

По механическому составу делювий разнообразен: песчаный, супесчаный, суглинистый и глинистый. Это зависит от состава пород, подвергшихся смыву и степени сортировки их делювиальными потоками. Делювиальные отложения, часто залегающие в форме шлейфов у основания склона, медленно разрастаются в ширину, сливаются с соседними шлейфами, и постепенно нарастая и поднимаясь вверх по склону, местами достигают водораздела, где смыкается с близким к нему по составу элювием.

В местах, где трудно провести границу между элювием и делювием, их объединяют под общим названием – элювиально–делювиальные образования.

Делювиальные породы широко распространены в предгорных областях и служат материнскими породами для различных почв.

Пролювиальные отложения, или пролювий, формируются в горных областях в результате деятельности водных и селевых потоков значительной силы, которые вместе с мелкозёмом сносят значительное количество несортированного обломочного материала, и отлагают его у подножия гор, в межгорных долинах, в устьях речных долин и овражно-балочных систем, создавая характерные «конусы» или «веера» выносов (Средняя Азия).

В строении их главную роль играют галечники, иногда очень крупные, а к периферии состав пролювия становится мелкозернистым. Наиболее полно пролювий развит в областях пустынного и полупустынного климатов, где потоки, выходя из гор, иссякают полностью. При этом на периферии конуса выноса выпадает и самый мелкий материал, образующий толщи супесей и суглинков, часто имеющих лёссовидный облик. Пролювий характеризуется плохой сортированностью, включением крупнообломочного материала.

Делювий и пролювий часто сочетаются, образуя делювиально–пролювиальные отложения.

Пролювиальные отложения широко распространены в горных и предгорных областях, в районах с мелкосопочным рельефом (Казахский мелкосопочник) и служат материнской породой для различных почв (в сухих жарких странах Азии, Северной и Южной Америки).

Вопросы 27-30

Почвоведение - наука о почве, ее строении, составе, свойствах и географическом распространении, закономерностях ее происхождения, развития, функционирования и роли в природе, путях и методах ее мелиорации, охраны и рационального использования в хозяйственной деятельности человека.

Началом современному почвоведению как естественно-исторической науке послужило обоснование В.В. Докучаевым в конце ХIХ в. учения о почвах как особых естественно-исторических телах, сформировавшихся на поверхности земной суши в результате длительного взаимодействия растительного и животного мира с поверхностными слоями горных пород в различных условиях климата и рельефа местности.

Это учение было развито плеядой его учеников и последователей Н.М. Сибирцевым, П.А. Костычевым, И.С. Коссовичем, К.Д. Глинка и их зарубежными коллегами Е. Гильгардом (США), Э. Романном (Германия), А. Зигмандом и И. Трейцом (Венгрия), Г. Мургачи (Румыния), И. Копецким (Чехословакия) и др. Оно развивалось в новую отрасль естествознания – современное генетическое почвоведение (генезис – происхождение - развитие и эволюция почв).

В историческом развитии почвоведения выделяется несколько периодов, но становление почвоведения как науки связано с именем В.В. Докучаева.

В процессе развития почвоведения как науки в ХХ веке были созданы теоретические основы науки о почве, установлены и сформулированы основные законы и принципы генезиса и географии почв, разработаны профильно-генетический и сравнительно-географический методы изучения почв и почвенного покрова. Использование этих методов, а также изучение физических, химических и биологических свойств почв, их вещественного состава и почвенных процессов послужило основой систематики и классификации почв, позволило выявить их разнообразие и оценить почвенные ресурсы. Результаты этих исследований расширили теоретические основы земледелия и мелиорации.

В области генезиса и эволюции почв одним из самых существенных результатов исследований является установление поликомпонентности, полигенетичности и разновозрастности большинства почв, которые в своих свойствах содержат и частично сохраняют признаки и показатели не только современных, но и прошлых эпох почвообразования. Эти свойства используются в палеопочвоведении, археологии и общей истории.

В области географии и картографии выявлено огромное разнообразие почв Мира и дана оценка ресурсов Земли; создано учение о почвенном покрове Земли как особой её оболочке – педосфере, структура которой отражает влияние биоклиматических, геологических, геоморфологических и антропогенных факторов почвообразования; составлены первые мировые карты почв, а также Государственная почвенная карта СССР 1:1000000; многолистная почвенная карта ФАО/ЮНЕСКО 1:5000000; учение о топографии почв и закономерных структурах почвенного покрова на мезо- и микроуровнях.

В области химии почв разработано учение о поглотительной способности почв, изучены состав и свойства гумусовых веществ, раскрыты закономерности миграции элементов и гранул по почвенному профилю.

В минералогии установлены кристаллохимические структуры тонкодисперсных глинистых силикатов.

В физике почв разработано учение о разных типах водного, воздушного и теплового режимов почв; выявлена структурная организация почв.

В области биологии почв установлено биоразнообразие живых организмов и необходимость их изучения и сохранения; обусловлена ферментативная активность микроорганизмов в биохимических процессах.

В области геоботаники и почвенной зоологии установлена теснота связей разных видов и сообществ животных и растительных организмов с типами и видами почв.

Главные черты развития почвоведения в ХХ в.в. были следующие.

1. Почвоведение получило широкое развитие и признание в качестве самостоятельной естественно-исторической дисциплины.

2. Биокосная природа почвы предопределила комплексный многоплановый характер науки о почве. Изучение почвы как органо-минерального природного тела и как результат взаимодействия биологических и геологических факторов почвообразования проходило как познание сложного процесса взаимодействия всех почвенных фаз.

3. Комплексный системный подход к изучению почв и природных условий (В.В. Докучаев) способствовал тесной связи почвоведения со многими смежными науками (геология, геоморфология, петрография, гидрогеология, климатология, метеорология, химия, физика, биология, зоология) и его развитию, а также становлению и развитию многих смежных с почвоведением естественных, сельскохозяйственных и гуманитарных наук.

4. Развитие почвоведения как комплексной научной дисциплины на стыке геологических, биологических, географических и сельскохозяйственных наук позволило использовать возможности почвоведения в практике различных отраслей хозяйственной и гуманитарной деятельности человека.

5. Международное сотрудничество почвоведов, начавшееся в первые годы ХХ века, привело к организации почвоведения на мировом уровне. К исходу ХХ века почвоведение полностью сложилась как фундаментальная естественно-историческая наука о почве и почвенном покрове Земли как части биосферы.

Генеральная задача почвоведения – повышение плодородия почв и их охрана (борьба с эрозией, дефляцией, засолением, затоплением, подтоплением, заболачиванием, угрозой глобального экологического кризиса).

Третий съезд Докучаевского общества почвоведов определил направления развития и задачи почвоведения в ХХI веке.

1. Дальнейшее развитие фундаментальных исследований в области морфологии, генезиса, систематики, эволюции, геостатистики, географии, картографии почв, химии, физики и биологии почв, а также в расширении сотрудничества со смежными естественными и гуманитарными дисциплинами.

Одной из назревших проблем современного почвоведения – это изучение морфологии почв (изучение почв в пространстве и времени) как связи внешних почвенных характеристик с положением почв в пространстве и времени и естественной классификацией почв (разработка практичной почвенной классификации, чтобы она была понятна всем).

Изучение почвенных свойств и процессов должно основываться на методологических принципах фундаментальных наук, таких как физика, химия и т.д. и дальнейшее их развитие возможно лишь при тесном сотрудничестве с фундаментальными науками и между собой.

2. Развитие функционально-экологического направления в почвоведении и реализация экологических принципов в практике землепользования, земледелия, охраны и регулирования плодородия.

Разработка оптимальных методов использования почв: проблема «запечатывания» почв, связанная с беспрецендентным ростом урбанизированных территорий во всём мире; использование аллювиального материала как строительного ведёт к значительным потерям плодородного слоя; изучение процессов, протекающих в ризосфере при внесении удобрений, определяет возможность оптимизации системы почва-растение и управление плодородием; в области охраны почв и водных ресурсов необходимо соблюдение баланса между интересами земледельца и сохранением запаса и качества грунтовых вод; рекультивация нарушенных земель.

Контроль за внесением удобрений, пестицидов и других химикатов позволит дать правильную оценку состояния почв. Охрана почв под лесными культурами в связи с их загрязнением и подкислением обеспечит сохранность типологической структуры леса.

Социальные и природоохранные аспекты почвоведения следующие: почва как источник и резервуар органического углекислого газа нарушает состав атмосферы и задача состоит в том, чтобы снизить его выбросы в атмосферу; исследование почвенного биоразнообразия и сохранение его видов; борьба с опустыниванием; охрана здоровья населения (почва и экологическая токсикология).

3. Существенное расширение и совершенствование дистанционных интерактивных методов образования в области почвоведения на основе использования современной компьютерной техники.

В историческом процессе накопления и систематизации знаний о почвах выделяют несколько периодов, связанных с общим развитием естествознания.

1. Период первичного накопления разрозненных фактов о свойствах почв, их плодородии и способах обработки, связан с зарождением и постепенным совершенствованием земледелия в глубине веков неолита и бронзы 10-11 тысяч лет до нашей эры.

Первые следы земледелия – сопоставление человеком почвы по плодородию (песок - глина, болото - сухое место), изобретение разных способов обработки, осознание представления о почве как среде обитания растений и предмете обработки.

2. Период обособления знаний о почвах и введение первичного земельного кадастра, продолжавшийся несколько тысяч лет до нашей эры, совпадает с развитием рабовладельческого общества и связанной с ним земледельческой цивилизации.

В этот период создаётся орошаемое земледелие – оросительные и осушительные системы. Основное достижение этого периода – осознание разнообразия почв и необходимости их дифференцированного использования и дифференцированного налогообложения.

В этот период были созданы египетские папирусы и стелы с описанием качества земли – «Палермский каменный», «Бруклинский папирус» - 3500-3000 гг. до нашей эры, знаменитый «Кодекс Хаммурапи» - первое известное земельно-водное законодательство вавилонского царя Хаммурапи, регламентирующее землепользование и водопользование, глиняные таблички с планами землеустройства и схемы оросительных систем, сделанные вавилонянами.

3. Период первичной систематизации знаний о почвах связан с Греко-Римской цивилизацией и охватывает тысячелетие с 8 века до нашей эры по 3 век нашей эры.

В этот период в связи с развитием земледелия, наук и искусств, знания о почвах получили форму обобщений и концепций в рамках философии.

Наблюдения и факты о почве были зафиксированы в трактатах греческих и римских философов.

В этот период даны: описание почв из разных мест; их особенностей в связи с различными системами земледелия; первые классификации почв по их свойствам и ценности; разрабатывались рекомендации по использованию различных почв.

Греческие философы (с Геоксида до Феофраста и Эратосфена) наряду с констатацией фактов пытались постичь её существо как природного явления.

Римские учёные более склонны к практицизму и на протяжении двух веков создали стройную систему знаний о почвах и их земледельческом использовании. Особую известность получили трактаты Катона, Варрона, Вергилия, Колумеллы. Колумелла обширные знания о почвах собрал в трактате «О сельском хозяйстве» - первая в мире сельскохозяйственная энциклопедия, где собраны разнообразные сведения о почвах разных мест, их плодородии, классификации, обработке, удобрении.

4. Период интенсивных кадастровых работ эпохи феодализма (15-17 в.в. н.э.) связан с развитием почвенно-оценочных работ в целях феодального налогообложения.

В этот период мало было сделано для познания почв и их свойств по сравнению с антиками, но много было собрано описаний почв разных территорий при их сравнительной качественной оценке. Во многих странах в этот период был введён официальный земельный кадастр.

Известные труды по земледелию в этот период: трактаты Альберта Великого (Германия), Петра Кресценция (Италия), написанные в восьмом веке, воскресили знания и рекомендации древних римлян, особенно Колумеллы.

К концу этого периода появились новые идеи о почвах: рассуждения о водном питании растений (Френсис Бекон – Англия); о потреблении солей растениями из почвы (Бернар Палисси – Франция, Френсис Бекон – Англия); о круговороте веществ в природе (Леонардо да Винчи).

5. Период интенсивного экспериментального и географического изучения почв и их плодородия в связи с развитием экстенсивного земледелия. (XVIII в.).

Большое значение имела книга немецкого учёного Н.А. Кюльбеля (1740) «Книга о плодородии почв», где обоснована гипотеза водного питания растений, а в экономической оценке была выдвинута идея (французский физиократ А. Тюрго) с обоснованием закона убывающего плодородия (1766).

В этот период выполнено много экспериментальных работ:

- проведены исследования гумуса и выдвинута гипотеза гумусового питания растений (Н. Валериус, 1761, Швеция);

- Ф. Ахард (Германия) извлёк щёлочью перегнойные вещества из торфа и осадил их серной кислотой (1786) – принцип определения гумусовых веществ используется до сего времени;

- выдвигаются идеи о происхождении почв (М.В. Ломоносов 1763, П.С. Паллас 1773, И.А. Гюльденштедт 1791).

6. Период развития агроэкологии и агрикультурхимии – период развития бурного капиталистического производства в земледелии Европы. Этот период предшествовал непосредственно становлению почвоведения как науки.

В этот период сформулированы основные принципы агрикультурхимии (М.Э .Вольни, А.Д. Теер, Г. Дэви, М.Г. Павлов, Я. Берцеллиус, Ю. Либих, Ж.Б. Буссенго), когда почва рассматривается лишь как источник элементов питания. Геер выдвинул гумусовую теорию, т. е. растения питаются органическим веществом почвы.

Второе научное направление связано с именами немецких учёных агрогеологов К. Шпренгеля и Ф.А. Фалла. В 1873 году появилась монография К. Шпренгеля «Почвоведение или наука о почвах».

Агрогеологическое направление – почва рассматривалась как рыхлая горная порода, образующаяся из плотных горных пород в процессе выветривания. Растениям отводилась пассивная роль перехватчиков элементов питания, высвобождающихся при выветривании.

В 1851 году К.С. Веселовский и в 1879 г. В.И. Чаславский составили первые почвенные карты. Но все учёные этого периода оставались ещё на старых позициях представлений о почве, как о косной среде произрастания растений.

7. Период создания современного генетического почвоведения – (конец XIX – начало XX веков) – основоположник В.В.Докучаев. Он показал, что почва – это самостоятельное естественно-историческое тело природы, отличное от других природных тел, развивающееся исторически из горных пород во времени под влиянием одновременной и совокупной деятельности воды, воздуха и организмов. Как всякое природное тело имеет своё строение и специфические свойства, живёт своей «жизнью», имеет возраст и закономерное распространение по поверхности Земли.

В этот период были сформулированы теоретические концепции генетического почвоведения: учение о почвах как самостоятельном теле природы; учение о факторах почвообразования; о зональности почвенного покрова; разработаны методы почвенных исследований – а) профильно-морфологический, б) сравнительно-морфологический, в) заложены основы современной картографии. Сформировалась школа почвоведов (Н.М. Сибирцев, А.Р. Ферхмин, В.П. Амолицкий, Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, И.К. Кытманов, А.Н Краснов, В.И. Вернадский, Г.Н. Танфильев, Г.Н. Высоцкий, К.Д. Глинка, С.А.Захаров, Н.А. Димо, Г.Ф .Морозов (основные современные учения о лесе), Л.И. Прасолов, Б.Б .Прасолов). Издан учебник К.Д. Глинки «Почвоведение».

В Европе также идёт бурное развитие почвоведения. Первая (1909) и вторая (1910) агрогеологические Международные конференции проходили с участием русских почвоведов.

8. Период развития докучаевского почвоведения и становления новой науки (1916-1940гг.).

В этот период собран огромный материал о химической, физической и минералогической характеристике почв разных стран; сформулированы основные концепции по физике, химии и биологии почв; шла интенсивная дифференциация науки и оформление специализированных направлений; создано Международное общество почвоведов (1924); в Риме прошла 4^ая международная конференция; создан почвенный институт им. В.В. Докучаева (1927); идеи В.В. Докучаева признаны во всём мире.

Почвоведение оформилось в самостоятельную отрасль естествознания, имея собственный предмет и методы исследования. В почвоведении выделились разделы: химия, физика, география, минералогия, биология почв, развивалось сельскохозяйственное почвоведение.

9. Период интенсивной инвентаризации почвенного покрова мира и развития международного сотрудничества в почвоведении (30 лет после второй мировой войны).

Главной чертой этого периода является интенсивное исследование почвенного покрова бывших колониальных и полуколониальных стран Азии, Африки, Латинской Америки и создание в развивающихся странах мира национальных кадров почвоведов. В этот период разработан международный проект создания почвенной карты мира (1960); в Амстердаме открыт международный почвенный музей; созданы новые представления о генезисе почв и их географии, о процессах почвообразования, выполнена классификации почв, описаны их новые типы.

10. Период интенсификации работ по охране и рациональному использованию почвенного покрова (н.в.). Он связан с осознанием в глобальном масштабе экологических проблем, с которыми столкнулось человечество во II половине XX века в результате кумулятивного эффекта природопользования предыдущих эпох и современного интенсивного социально-экономического и научно-технического развития.

Проблема состояния почвенного покрова, поражённого деградационными процессами и подверженного относительному (вследствие роста населения) и абсолютному разрушению. Этим проблемам посвящены Международные конгрессы почвоведов, начиная с 10-го (Москва, 1974). Были разработаны такие документы как Стокгольмское воззвание по проблемам окружающей среды (1972), Самаркандское воззвание по вопросам земельных ресурсов (1976), Всемирный план борьбы с опустыниванием (1977), Всемирная почвенная хартия (1981), Основы почвенной политики (1981), Основы мировой почвенной политики (1982). Кроме того, разрабатывается большое число международных проектов в организациях системы ООН:

- карта деградации почв мира (ФАО);

- социально-экономические аспекты потерь почв (ИФИАС, ЮНЕП, СКОПЕ);

- классификация почв мира (ЮНЕП, ЮНЕСКО, МОП);

- методы оценки и картирования опустынивания (ФАО, ЮНЕП);

- ряд проектов в оказании помощи развивающимся странам в охране и рациональном использовании почв и почвенного покрова.

Почвоведение наука живая и постоянно развивающаяся. В настоящее время это уже инструментальная наука. Из науки инвентаризации природы она превратилась в науку управления природой. На протяжении всей своей истории почвоведение развивалось на основе производственных задач, возникавших перед человеком, особенно перед земледельцем.

Основная задача почвоведения сейчас – обеспечить сохранность почвенного покрова планеты для грядущих поколений с улучшенным состоянием и обеспечить максимальное получение биологической продукции с минимальной площади для удовлетворения всё растущих потребностей развивающегося человечества.

Связь почвоведения с другими науками. Почвоведение тесно связано практически со всеми науками и занимает определённое место в системе наук: прикладные науки в отраслях народного хозяйства; земледелие, агрохимия, лесоводство, мелиорация, здравоохранение, криминалистика, инженерное строительство, охрана окружающей среды; естественно-исторические науки: биология, геология, география; фундаментальные науки: математика, физика, химия. Современное генетическое почвоведение развилось из геологии и до сих пор сохраняет её методические и методологические подходы.

Изучение геологического строения и геологической истории земной поверхности в целом или отдельной местности позволяет правильно понять генезис почв и почвенного покрова, пространственную дифференциацию почв.

Петрография, минералогия, кристаллография дают почвоведам методические основы исследования минералогического состава и закономер-ностей его формирования и трансформации.

Гидрогеология помогает решать вопросы формирования и функционирования водного режима почв. Методы динамической геологии позволяют познать генезис и эволюцию почв.

Геоморфология помогает оценить роль рельефа в почвообразовании и географии почв. С помощью знаний по геодезии и картографии составляются почвенные карты. Почвоведение тесно связано с геохимией (особенно биогеохимией и гидрохимией) в вопросах изучения процессов и закономерностей миграции и трансформации веществ на поверхности Земли.

Климатология и метеорология помогают оценить роль климата и атмосферных факторов в почвообразовании, в создании почвенных режимов и в географическом распространении почв на земной поверхности.

Почвоведение широко использует методы и подходы микробиологии, биохимии, физиологии растений, тесно связано с ботаникой, зоологией и экологией растений и животных. Вся химия почв связана с использованием методов и подходов химических наук: аналитической химии, физической, коллоидной.

Почвоведение тесно связано с математикой: широко используются статистические и вероятные подходы для оценки почвенной неоднородности разных уровней и оценки почвенного плодородия (бонитировка почв); математически описываются физические и химические процессы в почве; проводится имитационное математическое моделирование почвенных процессов, таких как передвижение воды и солей в почвах.

Такое широкое применение подходов и методов разных наук в почвоведении связано с особенностями почвы, как природного тела, её формированием и существованием на границе взаимодействия геосфер Земли, изучаемых разными циклами наук. Созданная В.В. Докучаевым методология генетического почвоведения явилась плодотворной основой формирования ряда новых наук – ландшафтоведения, биогеохимии, лесоведения, агролесомелиорации, геохимии ландшафтов, геоботаники, биогеоценологии.

На базе докучаевской методологии его ученик академик В.И. Вернадский создал основы современного учение о биосфере и ноосфере.

Существенную роль докучаевские концепции сыграли в развитии современной экологии и учения об окружающей среде.

Принятый сейчас в науках «экологический подход» - это не что иное как классический докучаевский подход к изучению природных явлений.

В почвоведении выделяется два главных направления: фундаментальное, или общее, почвоведение и прикладное, или частное, почвоведение.

Фундаментальное почвоведение (педология) изучает все особенности почв природного тела, и в нём выделяются следующие разделы:

- педогностика (морфология, химия, физика, минералогия, биология, энергетика почв) изучает вещественный состав, свойства и строение почв;

- педография (география, картография, систематика, экология, оценка и информатика) изучает пространственное распространение и разнообразие почв на земной поверхности;

- историческое почвоведение (генетика почв и палеопочвоведение) изучает генезис и эволюцию почв в общей истории Земли;

- динамическое почвоведение (плодородие, мелиорация, технология, эрозия, охрана почв) изучает процессы почвообразования и современных почвенных режимов;

- региональное почвоведение изучает особенности почв в регионах;

- история и методология науки - часть общего науковедения, получившего интенсивное развитие в связи с возросшей ролью науки в производственной деятельности человека.

Прикладное почвоведение изучает различные аспекты использования почвы человеком, и в нём выделяются следующие направления:

- сельскохозяйственное почвоведение (агропочвоведение) определяет рациональную организацию территории, изучает наиболее продуктивный и экономически целесообразный севооборот и набор культур, определяет способы механической обработки почв, пути и методы повышения плодородия и поддержание его на высоком уровне для обеспечения оптимальной биологической продуктивности, разрабатывает пути и методы защиты почв от загрязнения и т.д.

- мелиоративное почвоведение служит теоретической основой комплексной мелиорации почв инженерно-техническими, химическими, биологическими и агротехническими методами;

- лесное почвоведение обеспечивает научную основу продуктивности леса, создание наиболее продуктивных и экологически и экономически целесообразных лесных искусственных насаждений, лесомелиоративных мероприятий;

- санитарное почвоведение занимается обезвреживанием различных производственных, бытовых и сельскохозяйственных отходов, географией болезней растений и животных, борьбой с патогенными организмами, защитой растений, животных и человека от радиационного поражения;

- инженерное почвоведение по задачам смыкается с грунтоведением и инженерной геологией, рассматривая почву как основание для сооружений и коммуникаций или как строительный материал;

- экологическое почвоведение изучает роль и взаимосвязь почвы с компонентами экосистемы.

Методы исследований. В почвоведении используется широкий комплекс методов исследования, адекватных её специфике как природного тела.

Профильный метод – разработан В.В.Докучаевым, лежит в основе всех почвенных исследований и требует обязательного изучения почвы с поверхности на всю глубину её толщи последовательно по генетическим горизонтам вплоть до материнской породы и составления изучаемых свойств или параметров почвенного профиля. Метод отражает природные закономерности вертикальной анизотропности почвы, развития почвообразовательного процесса и почвенных режимов.

Морфологический метод – изучает строение почвенного профиля и является базисным при проведении полевых исследований и составляет основу полевой диагностики почв (разработан В.В. Докучаевым).

Сравнительно-географический метод – основан на сопоставлении почв и соответствующих факторов почвообразования в их историческом развитии и пространственном распространении, позволяет делать обоснованные заключения о генезисе почв и закономерностях их географии.

Сравнительно-исторический метод – базируется на принципе актуализма, даёт возможность исследовать прошлое почв и почвенного покрова на основании изучения современной ситуации. Детальное изучение погребённых почв и горизонтов, реликтовых признаков почв и их сопоставление с современными процессами лежат в основе палеопочвоведения – науки о прошлых почвах и о признаках прошлых эпох в современном почвенном покрове.

Метод почвенных ключей основан на детальном генетико-географическом анализе небольших репрезентативных участков ключей и интерполяции, полученных таким путём, заключений на крупные территории с однотипной структурой почвенного покрова.

Метод почвенных монолитов базируется на принципе физического моделирования почвенных процессов на почвенных колонках ненарушенного строения.

Метод почвенных лизиметров используется при изучении процессов вертикальной миграции веществ в природных условиях.

Метод почвенно-режимных наблюдений применяется для исследований кинетики современного почвообразования на основе измерения различных параметров в течение длительного времени через заданные промежутки времени (влажность, температура, содержание гумуса, азота и других элементов). Метод лежит в основе биосферных мониторинговых исследований.

Балансовый метод служит для изучения кинетики почвообразования. В основе метода лежит тот факт, что в данный момент времени, наблюдаемый в почве запас какого-то вещества или энергии является результатом его исходного запаса за счёт прихода и расхода в единице объёма за определённый промежуток времени.

Метод почвенных вытяжек – растворители экстрагируют из почвы при определённых условиях определённую группу соединений. Метод используется для определения доступных элементов питания, фракционного состава, гумуса.

Аэрокосмические методы – инструментальное и визуальное изучение фотографий земной поверхности. Изучаются география почв, динамика различных параметров (влажность, гумусность, плотность и т.д.).

Радиоизотопные методы применяются для изучения процессов миграции элементов на основе меченых атомов, определение возраста почв.

Биогеоценотический, или экосистемный, метод широко распространён в почвоведении, когда проводится сопряжённое одновременное изучение всех компонентов биогеоценоза: почвы, растений, животных, микроорганизмов, атмосферы, природных вод в определённых условиях географической среды.

Широкое использование в почвоведении системно-методического подхода позволяет рассматривать почву как целостную систему, состоящую из множества взаимодействующих подсистем – блоков, и как подсистему в экосистемах биосферы или экосферы.

Для анализа вещественного (гранулометрического, минералогического, химического) состава почв используются физические, физико-химические, химические и биологические аналитические методы.

Место и роль почвы в экосистемах. Располагаясь на границе соприкосновения и взаимодействия планетарных оболочек (литосферы, атмосферы, гидросферы) и развиваясь в результате их взаимодействия, трансформированного через активную (при жизни) и пассивную (после отмирания) деятельность наземных организмов, почва играет специфическую роль в сложной системе земных геосфер, формируя особую геосферу – педосферу, или почвенный покров Земли.

В биосфере на Земле почва является неотъемлемым компонентом природных экосистем или биогеоценозов, из которых состоит биосфера. Она входит в них в качестве особой подсистемы, связанной с другими подсистемами данной экосистемы и окружающих экосистем многочисленными прямыми и обратными функциональными связями. Почва представляет собой подсистему в биогеоценотической системе, поскольку она связана с растениями и животными. Это рассматривается как экосистема, в которой живут организмы. Экосистема биосферы включает подсистему – педосферу (почвенный покров).

Функции почвы многогранны и различают две их категории: глобальные (биосферные) и биогеоценотические (экосистемные).

Глобальные функции почвы.

Первая и главная из них – обеспечение существования жизни на Земле. В почве аккумулируются необходимые биофильные элементы в доступных для растений формах химических соединений. Из почвы растения берут элементы питания и воду, создавая биомассу, которая расходуется на питание животным и человека, образуется трофическая цепочка почва → растение → животное → человек. В почве укореняются наземные растения, в ней обитает огромная масса животных, она плотно населена микроорганизмами. Без почвы существование природных ассоциаций живых организмов на Земле невозможно. Почва – это следствие жизни и одновременно условие её существования.

Вторая важнейшая глобальная функция почвы – это обеспечение постоянного взаимодействия большого геологического и малого биологического круговоротов (циклов) веществ на земной поверхности.

Попадая на поверхность Земли (вулканизм, излияние на разломах, при формировании земной коры) первичные горные породы подвергаются выветриванию. В верхней части коры выветривания формируется почва, аккумулирующая элементы питания живых организмов. Растения поглощают элементы питания из почвы, сами же являются пищей для животных, и с растительными остатками и в виде органических удобрений возвращаются в почву. Это малый биологический круговорот.

Из почвы элементы атмосферными осадками выносятся в гидрологическую сеть, в зоны аккумуляции, и в итоге в Мировой океан, где дают начало образования осадочным горным породам, которые в геологической истории Земли могут выйти на поверхность, либо вначале подвергнуться глубинному метаморфизму. Это большой геологический круговорот.

Почва является связующим звеном и регулятором двух циклов.

Третья глобальная функция почвы – регулирование химического состава атмосферы и гидросферы.

Почвенное «дыхание» вместе с фотосинтезом и дыханием почвенных организмов играет определённую роль в создании и поддержании состава приземного слоя атмосферного воздуха, а через него и атмосферы в целом. В геологической истории Земли почва сыграла важную роль в создании современной атмосферы.

Именно почвенный покров определяет состав тех веществ, которые поступают в гидросферу на континентальной ветви глобального круговорота воды.

Четвёртая глобальная функция почвы – регулирование биосферных процессов, в частности, плотности жизни на Земле путём динамичного воспроизводства почвенного плодородия. Распределение живых организмов на суше и их плотность в значительной степени определяется географической неоднородностью почвы и её плодородием наряду с климатическими факторами.

Пятая глобальная функция почвы – это аккумуляция активного органического вещества и связанной с ним химической энергии на земной поверхности.

Биоценотические (экосистемные) функции почвы подразделяются на следующие категории и типы:

- физические: жизненное пространство, механическая опора, аккумулятор влаги, трёхфазная система, защитная экологическая ниша, депо семян, эмбрионов, цист;

- химические и физико-химические: аккумуляция биофильных элементов, аккумуляция ферментов, аккумуляция биохимической энергии, сорбция веществ (поглотительная способность), сорбция микроорганизмов, деструкция и минерализация органических остатков, ресинтез органических и минеральных веществ;

- биологические: среда обитания организмов, связующее звено биологического круговорота веществ и энергии, биологическая продуктивность (плодородие);

- информационные: регуляция структуры экосистемы, сигнализация изменений состояния экосистемы, запись и хранение показателей истории экосистем (почва-память).

Понятие о почве и почвенном покрове, её свойствах и плодородии.

В.В. Докучаев определил почву как естественно-историческое образование в поверхностных горизонтах земной коры под воздействием климата, живых организмов из геологической породы в зависимости от рельефа в течение времени. В определении В.В.Докучаева заключались все законы развития почвы: её связь с горной породой, из которой она образуется, с климатом, а значит с географической средой. Без живых организмов нет почвы, т. к. без них не образуется гумуса – почвенного перегноя, не создаётся почвенная структура, отсутствует динамика свойств, связанная с циклами живых организмов.

П.А.Костычев относил к почве верхний слой литосферы Земли, в котором распространены корни растений.

В.Р.Вильямс назвал почвой рыхлый поверхностный слой суши Земного шара, способный производить урожай растений.

Почва – это обладающая плодородием сложная полифункциональная и поликомпонентная открытая многофазная структурная система в поверхностном слое коры выветривания горных пород, являющаяся комплексной функцией горной породы, организмов, климата, рельефа и времени.

Почва занимает промежуточное положение среди всех природных физических тел Земли (живые организмы и косные – горные породы, минералы) и является биокосным телом природы. Особое положение почвы определяется тем, что в её составе участвуют минеральные и органические вещества, и что особенно важно, большая группа специфических органических и органо-минеральных соединений - почвенный гумус.

Неотъемлемая часть почвы – её живая фаза – живые организмы: корневые системы растений, почвообитающие животные разного размера, микроорганизмы.

Почва – природное тело, имеющее определённую протяжённость в трёх измерениях пространства. Она имеет своё положение в пространстве, объём и границы.

Нижняя граница почвы определяется глубиной, на которую произошло изменение исходной горной породы в ходе почвообразования.

Верхняя граница почвы – поверхность раздела между почвой и атмосферой (т. е. поверхность суши Земли), либо между почвой и гидросферой для подводных почв (рисовые почвы).

Боковые границы – границы между различными типами почв. Они выражены не резко, становятся диффузными вследствие плавного перехода одной почвы в другую.

Как природное образование почва имеет общие особенности (свойства).

Почва занимает определённое место на нашей планете. Это поверхностный горизонт земной коры, образующий небольшой по мощности слой. Строгая пространственная обособленность почвы определяется тем, что именно в поверхностном слое земной коры создаются условия тесного, наиболее активного взаимодействия компонентов биосферы – атмосферы, литосферы, растительности и животных организмов. Здесь реализуется возможность совместного действия факторов почвообразования.

Почва – наиболее масштабный глобальный результат возникновения и эволюции жизни на Земле и разнообразнейшего взаимодействия биоты с горными породами, выходящими на поверхность суши. Этот маломощный слой суши (по сравнению с горными породами) участвует во всех современных процессах трансформации и миграции веществ, протекающих в биосфере и связанных с функционированием экосистем и обменом веществ в живых организмах.

На почве развивается основная часть зелёных растений, являющихся главным первичным источником пищевого и биоэнергетического материала для других жителей планеты. Растения поддерживают нормальный уровень содержания кислорода в атмосфере.

В почве трансформируется и окисляется до газообразных продуктов огромное количество отмирающей биомассы, что обеспечивает и поддерживает постоянный состав атмосферы, а также плодородие почвы

Почва питает океан биофильными элементами (N, P, K, Ca, C, Fe), которые входят в состав морских микроорганизмов, растений и животных. Поступают элементы с поверхностным (почвенным) и речным стоками. Это один из миграционных потоков, связывающий почву с различными структурными составляющими биосферы и поддерживающий её нормальное состояние.

Процессы, связанные с образованием и жизнью почвы, включаются в сложные круговороты веществ и энергии на Земле, главные из которых геологический, биологический и биогеохимический.

Биологический круговорот – сумма циклических процессов обмена веществ и энергии между средой и совокупностью растительных и животных организмов. Элементы из листового опада поглощаются корнями растений и снова возвращаются на поверхность. Часть из них мигрируют по поверхностному профилю. Интенсивность и направленность процесса миграции определяется не только биотой, но и климатическими факторами, водно-физическими и сорбционными свойствами почвы.

Все биологические и абиотические процессы трансформации и перемещения вещества в почве связаны в едином биогеохимическом круговороте – система согласованных в пространстве и времени трансформационных и миграционных потоков вещества, протекающих последовательно или в фазе биоты или в неживых фазах почвы.

Почва – природное образование, уникальное по сложности вещественного состава. Любая почва содержит сложный спектр биоорганических соединений растений и микробной плазмы, сложных продуктов их трансформации, гумификациии, взаимодействия их между собой и с минеральными компонентами почвы.

Для всех видов почв характерна сложная пространственная организация и дифференциация признаков и свойств и процессов (уровень структурной организации почвы).

Основным свойством почвы является плодородие – способность почвы удовлетворять потребности растений в элементах питания, воде, обеспечивать их корневые системы достаточным количеством воздуха, тепла для нормальной деятельности и создания урожая. Обладая этим свойством, почва выступает как основное средство производства в сельском хозяйстве.

Как средство производства она имеет такие специфические черты:

- почва является продуктом природы и в первоначальном состоянии не имеет стоимости в силу отсутствия затрат человеческого труда на её создание (искусственно созданные средства производства имеют стоимость);

- возобновление почвенного покрова, разрушенного в результате антропогенного или стихийного воздействия, естественным путём требует сотни лет, что означает фактическое исключение её из хозяйственной деятельности на значительный промежуток времени; для восстановления слоя почвы толщиной 2…2,5 см требуется 300…1000 лет, а пахотного слоя мощностью 18 см – 2…7 тыс. лет;

- отличительной чертой почвы как средства производства является совмещение функций предмета и средства труда в одном процессе производства, т.е. она выступает в процессе производства как природный ресурс и как своеобразный сырьевой ресурс.

Используя почву как средство производства, человек существенно изменяет почвообразование, влияя непосредственно как на свойства почвы, её режимы и плодородие, так и на природные факторы, определяющие почвообразование.

Посадка и вырубка лесов, возделывание сельскохозяйственных культур изменяет облик естественной растительности; осушение и орошение меняют режим увлажнения; приёмы обработки, химической мелиорации изменяют физические и химические свойства почвы, т.е. создаются благоприятные условия для роста сельскохозяйственных культур. В этом случае почва выступает как предмет труда, а изменение физико-химических свойств влияет на формирование урожая. Здесь почва является средством труда.

- в качестве орудия и предмета труда почве присуща незаменимость в силу отсутствия альтернативных ресурсов, использование которых позволило бы удовлетворять первостепенные человеческие нужды.

Таким образом, почвоведение изучает почву как особое природное тело, как средство труда и как предмет приложения и аккумуляции человеческого труда, а также в известной степени как продукт труда.

Как основное средство производства почва характеризуется такими важными особенностями: незаменимость, ограниченность, неперемещаемость и плодородие. Эти особенности подчёркивают необходимость исключительно бережного отношения к почвенным ресурсам и постоянному повышению их плодородия. Антропогенное воздействие на почвы сейчас стало повсеместным и принимает в основном позитивный и негативный характер.

Почва как основное средство производства относится к категории невозобновимых природных ресурсов. По отношению к человеческому обществу она имеет двойственную природу: с одной стороны – это физическая среда, жизненное пространство существования людей, а с другой – это экономическая основа, средство производства.

Почва – сложная система с большим разнообразием внутренних и внешних функциональных связей, имеющих сложную многоуровневую структурную организацию.

Структурная организация почвы представлена последовательными уровнями, требующими специфических методов и подходов исследования, контроля и управления.

Самый низкий уровень структурной организации почвы (СОП) является атомарный, имеющий значение для почвы как целого. Материальными элементами этого уровня служат радиоактивные изотопы, присутствующие или внесённые в почву.

Следующий уровень СОП является кристалломолекулярный или молекулярно-ионный, в качестве элементов которого выступают молекулы и ионы в почвенном растворе, воздухе и на поверхности твёрдых частиц.

Третий уровень СОП – уровень элементарных почвенных частиц. Элементами этого уровня служат «элементарные почвенные частицы», выделяемые из почвы при гранулометрическом анализе в виде фракций разного размера. Группа этих частиц включает чистые мономинеральные зёрна, полиминеральные образования, органические глобулы разного состава и происхождения.

Четвёртый структурный уровень – агрегатное состояние почв. Почвенные агрегаты – это микро,- макроагрегаты, её структурные отдельности, а также специфические почвенные новообразования: конкреции, стяжения, натёки, плёнки, орштейны, новообразования солей, гипса, извести.

Пятый структурный уровень почвы – почвенный горизонт – все свойства и параметры почвы приурочены к определённым генетическим горизонтам в пределах почвенного профиля.

Шестой структурный уровень почвы – почвенный профиль (почвенный индивидуум). В сочетании отдельных почвенных горизонтов, дающих почвенный профиль, почва проявляет свою специфику, как живого неразрывного единого целого, а не просто арифметическую сумму горизонтов.

Седьмой структурный уровень почвы – уровень почвенного покрова, когда разные почвы в природе постепенно сменяют друг друга, образуя при этом различные комбинации и взаимодействуя друг с другом посредством агентов горизонтального переноса (водные и воздушные потоки, сила тяжести на склонах, животные).

Концепция почвы как зеркала ландшафта, разработанная В.В.Докучаевым, основана на представлении о том, что почва есть результат развития из материнской горной породы под воздействием сочетания факторов почвообразования в каждом конкретном случае, что фиксируется в строении, составе и свойствах существующих почв, т. е. определённому ландшафту соответствует определённый тип почвы. При современном понимании почва это не просто «зеркало ландшафта», а закодированная запись истории ландшафта и его современного состояния.

Концепция почвы как компонента биосферы, развита В. А. Ковдой и его школой. Согласно концепции почва рассматривается как элемент почвенного покрова – специфической оболочки Земли – педосферы, как компонент биосферы – области сосредоточения жизни, как подсистема в природных и антропогенных экосистемах. Эти концепции позволяют развивать проблемы биологической продуктивности суши земного шара и создания управляемых экосистем.

Почвенный покров – представляет собой самостоятельную биогенную оболочку земного шара, окутывающую сушу материков и мелководья морей и озёр.

Почвенный покров находится в непрерывном взаимодействии с другими оболочками планеты и активно участвует в сложных процессах обмена и превращения энергии и вещества на земном шаре и играет большую общепланетарную роль, определяя многие свойства и явления в литосфере, атмосфере, биосфере и гидросфере.

Почвенный покров выполняет глобальные биосферные функции, которые определяют его связь с геосферами планеты.

Функции, взаимосвязанные с литосферой: биохимическое и биофизическое преобразование верхних слоёв литосферы (коры её выветривания); источник веществ для формирования педогенных минералов осадочных пород и полезных ископаемых; передача аккумулированной солнечной энергии в глубокие слои литосферы; защита верхних слоёв литосферы от эрозии и денудации.

Функции, взаимосвязанные с атмосферой: поглощение и отражение солнечной радиации; регулирование влагооборота атмосферы; регулирование газового состава и режима атмосферы; источник твёрдого вещества и микроорганизмов, поступающих в атмосферу.

Функции, взаимосвязанные с гидросферой: трансформация атмосферных и поверхностных вод в воды грунтовые и подземные; регулирование и формирование состава и режима поверхностных вод и речного стока; фактор биологической продуктивности рек и водоёмов; биохимический барьер на пути миграции веществ с суши в гидросферу.

Общебиосферные функции: основная среда обитания организмов суши Земли, аккумуляции энергии и биофильных веществ; связующее звено биологического и геологического круговорота веществ; фактор биологического разнообразия и эволюции организмов; фактор устойчивости функционирования биосферы.

Особенности лесного почвоведения.

Одним из факторов, определяющим рост леса, общий запас древесины, выход недревесной растительности, является почва.

Почвоведы школы В.В.Докучаева обратили внимание на то, что леса и почвы образуют так называемые типы леса, характеризующиеся определённым составом растительности, запасом древесины, животным миром.

Взаимосвязь между всеми компонентами леса отражена в учении В.Н.Сукачёва о биогеоценозах, что позволило оценивать лесорастительные свойства почвы через тип леса и бонитет насаждения. Однако увеличение объёмов лесовосстановительных работ, интенсификация разных форм использования леса требуют нового подхода к оценке роли почвы в устойчивости лесов к разным воздействиям из-за большого их разнообразия.

1. Специфичность лесных почв обуславливаются специфичностью лесных биогеоценозов, что связано с воздействием деревьев на процессы, протекающие в почве – гумусонакопление, выщелачивание, оподзоливание, подкисление. Причём, в зависимости от породы и удаления от ствола, эти процессы протекают по-разному. Поэтому почвы имеют сложную композицию (структуру) почвенного покрова и определённую пестроту (пятнистость).

Вследствие своего долголетия деревья постепенно изменяют участки почв, создавая определённую композицию почвенного покрова. И хотя принцип геометрического строения композиции почвенного покрова для всех лесов принципиально одинаков, содержание и состав почвенных композиций, характер «анизотропности» (изменчивости свойств почв) могут сильно различаться.

2. Второе важное отличие лесных почв – это их постоянное омоложение. Для лесов, особенно естественных, характерна смена поколений деревьев в результате естественного изреживания. Такая смена создаёт разновозрастную структуру леса, а следовательно, ещё один тип пестроты почвенного покрова. В результате естественного изреживания возможны заметные педотурбации, формирование своего микрорельефа, что опять связано с изменчивостью почв.

3. Специфично в лесах поведение лесного опада, который образует органический горизонт (калдан в травяных ценозах, торф в болотных, лесная подстилка в лесах). Калдан в травяных ценозах служит источником питательных элементов для почвы, слегка мульчирует её. Он образует очень рыхлый слой, трудно выделяемый в отдельный горизонт. Кроме того он интенсивно разлагается почти целиком до СО₂. Поэтому он принимает меньшее участие в формировании и накоплении гумуса, чем лесная подстилка.

Лесная подстилка является как бы переходным от калдана к торфу. В ней чётко выражены подгоризонты (А₀₁, А₀₂, А₀₃), и она, как и торф, может длительное время удерживать в массе растительных остатков питательные вещества. Лесная подстилка часто служит средой для корневой системы растений: корни проходят через неё в минеральные горизонты или осваивают её. Воздействие лесной подстилки на почву может быть прямое (через прошедшие через неё растворы) или косвенное (через подстилочные растительные и животные формы).

Специфические особенности, характерные для лесных почв: активное участие в генезисе пожаров; своеобразный биологический обмен (круговорот) веществ, резко отличный по ёмкости и интенсивности от обмена в других ценозах; значительные отличия в применении удобрений, учёте (в том числе картировании), набора необходимых анализов.

Вопросам лесного почвоведения посвящены труды Г.Н. Высоцкого, С.В. Зонна, А.А. Роде, В.Н. Смирнова, Б.Д. Зайцева, В.С. Шумакова, Л.О. Карпачевского и др.

Основные направления лесного почвоведения:

1. Влияние почв на рост и производительность древесных пород и образуемые ими типы лесных биоценозов.

2. Воздействие древесных пород на почвенные условия.

3. Роль лесных метаболитов в биогеоценотическом круговороте веществ и обеспеченность лесной растительности наиболее благоприятными условиями.

4. Влияние способов эксплуатации лесов на почвы и их повреждения.

5. Защитная роль лесной растительности в климатическом, почвенном, гидрологическом, противоэрозионном и других отношениях.

6. Отличия почвообразования под лесами и травянистой растительностью с целью сохранения глобальной роли леса в биосфере.

7. Влияние адсорбции вредных промышленных метаболитов на свойства почв и жизненность древесных пород и др.

Лесные почвы занимают площади более 1 млрд. га, 62% её покрыты естественными лесами, а 38% временной послелесной и болотной растительностью.

В почвах под защитными лесонасаждениями, занимающими более 2 млн. га, в различной степени отражаются черты и процессы, свойственные почвам, сформированным под пологом лесной растительности.

Лес и искусственные лесонасаждения произрастают почти на всей гамме лесных почв. К разным типам почв и разным гидрологическим условиям приурочены различные древесные породы, характеризующиеся неодинаковой скоростью роста и производительностью.

Лес в своём произрастании теснейшим образом связан с почвами, из которых потребляет влагу и питательные элементы, и одновременно обогащает почвы за счёт ежегодного опада листьев, хвои, травяного покрова, корней. При этом в почвы с опадом поступают более растворимые элементы, чем находящиеся в минеральной части почв, а обогащение азотом происходит за счёт органических метаболитов, из которых образуются подвижные и малоподвижные гумусовые вещества.

Лес – уникальное природное образование, которое может жить за счёт обмена или круговорота веществ в системе биоценоз – почва - атмосфера в течение срока, определяемого его спелостью, но успешность этого обмена зависит от сохранности почвенного покрова или лесной подстилки.

Лесной подстилке принадлежит решающее значение в росте и производительности леса и в эволюции почв. Она является основным энергетическим источником в почвообразовании и донор кислотных продуктов разложения органических метаболитов, а также обуславливает формирование различных генетических типов почв и ведущих элементарных почвенных процессов.

Изучение влияния лесной подстилки на почвообразование и разделение её на типы остаётся актуальными и до настоящего времени.

Не менее актуальным остаётся изучение проблем, связанных с влиянием биохимического круговорота на образовании и эволюцию типов подстилки. Биологический круговорот изучается для установления типов обмена зольных элементов и азота между растительностью и почвой, для построения биогеоценотической классификации лесов, для рационализации ведения лесного хозяйства, для выяснения особенностей почвообразования, как процесса биоклиматического.

Требует изучения и глубокого анализа последовательности и закономерностей выноса различных элементов из лесной подстилки и почв, а также их аккумуляции на геохимических барьерах, и что может служить этим барьером в лесных почвах (отложения нерастворимых солей – окислов железа и алюминия, новообразования корней растений, глинистых минералов). Разовое определение запасов поступающих органических остатков в почву, содержание в ней зольных элементов и азота не могут характеризовать круговорот веществ в системе растение – почва, а тем более биогеоценотический обмен веществом и энергией. Должны проводиться мониторинговые наблюдения.

Требуют изучения и выявления качественных и количественных показателей, слагающих круговорот веществ и энергии, и факторов, влияющих на эти характеристики.

Генеральной задачей лесной биогеоценологии является изучение биогеоценотического круговорота веществ и энергии.

Основными направлениями биогеоценотического изучения почв являются следующие:

1. Генетико–почвенно–лесоводственное, изучающее взаимосвязи почв с лесными биоценозами на уровне типов лесных биоценозов;

2. Внутритиповое биогеоценотическое, изучающее элементарное, или парцеллярно-тессорное строение почвенного покрова.

3. Почвенно-экологическое, выявляющее отдельные свойства или несколько свойств почв, в наибольшей степени определяющих различия в росте и производительности древостоев в типах лесных местообитаний.

При решении всех трёх проблем необходимо решать вопросы о соответствии почвенных и фитоценотических таксонов и их ареалов, а также типологических выделов биоценозов и их почв.

Не менее важной проблемой остаётся проблема диагностической оценки пестроты почв в типе лесного биоценоза.

Картографирование типов лесных биогеоценозов – настоятельная необходимость современного лесоведения, лесоводства и лесного почвоведения. При этом выделении типов лесных биогеоценозов – основа научного подхода к решению проблем взаимоотношений и взаимодействия леса с безлесными территориями и человеком.

Биогеоценотическая типология – основа народнохозяйственного освоения лесов. В зависимости от лесохозяйственных и (или) лесопреобразовательных задач и потребностей типы лесных биогеоценозов можно группировать в лесохозяйственные выделы и по ним разрабатывать и рекомендовать мероприятия по эксплуатации и восстановлению лесов.

В этой связи требуют изучения выявления тех конкретных показателей и свойств почв, от которых зависит эволюция типов лесных биогеоценозов, включая производительность древостоев, т. е. генетических показателей.

Генетический аспект не обуславливает влияние лесной растительности на почвы (почвы не лесного генезиса – чернозёмы, каштановые).

Биогеоценотический, – обусловленный воздействием лесных биоценозов на почвы (почвы лесного генезиса). Группа почв, строение, структура, свойства которых реликтовые лесные, или стали лесными в результате поселения лесной растительности в историческое время.

Важное место должно занимать изучение распределения корневых систем в биогеоценозах; наибольшая приуроченность корневой системы к той или иной мощности педона; экстремальная глубина проникновения отдельных корней, обуславливаемая «поисками» влаги, питательных веществ или менее засолённых толщ. Не менее важным является необходимость детализации изучения лесных насаждений и почв под ними, а также изучение строения педов, их изменения в пространстве (по горизонтам) и во времени. Эти параметры определяют динамики водного, солевого, газового и других режимов, определяющих годовые и многолетние темпы роста культур.

Важным разделом лесного почвоведения и лесной биогеоценологии является проблема облесения почв на механизированных лесосеках. Наибольшее нарушение почвенного покрова машинами и проблема их восстановления преобретает актуальнейшее значение в современных условиях, а также проблема влияния лесохозяйственных мероприятий на изменение почв и улучшение их лесорастительного эффекта. Следует изучать вопросы регулирования лесорастительных свойств рубками ухода; влияния рубок главного пользования на изменение лесных почв; влияния лесных пожаров на почвы; выявления роли удобрений в повышении производительности лесов; создания защитных лесных насаждений в степных, пустынных и полупустынных условиях без орошения и при орошении.

Контрольные вопросы

Что изучает почвоведение? 2. Какие методы изучения почв применяются в почвоведении? 3. Назовите и охарактеризуйте основные периоды развития почвоведения? 4. Какие главные задачи решает почвоведение на современном этапе? 5.Дайте определение почвы как особого природного образования. 6. Назовите основные функции почвы. 7. Охарактеризуйте общие свойства почвы как природного тела. 8. Назовите основные направления и задачи лесного почвоведения.

Содержание

1. Почвоведение: предмет, методы изучения, основные этапы развития и задачи в XXI веке.

2. Место, роль и функции почвы в экосистемах.

3. Понятие о почве и почвенном покрове, ее свойствах и плодородии.

4. Теоретические и прикладные вопросы лесного почвоведения.

Вопросы 32-34

ЛЕКЦИЯ 12.Общая схема почвообразовательного процесса

1. Первичное почвообразование.

2. Этапы формирования современных почв из горных пород.

3. Общая схема почвообразовательного процесса.

4. Стадийность почвообразования.

5. Генезис и эволюция почв.

6. Процессы почвообразования и их влияние на плодородие почв.

Почвообразовательный процесс или почвообразование – это сложный природный процесс образования почв из слагающих земную поверхность горных пород, их развития, функционирования и эволюции под воздействием комплекса факторов почвообразования в природных или антропогенных экосистемах Земли.

Почвообразование начинается с момента поселения живых организмов на скальных породах или на продуктах их выветривания и переотложения – водно-аккумулятивных (флювиальных), гляциальных, эоловых, гравитационных наносов.

В абиотический период развития земной поверхности в далёком геологическом прошлом Земли, выветривание протекало без почвообразования, и на земной поверхности существовали коры выветривания, но не было почв.

Разделение процессов выветривания и почвообразования и, соответственно коры выветривания и почвы как разных природных тел, очень существенно. Хотя факторы (агенты и условия) выветривания и почвообразования одни и те же в условиях земной поверхности, однако продукты этих процессов разные.

Кора выветривания горных пород – это продукт их разрушения, трансформации минеральных компонентов, потоковой, массоразмерной сортировки и переотложения – гравитационной седиментации.

Почва – это результат новообразования специфического биокосного природного тела, отличающегося от коры выветривания наличием гумуса, характеристической морфологией, иерархической структурой, глобальными функциями. Почва может возникнуть везде, где горная порода приходит в соприкосновение с органической жизнью.

Почвообразование – это один из частных процессов трансформации земного вещества в зоне гипергенеза в специфических условиях педосферы.

На первых стадиях процесса на скальных горных породах, магматических или осадочных, первичный почвообразовательный процесс по существу совпадает с выветриванием, и формирующаяся на плотной скальной породе почва физически совмещена с корой выветривания.

В дальнейшем на более зрелых стадиях развития земной поверхности выветривание и почвообразование разделяются в пространстве и времени, а почва формируется лишь в самой верхней зоне коры выветривания горных пород, часто после её образования или переотложения.

В процессе выветривания, транспортировки и переотложения горные породы приобретают ряд новых свойств, не характерных для исходных плотных пород, и имеющих существенное значение для почвообразования:

-из плотных массивных образований становятся рыхлыми, раздельно пластичными;

- приобретают порозность, а вместе с нею воздухоёмкость и водопроницаемость;

- наряду с первичными породообразующими минералами горные породы коры выветривания содержат вторичные минералы, в том числе глинистые минералы предколлоидного и коллоидного размера, являющиеся продуктом трансформации и неосинтеза и обладающие обменной поглотительной способностью;

- перераспределяются на земной поверхности по своему гранулометри-ческому, минералогическому и химическому составу;

- содержат химические элементы, как биофильные, так и токсичные, в форме доступных живым организмам соединений;

- имеют литологическую слоистость, формирующуюся в процессах выветривания, перемещения и переотложения материала.

Таким образом, уже в процессе выветривания горные породы приобретают ряд свойств существенных для формирующейся из них почвы. В процессе почвообразования накладывающегося на выветривание или следующего за ним, эти свойства получают дальнейшее развитие, трансформируясь в почвенные свойства.

Рухляк выветривания, оставшийся на месте своего образования (элювий) либо переотложенный водными и ветровыми потоками или силой гравитации, служит благоприятным субстратом для поселения низшей и высшей растительности и связанной с ней фауной, а, следовательно, и для интенсивного развития почвообразования.

Почвообразование по существу сводится к формированию в пределах выветренной либо выветривающейся толщи исходной породы специфического строения (иерархической почвенной структуры), приобретению новообразованной почвой особых свойств и функций и постоянному динамическому воспроизводству (поддержанию) этих структур, свойств и функций в общей динамике геосферных процессов на земной поверхности.

Этапа формирования современных почв из горных пород.

Начальный этап изменений горных пород, или первичный почвообразовательный процесс.

Первичный почвообразовательный процесс – это совокупность явлений, происходящих в верхней плотной массивной горной породы, изменившейся под влиянием физического и химического выветривания, или в поверхностном слое рыхлой осадочной обломочной горной породы под влиянием простейших микроорганизмов.

Простейшие организмы – первые поселенцы – бактерии и синезелёные водоросли → диатомовые водоросли → грибная микрофлора. Поверхность горной породы приобретала буроватый оттенок под влиянием органических соединений, выделяемых при жизни микроорганизмов и после отмирания и перегнивания. Часть органических соединений вступало в реакцию с минеральными веществами, образуя органо-минеральные комплексы.

Постепенно улучшались условия минерального питания живых организмов за счёт повышения доступности минеральных элементов, благодаря продолжающимся процессам выветривания и развивающейся поглотительной способности почв. В связи с изменением физического состояния горной породы улучшалось обеспечение организмов водой и создавались условия для поселения более требовательных к условиям жизни организмов – лишайников и мхов, и далее высших растений.

В настоящее время первичный почвообразовательный процесс можно наблюдать в горных областях на голых скалах или на донных морских отложениях, вышедших на поверхность в результате регрессии моря.

Второй этап изменений характеризуется дальнейшим выветриванием горных пород с образованием рыхлых осадочных пород и накоплением в них «почвенных признаков» в результате неоднократного переотложения преобразованных пород ветром, морем, реками, ледниками, ледниковыми, талыми и дождевыми водами с образованием новых рыхлых пород. На втором этапе в горной породе начинает накапливаться органическое вещество, как результат древних почвообразовательных процессов, развивалась поглотительная способность почв. Благодаря рыхлости пород, в них постоянно содержались воздух и вода, что создавало условия для активного химического выветривания минералов; формировались водные растворы различного ионного состава, которые передвигались в толще рыхлых пород, вступая в химические реакции; изменился температурный режим.

Рыхлые породы с дочетвертичными почвами в последний четвертичный геологический период подвергались очередному переотложению ледниками, ледниковыми, талыми и дождевыми водами, ветром, морем и т.д. При этом образовались новые почвообразующие породы – морена, делювий, покровные суглинки, флювиогляциальные отложения, лёссы и т.д. пород.

Завершающий этап – образование современных почв и их качественного признака – плодородия. На третьем завершающем этапе преобразование горных пород происходит под влиянием нового почвообразовательного процесса, результатом которого явилось формирование современных почв.

Общая схема почвообразовательного процесса:

- превращение (трансформация) минералов породы, из которой образуется почва, а в дальнейшем и самой почвы;

- накопление в почве органических остатков и их постепенная трансформация;

- взаимодействие минеральных и органических веществ с образованием сложной системы органо-минеральных соединений:

- накопление (аккумуляция) в верхней части почвы ряда биофильных элементов и, прежде всего, элементов питания;

- передвижение (миграция) продуктов почвообразования с током влаги в профиле почвы и по её поверхности.

В процессе почвообразования каждая почва проходит ряд последовательных стадий, направление, длительность и интенсивность которых определяется комплексом факторов почвообразования и их эволюцией в каждой точке земной поверхности.

Стадия начального почвообразования (на скальных породах носит название первичного почвообразования) совпадает с началом функционирования биогеоценозов в условиях одновременного и взаимосвязанного действия пяти факторов почвообразования, характерной чертой которой является наличие специфических для почв процессов трансформации и переноса вещества, идущих в рамке биологического круговорота, при отсутствии выраженных характерных признаков твёрдой фазы субстрата, позволяющих отнести его к почве. Эта стадия обычно весьма длительна, поскольку свойства почвенного тела ещё не сформировались, мала мощность охватываемого почвообразованием субстрата, медленно происходит аккумуляция элементов почвенного плодородия, профиль лишь в слабой степени дифференцируется на генетические горизонты.

Стадия развития почвы, на которой субстрат материнской породы последовательно приобретает характерные почвенные признаки. Она протекает с нарастающей интенсивностью, охватывая всё большую толщу почвообразующей породы вплоть до формирования зрелой почвы с характерным для неё профилем и комплексом свойств, возрастает биопродуктивность наземных экосистем и объём биологического круговорота. На данной стадии почвообразования формируется определённый фонд лабильных веществ (резервный фонд) и обменный фонд (количество элементов, необходимое для биоты). К концу этой стадии процесс постепенно замедляется, вернее, приходит к некоторому равновесному состоянию, определяемому комплексом факторов почвообразования и внутренних свойств почвы. Отсутствие равновесия с факторами почвообразования на данной стадии – причина развития почвообразовательного процесса.

Стадия равновесия, или стадия сформированной (зрелой) почвы – климаксное состояние, длящееся неопределённо долго, в котором поддерживается более или менее динамическое равновесие почвы со средой, т.е. с существующим комплексом факторов почвообразования. В результате саморазвития экосистемы, в которую входит почва в качестве компонента, либо в результате изменения одного или нескольких факторов почвообразования (климата, растительности, характера грунтового увлажнения, под влиянием распашки территории, орошения или осушения) климаксная стадия сменяется эволюцией почв, на которой преобладают циклические обратимые процессы. На данной стадии свойства почвы и уровни биопродуктивности соответствующих биогеоценозов относительно стабильны вследствие близости почвы к равновесию с факторами среды. В естественном биогеоценозе характерен биологический круговорот, каждый цикл которого приблизительно повторяет предыдущий, при этом в круговорот вовлекаются соединения и элементы, прошедшие ранее через циклы биологического круговорота.

Стадия эволюции может быть сопоставима со стадиями развития и ведёт к какому-то новому климаксному состоянию, при этом образуется новая почва с новым профилем и новым комплексом свойств.

Например: формирование луговых почв из болотных при обсыхании территории; каштановых и чернозёмов из луговых при остепнении (степи); переход солончаков в солонцы при рассолении; оподзоливание бурозёмов; заболачивание автоморфных почв и так далее. В данном случае почва образуется не непосредственно из почвообразующей породы, а из предшествовавшего какого-то вида почвы.

Таких циклов почвообразования может быть несколько на одном и том же субстрате. В профиле таких полигенетических (полициклических) почв обычны унаследованные реликтовые черты и признаки не связанные с современным этапом почвообразования.

Эволюция почвы может идти в разных направлениях: по пути нарастания мощности почвы или по пути её уменьшения; по пути засоления или рассоления; по пути деградации почвенного плодородия или его нарастания. Всё это определяется конкретными природными ситуациями.

Очередной этап эволюции – это новая почва или её новое устойчивое состояние, которые в свою очередь сменяются новыми эволюционными циклами.

Развитие и эволюция почв и почвенного покрова в целом на земной поверхности протекает не случайно, а в соответствии с общей историей ландшафта, определяемой глобальными геологическими процессами, в частности глобальными климатическими, тектоническими и морфоструктурными процессами (тектонические поднятия и опускания земной коры, глобальные изменения климата, континентальные оледенения - мощные факторы эволюции почв).

Сделать рисунок

время почвообразования

1 – начальное почвообразование

2 – развитие почвы

3 – климаксное состояние 1

4 – эволюция почвы по пути А или Б

5 – климаксное состояние 11 (А или Б)

6 – новая эволюция почвы по пути В,Г,Д,Е

7 – климаксное состояние 111 ( ??Д или Е).

Оценивая общность и различия в истории почвенного покрова континентов, В. В. Ковда пришёл к заключению о том, что имеется единый путь эволюции почв и почвенного покрова великих водно-аккумулятивных равнин мира, связанный в направлении постепенного абсолютного или относительного поднятия (формирование морских и речных террас), усилению дренированности и обсыхания, ведущего в зависимости от климатических условий к выщелачиванию, остепнению или опустыниванию почв. Отсюда родилась идея и единой эволюционной цепи почв водно-аккумулятивных равнин, проходящих в своём историческом развитии последовательные стадии гидроаккумулятивного, гидроморфного, мезогидроморфноо, палеогидроморфного, протерогидроморфного и неоавтоморфного почвообразования. На высоких первичных эрозинных равнинах и плато на начальных стадиях формируются примитивно-автоморфные, затем развитые автоморфные и, наконец, палеоавтоморфные почвы на мощной коре выветривания, составляющие свою особую эволюционную цепь.

Своеобразно развивается горно-эрозионное почвообразование на склонах высоких горных систем, где действуют свои особые факторы эволюции почв и для которых характерен в большинстве отрицательный баланс продуктов почвообразования.

Под развитием почв понимают постепенное образование из почвообразующей породы полностью сформированной (зрелой) почвы, достигшей динамического равновесия с данным комплексом факторов почвообразования.

Под эволюцией почв понимают изменение уже сформированных почв в новые типы или подтипы, связанное с эволюцией всей природной среды.

Циклы эволюции:

- цикл собственно биологический (биогенный), являющийся результатом борьбы двух противоположно направленных процессов: биологической аккумуляции веществ (биологический круговорот) и геологического выноса (геологический круговорот).

- цикл биоморфологический, в котором почва участвует вместе со всем ландшафтом в результате эволюции рельефа земной поверхности;

- цикл биоклиматический, связанный со сменой климата и природной обстановки в течение геологических эпох.

Почвообразование можно рассматривать как соотношение процессов выноса и аккумуляции, причём выносу из охваченной почвообразованием толщи подвергаются одни вещества, а аккумуляции в ней – другие.

Различают относительную и абсолютную аккумуляцию.

Абсолютная аккумуляция веществ при почвообразовании – это поступление веществ в почвообразующую породу из атмосферы или гидросферы и накопление их в формирующейся почве.

Таким образом в почве накапливается углерод (фотосинтез – создание биомассы – отмирание биомассы – разложение, - гумификация – гумусонакопление), азот (азотофиксация – потребление организмами – отмирание биомассы – нитрификация, аммонификация), водорастворимые соли, гипс, известь, соединения железа, кремнезёма.

Относительная аккумуляция веществ при почвообразовании – это остаточное накопление в результате выноса каких-то других веществ. Например: в результате выноса из выветривающейся породы соединений щелочных и щёлочноземельных металлов в ней увеличивается содержание кремнезёма и полуторных окислов; вынос щелочей и щелочных земель и кремнезёма может относительно обогатить почву оксидами алюминия.

Относительная аккумуляция веществ – это всегда следствие элювиального процесса, под которым понимается процесс нисходящего передвижения веществ в почве при промывном режиме и частичного или полного выноса в нижележащую толщу или за её пределы ряда соединений, особенно солей щёлочей, щёлочноземельных металлов.

Вынос и аккумуляция веществ при почвообразовании являются следствием взаимодействия малого биологического и большого геологического круговоротов веществ на земной поверхности, которые развиваются противоречиво и неоднозначно в разных природных условиях. Результатом биологического круговорота веществ является биологическая аккумуляция в почве углерода и азота и ряда других биофилов. Результатом геологического круговорота может быть как обеднение почвы теми или иными элементами, так и обогащение (засоление, корообразование).

Биологический круговорот веществ вырывает часть элементов на какой-то период из геологического круговорота, вовлекая их в биологические циклы, а почва служит при этом промежуточным резервуаром благодаря своим особым свойствам, предохраняя биофилы от выноса. Вследствие особой важности циркуляционных процессов почвообразование в целом определяют как сложный процесс взаимодействия малого биологического и большого геологического круговоротов веществ и потоков энергии в пределах коры выветривания горных пород, ведущий к образованию почвы, её развитию и эволюции.

Почвообразовательный процесс – это совокупность явлений превращений и перемещений вещества и энергии в пределах педосферы Земли.

Взаимодействие биологического и геологического круговоротов веществ проявляется через серию противоположно направленных процессов и противоречивых явлений, из которых складывается почвообразование. К ним относятся:

- разрушение первичных и вторичных минералов – неосинтез минералов;

- биологическая аккумуляция элементов в почве – потребление элементов организмами из почвы;

- гидрогенная аккумуляция элементов в почве – геохимический вынос элементов из почвы;

- разложение органических соединений – синтез новых органических соединений;

- поглощение ионов из раствора твёрдой фазой – переход ионов из твёрдой фазы в раствор;

- растворение веществ – осаждение веществ;

- пептизация коллоидов – коагуляция коллоидов;

- нисходящее движение растворов – восходящее движение растворов;

- увлажнение – высыхание;

- набухание – усадка;

- нагревание – охлаждение;

- окисление – восстановление;

- азотфиксация – денитрификация.

Многие из указанных противоположных процессов носят циклический характер, связанный с цикличностью природных явлений. Выделяют суточные, сезонные, годовые, многолетние, вековые циклы почвообразования, формирующие режимы почвообразования, специфичные для каждого типа почв.

Перечисленные противоположные процессы, из которых складывается почвообразование, А.А. Роде назвал общими почвообразовательными процессами, поскольку они имеют место во всех почвах, хотя в разном качественном и количественном проявлении, в разнообразных сочетаниях.

Специфические проявления общих процессов в зависимости от специфики факторов и условий почвообразования А.А. Роде назвал частными почвообразовательными процессами – гумусообразование или торфообразование, засоление или рассоление, неосинтез каолинита или монтмориллонита.

Кроме того, он разделил все почвообразовательные процессы на три группы: микро-, мезо- и макропроцессы, в результате которых формируются свойства почв и их режимы, обуславливающие плодородие. Разделение почвообразовательных процессов на общие, частные, макро и микропроцессы важно в анализе почвообразования в целом, а так же в анализе генезиса почв.

Микропроцессы протекают в пределах изолированных участков почвенного профиля и специфических почвенных признаков не формируют. Под их влиянием осуществляются элементарные превращения и перенос веществ (увлажнение-высыхание, растворение-осаждение, нагревание-охлаждение, сорбция, окисление органических веществ и т.д.).

Мезопроцессы – определённые комплексы элементарных биотических и абиотических микропроцессов, воздействие которых приводит к образованию генетических горизонтов и специфических признаков и свойств в профиле почв, но не типов почв: подзолистый процесс, дерновый, солонцовый, осолоделый, оглеения и т.д.

Микропроцессы подзолистого процесса, в основе которого лежат химическое разрушение минеральной части почвы и вынос некоторых продуктов разрушения в нижнюю часть профиля и за её пределы: разложение лесного опада микрофлорой; образование фульвокислот; химическое взаимодействие фульвокислот с минералами; образование низкомолекулярных органических кислот и других органических соединений; Взаимодействие их с минеральной частью почвы; избыточное сезонное увлажнение почв; развитие восстановительных реакций; нисходящие токи почвенного раствора с выносом минеральных и органо-минеральных соединений; трансформация части соединений по пути транспорта с осаждением из почвенных растворов (Fe, Mn); развитие кислотности.

В результате подзолистого процесса формируется подзолистый горизонт под лесной подстилкой или гумусовым горизонтом, белёсого цвета, пластинчатой структуры, более мелкого гранулометрического состава, обогащён кремнезёмом, обеднён Fe, Mn, элементами питания, с повышенной кислотностью, низкой катионной ёмкостью поглощения. Под подзолистым горизонтом формируется иллювиальный горизонт или горизонт вмывания – буровато-коричневого цвета с белёсой кремнезёмистой присыпкой, тяжёлого гранулометрического состава, обогащён Fe, Mn, кислоторастворимыми формами Р и К, с высокой катионной ёмкостью.

Макропроцессы – совокупность мезопроцессов, охватывающих весь почвенный профиль. Эти процессы формируют тип почвы.

Для формирования дерново-подзолистых почв необходимо течение дернового и подзолистого процессов, а также процесса лессиважа, в условиях длительного увлажнения – процесса оглеения. В профиле почв признаки течения этих процессов хорошо выражены морфологически, а генетические горизонты имеют характерные для них состав и свойства с определённой профильной закономерностью их изменения: дерновый горизонт → подзолистый → оглиненный (лессивирванный) → оглеенный.

Признаки почв, возникшие в результате современного почвообразования, называются рецентными. Признаки, оставшиеся от материнской породы, называются остаточными.

Направленность процессов почвообразования может изменяться в связи с изменением со временем условий почвообразования (сменяется тип растительности, характер увлажнения), что приводит к появлению новых признаков, но старые ещё остаются. Такие признаки, оставшиеся от прежних почвенных процессов, называются реликтовыми.

Элементарные почвенные процессы (ЭПП). Частные почвообразовательные процессы академик И.П. Герасимов назвал элементарными почвообразовательными процессами. По И.П. Герасимову – элементарные почвообразовательные процессы (ЭПП) составляют в своей совокупности явление почвообразования, присущее только почвам и при соответствующих естественных сочетаниях друг с другом определяют свойства почв на уровне генетических типов, т. е. прежде всего строение профиля или состав и соотношение системы генетических почвенных горизонтов.

В соответствии с этим пониманием каждый генетический тип почвы (ГТП) характеризуется определённым, только ему одному свойственным сочетанием элементарного почвенного процесса, хотя отдельные элементарные почвенные процессы могут и должны встречаться (в разных сочетаниях) в различных генетических типах почвы. С другой стороны, степень развития сочетания элементарных почвенных процессов, свойственного определённому генетическому типу почвы, а так же присоединение к этому сочетанию дополнительных элементарных почвенных процессов делают возможным обоснованное разделение генетического типа почвы на подтипы, роды и виды почв.

Дополняя эту концепцию, Я. М. Годельман предложил различать комплект и комплекс элементарных почвенных процессов.

Комплект элементарных почвенных процессов – набор всех элементарных почвенных процессов, в той или иной (степени) мере составляющих общий процесс почвообразования на данной территории. Разные комплекты элементарных почвенных процессов обуславливают формирование разных почв. Но один и тот же комплект элементарного почвенного процесса тоже может привести к образованию разных почв, если в нём различна интенсивность того или иного элементарного почвенного процесса.

Комплекс элементарного почвенного процесса – это их комплект с определённым соотношением интенсивностей проявления составляющих элементарный почвенный процесс, обуславливающий формирование одинаковой почвы в пределах ареала своего воздействия. Соответственно каждому комплексу элементарного почвенного процесса отвечает свой особый почвенный индивидум.

Анализ и обобщение концепций, А.А. Роде и И.П. Герасимова позволяет заключить, что к элементарным почвенным процессам относятся те природные и антропогенные процессы, которые:

- специфичны только для почв и не характерны для других природных явлений;

- в своей совокупности составляют явление почвообразования;

- определяют образование в почвенном профиле специфических почвенных горизонтов;

- определяют строение профиля почв, т.е. состав и соотношение системы генетических горизонтов;

- имеют место в нескольких типах почв в различных сочетаниях.

Таким образом, элементарный почвенный процесс – это горизонтообразующие или профилеобразующие процессы, что отделяет их от общих почвообразовательных процессов и от микропроцессов, протекающих в почве.

В настоящее время выделяются следующие элементарные почвенные процессы (обновлённая схема по Б.Г. Розанову).

I. Биогенно–аккумулятивные элементарные почвенные процессы - группа элементарных почвенных процессов, протекающих в почве под непосредственным влиянием живых организмов, при участии продуктов их жизнедеятельности и посмертных остатков, и сопровождающихся образованием в профиле биогенных органо–аккумулятивных поверхностных горизонтов.

Подстилкообразование – формирование на поверхности почвы органического (в нижней части органо–минерального) слоя лесной подстилки или степного войлока, находящегося по вертикальным слоям и во времени на различных стадиях разложения растительных остатков.

Торфообразование – процесс превращения и консервации органических остатков при их незначительной гумификации, ведущей к образованию поверхностных горизонтов торфа различной степени разложения: олиготрофное торфообразование; эутрофное торфообразование.

Гумусообразование – процесс преобразования органических остатков в почвенный гумус и его перемешивания с минеральной частью почвы, с формированием гумусовых сгустков (гуманов), обволакивающих плёнок, органо-минеральных соединений и глинисто-гумусовых комплексов.

По механизму гумусонакопления оно подразделяется на интенсивное (на месте образования), пропиточное (импрегнационное) и потечное. По типу гумификации – гуматное, гуматно-фульфатное, фульватное, гуминное. По реакции среды – кислый, нейтральный, щелочной. По характеру связи с минеральной частью и степени гумификации – мюллеобразование, модерообразование, моробразование.

Дерновый процесс – интенсивное гумусообразование, гумусонакопление и аккумуляция биофильных элементов под воздействием травянистой растительности и особенно корневой массы с образованием изогумусового профиля с поверхностным тёмным комковатым или зернистым гумусовым (или перегнойным) горизонтом, состоящим наполовину по объёму из корневых систем растений.

II. Гидрогенно-аккумулятивные элементарные почвенные процессы группа процессов, связанных с современным или прошлым влиянием грунтовых вод на почвообразование и относящихся в значительной степени к геохимическим миграционным процессам земной коры, и охватывающие аккумуляцию веществ в почвенном профиле.

Засоление – процесс накопления водорастворимых солей в почвенном профиле при выпотном (десукционном) водном режиме в условиях минерализованных грунтовых вод.

Загипсование – процесс вторичной аккумуляции гипса в почвенной толще при отложении его из минерализованных грунтовых вод при достижении ими насыщения в отношении сульфата кальция или при обработке известь содержащего слоя сульфатно-натриевыми водами.

Окарбоначивание (обызвестковывание) – процесс вторичной аккумуляции карбоната кальция в почвенной толще при отложении его из минерализованных грунтовых вод при достижении ими насыщения карбонатом или при обработке гипсосодержащего слоя щелочными содовыми водами.

Оруднение – процесс гидрогенного накопления оксидов Fe и Mn разной степени гидратации в толще почвы с образованием «железистого солончака» или рудякового горизонта, орштейна, болотной руды.

Окремнение – процесс гидрогенного накопления кремнезёма в толще почвы и цементации им почвенных слоёв с образованием дурипэна и силкрита, имеющий место в области циркуляции щелочных растворов.

Латеритизация (латеризация) – процесс аллохтонного внутрипочвенного ожелезнения с образованием мощных конкреционных или панцирных прослоев разного строения (пизолитового, вермикулярного, шлаковидного).

Плинтификация – гидрогенный процесс преобразования ферраллитизованного материала путём отложения из поднимающихся или сезонно осциллирующих грунтовых вод оксидов железа на каолинитовой основе.

Олуговение – аккумулятивный процесс, связанный с воздействием пресных вод на нижнюю часть профиля при хорошем дренаже, что приводит к повышению увлажнения почвы без её заболачивания, росту гумусированности почвы и обеспеченности элементами питания растений; это дерновый процесс в сочетании с грунтовым увлажнением при хорошем дренаже.

Тирсификация – процесс в условиях временного гидроморфизма, характерного для слабо дренированных депрессий аридных территорий, в результате которого почва чернеет вследствие образования чёрного гидроморфного гумуса с крупными молекулами, комплексующими железо, а структура деградирует; процесс представляет собой своеобразное сочетание слабого олуговения и слитизации при возможной монтмориллонитизации, либо протекает в условиях аккумуляции монтмориллонитовых глин в почвообразующей породе.

Кольматаж – гидрогенный процесс накопления взмученного в покрывающей почву воде материала на поверхности почвы и в порах её верхних слоёв, идущий при затоплении почвы водой той или иной мутности; природный кольматаж имеет место при подводном и аллювиальном гидроаккумулятивном почвообразовании, при намыве почв под склонами; некоторые почвы кольматируются искусственно с целью поднятия их плодородия; постоянно идёт кольматаж на орошаемых почвах.

III Метаморфические элементарные почвенные процессы. Группа процессов трансформации породообразующих минералов, то есть это процессы коры выветривания, охватываемые явлениями трансформации первичных минералов во вторичные и преобразование горных пород в процессе выветривания.

К почвенным процессам они относятся лишь потому, поскольку имеют место в пределах почвенного профиля (внутрипочвенное выветривание).

Монтмориллонитизация – процесс внутрипочвенного выветривания первичных минералов с образованием и относительным накоплением вторичной глины преимущественно монтмориллонитового состава; этот процесс может протекать и путём ресиликации ненабухающих сиалитных глин при обработке их щелочными водами, содержащими и кремнезём. Монтмориллонитизация может предшествовать стадии каолинизации и аллитизации при ферралитном выветривании, когда в среде выветривающейся породы ещё присутствует достаточно кремния.

Сиаллитизация – процесс внутрипочвенного выветривания первичных минералов с образованием и относительным накоплением вторичной глины сиалитного состава. Этот процесс называется внутрипочвенным оглиниванием (оглинением).

Гумуссиаллитизация – преобразование минеральной массы под воздействием нейтральных и слабокислых гумусовых веществ, способствующих частичному выносу оснований при хорошем дренаже и формированию дернинно-гумусированного глинисто-щебнистого профиля почв; процесс происходит под горно-луговой и горно-лугово-степной растительностью.

Ферраллитизация – процесс внутрипочвенного выветривания первичных минералов с образованием и относительным накоплением вторичной глины ферраллитного состава; обычно ферраллитизация сопровождается интенсивной десиликацией без образования вторичного кварца с выносом основанием и избытка кремнекислоты. В составе ферраллитизованного материала преобладают кварц, каолинит и минералы группы гидроксидов алюминия и железа.

Ферсиаллитизация – процесс накопления подвижных соединений железа на фоне оглнивания, обусловленного декарбонитизацией; в первом случае почва преображает жёлтые тона окраски, во втором ярко-красные. Процесс интенсивно проявляется на известняках с хорошим дренажём.

Рубефикация (ферритизация) – процесс необратимой коагуляции и последующей кристаллизации гидроксидов железа в почвенном профиле в результате интенсивного периодического просыхания почвы в сухой и жаркий период года после приноса их и отложения в течение влажного периода.

Ожелезнение – процесс высвобождения железа из решёток минералов при выветривании и его осаждения по порам и трещинам в виде автохтогенных путан зёрен и микроагрегатов и сгустков гидроксидов, сопровождающийся побурением или покраснением почвообразующей породы.

Оглеение – процесс метаморфического преобразования минеральной почвенной массы в результате постоянного или длительного периодического переувлажнения почвы, приводящему к интенсивному развитию восстановительных процессов, сменяемых окислительными; процесс характеризуется восстановлением элементов с переменной валентностью, разрушением первичных минераллов, синтезом специфических вторичных минералов, имеющих в своей кристаллической решётке ионы с низкой валентностью, незначительным выносом оснований и иногда аккумуляцией железа, серы, фосфора, кремния.

Оливитизация (по Э. А. Корнблюму) – это «частный горизонтообразовательный процесс» или «особый морфогенетический почвообразовательный процесс», в результате которого масса почвы приобретает оливковую или зелёноватую окраску, устойчивую в окислительной среде, что связано с образованием в условиях периодического чередования переувлажнения и интенсивного просыхания глинистых минералов, содержащих Fe³⁺ в шестерной координации (хлорит, глауконит и т.д.); процесс сопровождается слитизацией и обесструктуриванием почвы.

Слитизация – процесс обратимой цементации (при высыхании) монтмориллонитово-глинистых почв в условиях периодического интенсивного увлажнения и просыхания, сопровождающийся сменой набухания и усадки с интенсивной вертикальной трещиноватостью

Оструктуривание – процесс разделения почвенной массы на агрегаты разного размера и формы и последующего упрочения их и формирования внутреннего строения структурных отдельностей.

Отвердевание (петрификация, панциреобразование, кирасообразование, корообразование) – процесс необратимого изменения ожелезнённых, окремнённых, обезвесткованных или загипсованных поверхностных горизонтов в результате дегидратации и кристаллизации минералов.

Мраморизация – процесс специфического преобразования морфологического облика почвы в результате действия различных элементарных почвенных процессов: оглеения и сегретация (ржавые прожилки и пятна на голубовато- или зелёновато-сизом фоне), псевдооглеения, оподзоливания и псевдооподзоливания, осолодения (белёсые прожилки и пятна на красновато-буром фоне); плинтификация (мозаики красных и белёсовато-жёлтых пятен); засоления (белёсые прожилки и крапинки на тёмном фоне); окарбоначивания, загипсования (белые прожилки, крапинки, пятна на жёлтом, буро-жёлтом, палевом фоне).

IV. Элювиальные элементарные почвенные процессы – группа процессов, связанных с разрушением или преобразованием почвенного материала в специфическом элювиальном горизонте, с выносом из него продуктов разрушения или трансформации нисходящими либо латеральными (боковыми) токами воды, в результате чего элювиальный горизонт становится обеднённым теми или иными соединениями и относительно обогащённым оставшимися на месте соединениями или минералами.

Выщелачивание – процесс обеднения горизонтов почвы или профиля в целом основаниями (щелочами и щелочными землями) в результате выхода их из кристаллической решётки минералов или из органических соединений, растворения и выноса просачивающейся водой за пределы профиля и аккумулирования в нижерасположенном иллювиальном горизонте.

Частные виды выщелачивания:

Декарбонатизация – разрушение и вынос извести из почвы или почвообразующей породы; рассоление – освобождение почвы или почвообразующей породы от водорастворимых солей.

Оподзоливание – процесс, в основе которого предполагается кислотный гидролиз глинистых силикатов в условиях гумидного климата и промывного водного режима с остаточной аккумуляцией в оподзоленном (подзолистом) горизонте кремнезёма и обеднением его илом, алюминием, железом, основаниями.

Механизмы действия: действие водорода, влияние??, действие гумусовых кислот, особенно фульвокислот, чередование окислительно-восстановительной обстановки в кислой среде, действие кислых выделений микроорганизмов, особенно грибов.

Лессивирование (лессиваж, обезиливание, иллимеризация) – процесс пептизирования, отмывки илистых и тонкопылеватых частиц с поверхности зёрен грубозернистого материала или из микроагрегатов и выноса их в неразрушенном состоянии из элювиального горизонта.

Псевдооподзоливание – процесс образования осветлённого элювиального горизонта в результате совместного действия лессивирования и поверхностного оглеения.

Псевдооглеение – процесс внутрипочвенного поверхностного или подповерхностного оглеения под воздействием периодического переувлажнения верховодкой, её сезонном образовании на водоупорном иллювиальном горизонте или первичном более тяжёлом нижнем слое двучленной почвообразующей породы.

Осолодение – процесс разрушения минеральной части почвы под воздействием щёлочных растворов (щёлочной гидролиз глинистых силикатов) с накоплением остаточного аморфного кремнезёма и выносом из элювиального горизонта аморфных продуктов разрушения.

Сегрегация – процесс образования осветлённого внутрипочвенного горизонта путём стягивания соединений железа и марганца из общей почвенной массы в дискретные центры концентрации без существенного выноса за пределы горизонта.

Отбеливание – процесс снятия полутораоксидных, органо-минеральных и органических плёнок с крупнозернистого материала и выноса этих соединений из элювиального горизонта без разрушения содержащихся в нём минеральных зёрен.

Ферролиз (элювиально-глеевый процесс) – процесс разрушения глинистых силикатов при оглеении с последующим выносом или сегрегацией продуктов разрушения и остаточным накоплением кремнезёма; отличается от псевдооглеения отсутствием мраморизации и сегрегации.

Элювиально-гумусовый процесс – процесс образования и частичного накопления (выноса) гумуса, в составе которого существенную роль играют подвижные соединения, слабо закрепляемые катионами металлов, которых к тому же недостаточно для полного насыщения, в результате формируется потечно-гумусовый горизонт, часто с иллювиально-гумусовым в нижней части.

Алюмо-железисто-гумусовый процесс – процесс мобилизации железа и алюминия минеральных плёнок кислыми гумусовыми веществами и последующего выноса аморфных соединений с образованием элювиального горизонта без глубокого разрушения минеральной части.

Коркообразование – процесс образования поверхностной сильно пористой обогащённой кремнезёмом обессоленной корочки в степных, полупустынных и пустынных почвах, которую иногда называют «осолоделой».

V. Иллювиально-аккумулятивные элементарные почвенные процессы. Группа процессов аккумуляции веществ в средней или нижней части профиля элювиально-дифференцированных почв, включающих отложение, трансформацию и закрепление, вынесенных из элювиального горизонта соединений. Каждому элювиальному процессу сосответствует свой иллювиальный процесс, если элювиирование не идёт за пределы почвенного профиля.

Глинисто-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления илистых фракций, выносимых при лессивировании.

Гумусо-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления гумуса, выносимого или из подстилки или элювиального горизонта.

Железисто-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления соединений железа (оксидов), выносимых из элювиального горизонта в ионной, коллоидной или связанной с органическим веществом формах.

Алюмо-гумусо-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления аморфных оксидов алюминия вместе с гумусом, вынесенных сверху из элювиального горизонта (при оподзоливании бурозёмов).

Железисто-гумусо-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления аморфных оксидов железа вместе с гумусом, вынесенных из элювиального горизонта вниз, характерный для песчаных подзолов.

Алюмо-железисто-гумусо-иллювиальный процесс (иллювиально-гумусовый) – антипод алюмо-железисто-гумусового процесса – процесс иллювиального накопления аморфных оксидов алюминия и железа вместе с гумусом, вынесенных вниз из подстилки или элювиального горизонта, характерный для подзолов.

Подзолисто-иллювиальный процесс – иллювиальное накопление неразрушенных глинистых частиц и аморфных полуторных оксидов, вынесенных из элювиального подзолистого горизонта.

Карбонатно-иллювиальный процесс – иллювиальное накопление карбонатов кальция, вынесенных сверху, в средней или нижней части профиля.

Солонцово-иллювиальный процесс – процесс иллювиального накопления и обратимой коагуляции набухающих глин, насыщенных в значительной степени натрием.

VI. Педотурбационные элементарные почвенные процессы (педотурбации) - смешанная группа процессов механического перемешивания почвенной массы под влиянием разнообразных факторов и сил, как природных, так и антропогенных.

Самомульчирование – процесс образования маломощного поверхностного рыхлого мелкоглыбистого (ореховатого) горизонта при интенсивном просыхании слитых почв, ясно отделяющегося от расположенной ниже слитой почвенной массы; самомульчированный слой существует лишь в сухом состоянии, полностью сливаясь с нижележащей почвой при увлажнении.

Растрескивание – процесс интенсивного сжатия почвенной массы при её обсыхании с образованием вертикальных трещин на ту или иную глубину, ведущей к перемешиванию почвы и её гомогенизации на глубину растрескивания в одних почвах (вертисоли), либо наоборот, к образованию гетерогенных профилей с разным составом и строением в заполненных трещинах в межтрещинных массах в других почвах (криогенных почвах).

Криотурбация – процесс морозного механического перемещения одних почвенных масс относительно других в пределах какого-либо горизонта или профиля в целом с образованием специфического криотурбационного строения.

Вспучивание – формирование крупноглыбистого рыхлого поверхностного слоя солевых пор (себкхов) пустынях при обсыхании сульфатных солончаков.

Пучение – излияние на поверхность тиксотропной почвенной массы в условиях криогенеза.

Биотурбация – перемешивание почвы обитающими в ней животными-землероями.

Ветровальная педотурбация – процесс перемешивания массы различных почвенных горизонтов при ветровальных лесных вывалах, приводящий к существенной гетерогенности почвенного профиля.

Гильгомообразование (вертисолизация) – специфический сложный педотурбационный процесс в вертисолях, включающий растрескивание на значительную глубину, поверхностное самомульчирование, перемещение одних почвенных масс относительно других с образованием поверхностей скольжения (сликкенсайдов), образование микрорельефа типа гильгом.

Агротурбация – разного типа механическое перемешивание, рыхление или наоборот, уплотнение почвы сельскохозяйственными орудиями и машинами.

VII. Деструктивные элементарные почвенные процессы – группа процессов, ведущих к разрушению почвы как природного тела и, в конечном итоге, к её уничтожению.

Эрозия – процесс механического разрушения почвы под действием поверхностного стока атмосферных осадков: плоскостная эрозия (или эрозия смыва); линейная эрозия, или эрозия размыва (овражная эрозия); ирригационная эрозия при неосторожном орошении склоновых почв.

Дефляция – процесс механического разрушения почвы под действием ветра (ветровая эрозия), который особенно проявляется на лёгких почвах (развеивание песков), но иногда и на суглинках и глинах, особенно при их пылеватом составе (пыльные бури).

Стаскивание – антропогенный процесс снятия почвы в верхних частях склонов и постепенного перемещения её в нижние при машинной обработке почвы вдоль склона.

Погребение – засыпание почвы каким-то материалом, принесённым со стороны в такой степени, что в ней прекращается почвообразовательный процесс, а новое почвообразование начинается уже с поверхности погребающего, старую почву наноса; погребённая почва становится при этом реликтом.

Тип почвообразования – главное направление почвообразовательного процесса. С.С. Неуструев выделил пять типов почвообразования: латеритный, подзолистый, солонцовый, степной, болотный. В. Кубиена выделил девять типов почвообразования.

Тип почвообразования – это преимущественное развитие какого-то профилеобразующего элементарного почвообразовательного процесса. Но для сложных полно профильных развитых почв, особенно с дифференцированным профилем, очень трудно установить относительную роль того или иного элементарного почвенного процесса.

Поэтому, понятие «тип почвообразования» используются пока не достаточно строго. В почвоведении более строгое понятие «тип почвы».

Возраст почвообразования. Современные почвы – этот продукт длительной и сложной геологической истории земной поверхности.

Различают: абсолютный возраст современных почв (колеблется от нуля до многих миллионов лет) и относительный.

Нулевой возраст имеют поверхности суши только что освободившиеся от покрывающей их воды (прибрежные территории в Прикаспии или Приаралье).

Искусственно осушенные земли в дельтах рек, поверхности, создаваемые лавами и пеплом вулканических извержений; свежие срезы пород при горных или строительных работах (карьеры, насыпи).

На морских террасах, для которых точно известен их геологический возраст, чётко прослеживается возрастная последовательность формирования почв – хронокатена, связанная с постепенным обсыханием и относительным поднятием территории.

Равнины северного полушария – возраст почв около 10 тыс. лет.

Северная часть Русской равнины – 8-10 тыс. лет.

Скандинавия (подзолы) – 5-6 тыс. лет.

Эрозионные равнины Африки – миллионы лет.

Относительный возраст почв – степень развития почвенного профиля. По относительному возрасту можно судить об относительной молодости, зрелости или древности почв по количеству гумуса, по степени развития профиля, по степени обеднённости различными соединениями.

Вопросы 36-37

Лекция 14. Почва как многофазная полидисперсная система.

1. Твёрдая фаза почвы и её характеристика.

2. Гранулометрический агрегатный состав почвы и его влияние на лесорастительные свойства.

3. Минералогический и химический состав почвы.

4. Газообразная фаза почвы и её воздушные свойства.

5. Характеристика жидкой и живой фаз почвы.

6. Уровни структурной организации почвы: почвенный покров, почвенный профиль, генетический горизонт, агрегат (пед), механический элемент (гранула).

Почва – самостоятельное естественно-историческое органо-минеральное образование, возникающее на поверхности земли в результате длительного воздействия биотических, абиотических и антропогенных факторов, состоящее из твёрдых минеральных и органических частиц, воды, воздуха и имеющее специфические структуру и свойства, создающие условия для роста и развития растений.

Почва – это многофазное природное тело, вещество которого представлено следующими физическими фазами: твёрдая, жидкая, газообразная и живое вещество, населяющих почву организмов.

Твёрдая фаза почвы – это её основа, матрица, формирующаяся в процессе почвообразования из материнской горной породы и в значительной степени унаследующая её свойства. Это полидисперсная и поликомпонентная органо-минеральная система, образующая твёрдый каркас почвенного тела. Она состоит из остаточных минералов горной породы и вторичных продуктов почвообразования – растительных остатков, продуктов их частичного разложения, гумуса, вторичных глинистых минералов, простых солей и оксидов, элементов, освобождённых при выветривании на месте или принесённых со стороны агентами геохимической миграции, различных почвенных новообразований. Твёрдая фаза почвы характеризуется гранулометрическим, минералогическим и химическим составом, а также сложением, структурой и порозностью.

Гранулометрический состав почв. Твёрдая фаза почвы состоит из частиц различной величины, которые называются механическими элементами. Они находятся в почве в свободном (песок) и агрегатном состоянии (когда отдельные частицы соединены в структурные отдельности разной формы, размера и прочности) и в различном соотношении. Свойства механических элементов изменяются в зависимости от их размеров. Близкие по свойствам и размеру частицы группируются во фракции.

Группировка частиц по размерам во фракции называется классификацией механических элементов. Относительное содержание в почве фракций механических элементов, выраженное в %, называется механическим или гранулометрическим составом.

Таблица 1. – Классификация механических элементов по фракциям

Частицы более 1 мм называются скелетом почвы, менее 1 мм – мелкозёмом.

Отдельные фракции имеют различный минералогический, химический состав, различные физические и химические свойства, поэтому они по-разному влияют на свойства почв.

Камни (>3) образуются из крупных обломков первичных минералов и горных пород, обладают «провальной» водопроницаемостью. В зависимости от содержания частиц более 3 мм (% от массы почвы) почвы разделяются по степени каменистости: некаменистые – 0,5%, слабокаменистые – 0,5-5%, среднекаменистые – 5-10%, сильнокаменистые - >10%. По типу каменистости почвы могут быть валунные, щебенчатые, гравийные галечниковые.

Гравий (3-1) состоит из обломков первичных минералов и придаёт почвам неблагоприятные свойства: «провальную» водопроницаемость, отсутствие водоподъёмной способности, низкую влагоёмкость, что неблагоприятно для произрастания растений.

Песчаная фракция состоит из обломков первичных минералов, преимущественно кварца и полевых шпатов, обладает высокой водопроницаемостью, плохо удерживает воду, не набухает, не пластична, но в отличие от гравия обладает некоторой капиллярностью и влагоёмкостью. Поэтому природные пески, особенно мелкозернистые, пригодны для выращивания культур. Для лесных культур пригодны пески с полевой влагоёмкостью не менее 3-5%, для сельхозкультур – не менее 10%.

Пыль крупная и средняя (0,05-0,005). По минералогическому составу фракция крупной пыли (0,05—0,01 мм) мало отличается от песчаной, поэтому обладает некоторыми физическими свойствами песка: не пластична, слабо набухает, обладает невысокой влагоемкостью. Фракция средней пыли (0,01—0,005 мм) имеет повышенное содержание слюд, придающих ей повышенную пластичность, связность, что определяет её лучшую водоудерживающую способность. Она обладает слабой водопроницаемостью, не способна к коагуляции, не участвует в структурообразовании и физико-химических процессах, протекающих в почве. Почвы, обогащенные фракцией крупной и средней пыли, легко распыляются, заплывают и уплотняются, отличаются слабой водопроницаемостью.

Пыль мелкая (0,005—0,001 мм) характеризуется относительно высокой дисперсностью, содержит значительное количество вторичных минералов, что определяет такие её свойства как пластичность и липкость. Она способна к коагуляции и структурообразованию, обладает поглотительной способностью, содержит повышенное количество гумусовых веществ. Однако обилие тонкой пыли в почвах в свободном, неагрегированном состоянии придает почвам такие неблагоприятные свойства, как низкая водопроницаемость, большое количество недоступной воды, высокая способность к набуханию и усадке, липкость, трещиноватость, плотное сложение.

Ил (<0,001 мм) состоит преимущественно из высокодисперсных вторичных минералов, очень сильно разбухающих в воде и почти не пропускающих воду и воздух. Из первичных минералов встречаются кварц, ортоклаз, мусковит.

Илистая фракция обладает высокой поглотительной способностью, содержит много гумуса и элементов зольного и азотного питания растений, и имеет большое значение в создании почвенного плодородия. Она определяет направленность физико-химических процессов, протекающих в почве, играет особо важную роль в структурообразовании и формировании водно-физических и физико-механических свойства почвы. Илистые частицы обладают коллоидными свойствами и в основном удерживают в поглощённом состоянии элементы питания. Структурная почва даже при высоком содержании ила характеризуется благоприятными физическими свойствами.

Таким образом, с уменьшением размера механических элементов значительно изменяются их свойства, которые претерпевают довольно резкие изменения на рубеже 0,01 мм, затем 0,005 и 0,001 мм. Это позволило разделить все механические фракции на две большие группы: физический песок (>0,01 мм) и физическая глина <0,01 мм).

Различные фракции механических элементов имеют неодинаковые свойства, поэтому и почвы и породы в зависимости от их содержания также будут обладать неодинаковыми свойствами.

Все многообразие почв и пород по механическому составу объединяют в несколько групп с характерными для них физическими, физико-химическими и химическими свойствами.

Для характеристики механического состава используют двух- и трёхчленные классификации. В настоящее время для классификации почв и грунтов используют трёхчленную классификацию Н.А. Качинского, в которой выделяют три группы частиц: песок – 1,0-0,05 мм, пыль – 0,05-0,001 мм и ил – менее 0,001 мм. По этой классификации основное наименование по механическому составу производится по содержанию физического песка и физической глины и дополнительное — с учетом других преобладающих фракций; гравелистой (3— 1 мм), песчаной (1—0,05 мм), крупнопылеватой (0,05— 0,01 мм), пылеватой (0,01—0,001 мм) и_иловатой (<0,001 мм).

Однако самое широкое распространение имеет двучленная классификация почв Н.М. Сибирцева и Н.А. Качинского. В основу этой классификации почв и пород положено соотношение физического песка и физической глины.

Таблица 2. – Классификация почв и пород по механическому составу (по Н.А Качинскому)

Классификация составлена с учетом генетической природы почв, способности их глинистой фракции к агрегированию, что зависит от содержания гумуса, состава обменных катионов, минералогического состава. Чем выше эта способность, тем слабее проявляются глинистые свойства при равном содержании физической глины. Поэтому степные почвы, красноземы и желтоземы, как более структурные, переходят в категорию более тяжелых почв при большем содержании физической глины, чем солонцы и почвы подзолистого типа. Так степные почвы (например, черноземы) относят к категории глинистых при 60-75 % содержании физической глины, подзолистые почвы - при 50-65 %, а солонцы - при 40-50 %.

Механический состав почв и почвообразующих пород влияет на интенсивность многих почвообразовательных процессов, связанных с превращением, перемещением и накоплением органических и минеральных соединений в почве, и определяет продуктивность и состав насаждений, а также сельскохозяйственное использование почв. В одних и тех же природных условиях на породах разного механического состава формируются почвы с неодинаковыми свойствами.

Механический состав оказывает существенное влияние на водно-физические, физико-механические, воздушные, тепловые свойства, окислительно-восстановительные условия, поглотительную способность, накопление в почве гумуса, зольных элементов и азота.

Почвы песчаные и супесчаные легко поддаются обработке, обладают хорошей водопроницаемостью и благоприятным воздушным режимом, быстро прогреваются и носят название лёгких Отрицательные свойства - низкая влагоемкость, бедны гумусом и элементами питания растений, обладают незначительной поглотительной способностью, наиболее подвержены ветровой эрозии.

Тяжелосуглинистые и глинистые почвы отличаются более высокой связностью и влагоемкостью, лучше обеспечены питательными веществами, богаче гумусом. Обработка их требует больших энергетических затрат, поэтому их называют тяжелыми. Тяжелые бесструктурные почвы обладают неблагоприятными физическими и физико-механическими свойствами, имеют слабую водопроницаемость, легко заплывают, образуют корку, отличаются большой плотностью, липкостью, часто неблагоприятным воздушным и тепловым режимами.

Лучшим комплексом свойств из бесструктурных и слабо-оструктуренных почв обладают легкосуглинистые и среднесуглинистые почвы. Правильное использование почвы улучшает ее свойства. Коренное улучшение свойств бесструктурных песчаных почв возможно путем глинования, а глинистых — пескования на фоне применения высоких норм органических удобрений.

Механический состав почвы довольно устойчивый признак, унаследованный от почвообразующей породы, Он оказывает влияние на все свойства почвы, в том числе и на лесорастительные. На рыхлых и связных песках в борах растут сосновые насаждения, на супесчаных почвах в суборях – сосновые насаждения с примесью ели, дуба, липы, берёзы и осины, на легкосуглинистых почвах в сураменях и судубравах прекрасно растут сосново-еловые или сосново-дубовые насаждения, на средне- и тяжелосуглинистых почвах в раменях – ельники. Наилучшие условия для роста сосны складываются на супесчаных почвах, для ельников на легко- и среднесуглинистых, для дубрав на средне- и тяжелосуглинистых.

В зависимости от механического состава меняются условия и способы обработки почв, сроки полевых работ, нормы внесения удобрений и приёмы ведения сельского и лесного хозяйства.

Минералогический состав почв представлен первичными минералами (полевые шпаты – 59,5%, кварц – 12%, амфиболы и пироксены – 16,8%, слюды – 3,8%, прочие – 7,9%) и вторичными продуктами почвообразования – растительные остатки, продукты разложения растительных остатков и вторичные минералы (соли – кальцит, магнезит, гипс, галит, фосфаты, нитраты и т.д., гидроокиси кремния, алюминия, железа, марганца, вторичные алюмосиликаты, группа монтмориллонита, каолинита, гидрослюд).

Первичные минералы влияют на физические свойства почвы (связность, липкость, набухание и т.п.), являются резервным источником зольных элементов питания, и источником образования вторичных минералов.

Вторичные минералы – соли, влияют на химический состав почв, их засолённость. Гидроокиси и окиси являются цементом в структурообразовании. Аморфные гидроокиси переводят фосфор в труднодоступное состояние. Глинистые минералы монтмориллонитовой группы влияют на водно-физические свойства почвы. Их свойства малоблагоприятны, так как они содержат большое количество воды, недоступной для растений. В сочетании с гумусовыми веществами образуют водопрочные агрегаты. Минералы каолинитовой группы не набухают, мало содержат щелочноземельных элементов. Гидрослюды важный источник калия, по своим свойствам близки к монтмориллонитам.

Основную долю крупных фракций почвы составляют первичные минералы (кварц и полевые шпаты), а в илистой и тонкопылеватой фракциях преобладают богатые железом и алюминием глинистые алюмосиликаты при значительно меньшем содержании других минералов. Распределение химических элементов по отдельным гранулометрическим фракциям также неравномерно в соответствии с различиями в их минералогическом составе. Наиболее высокое содержание кремния в обогащённых кварцем фракциях размером более 0,25 мм, в более тонких фракциях увеличивается участие полевых шпатов и других первичных, в особенности, железосодержащих минералов в связи с чем, растёт содержание железа и алюминия и других элементов. По мере уменьшения фракций закономерно падает содержание кремния и увеличивается содержание полуторных окислов.

Химический состав почв. Почва состоит из минеральных, органических и органо-минеральных веществ. По химическому составу она существенно отличается от исходных почвообразующих пород.

Главные особенности химического состава почвы – присутствие органических веществ, а в их составе специфической группы – гумусовых веществ, разнообразие форм соединений отдельных элементов и непостоянство (динамичность) состава во времени.

Источник минеральных соединений почвы - слагающие горные породы. Органические вещества поступают в результате жизнедеятельности растительных и животных организмов, населяющих почву. Взаимодействие органических и минеральных веществ создаёт сложный органо-минеральный комплекс органо-минеральных соединений почвы.

Минеральная часть составляет 80-90% и более массы почв и только в органогенных почвах снижается до 10% и менее. В составе почв обнаружены почти все химические элементы. Сравнивая содержание химических элементов в литосфере и почве необходимо отметить, что литосфера почти наполовину состоит из кислорода (47,2%), более чем на четверть из кремния (27,6%). Далее идут алюминий (8,8%), железо (5,15), кальций, магний, натрий, калий (до 2-3% каждого). Восемь названных элементов составляет 99% общей массы литосферы. Такие важные элементы для растений, как С, N, Р, S занимают десятые и сотые доли %. Ещё меньше в земной коре микроэлементов.

Минеральная часть почвы в значительной степени обусловлена химическим составом горных пород, поэтому по содержанию отдельных химических элементов она сходна с литосферой. В почве, как и в литосфере, на первом месте стоит кислород (49%), на втором кремний (33%), затем алюминий - 7,13%, железо - 3,80%, кальций – 1,37%, натрий -0,63%, калий – 1,36%, магний – 0,63%.

В валовом химическом составе почв преобладает кислород и кремний, в меньшей мере алюминий, в очень небольшом количестве присутствуют Са, Мg, К, Na, другие элементы присутствуют в микроколичествах.

Однако в почве, по сравнению с литосферой, в 20 раз больше углерода (2% против 0,1%) и в 10 раз азота (0,1 против 0,01%). Накопление этих элементов связано с жизнедеятельностью организмов, в которых содержится 18% углерода, 0,3% азота на живое вещество. В почве больше, чем в литосфере, O, H, Si, меньше Al, Fe, Ca, Mg, Na, K и других элементов, что является следствием процессов выветривания и почвообразования.

Почва наследует геохимические черты исходного материала (рыхлые породы) почвообразующих пород: богатство породы кремнезёмом сказывается на содержании его в почве; почвы развивающиеся на карбонатной породе (лёссе), имеют и больше кальция; засолённость почвообразующей породы – источник засоления почв.

Материнская порода в процессе почвообразования изменяется, и в зависимости от типа почвообразования изменяется содержание и перераспределение по профилю почвы различных химических элементов. Каждый тип почвы приобретает характерную дифференциацию на горизонты с определённым химическим составом.

Существенные различия в валовом химическом составе отдельных горизонтов характерны для почв с элювиально-иллювиально с дифференцированном профилем: относительное обеднение элювиальной части Al₂O₃ и Fe₂O₃, и соответствующим обогащением SiO₂; в иллювиальной части профиля наблюдается обратная картина.

Однако данные химического состава не дают оснований судить о характере процесса, приводящего к профильной дифференциации валового состава.

В частности, одинаковый химический профиль может образоваться в результате: оподзоливания (разрушение минералов в кислой среде сверху и вынос продуктов разрушения в иллювиальную часть или за пределы профиля); обезиливания (вынос тонких частиц) в иллювиальный горизонт без их разрушения); отбеливания (снятие железистых плёнок с крупных частиц сверху и вынос соединений железа в иллювиальную часть); осолодения (разрушение минералов в щелочной среде и вынос в иллювиальный горизонт); глее-элювиального процесса (разрушение минералов в восстановительных условиях вверху и вынос).

Валовое содержание химических элементов в илистой фракции можно рассчитать по формуле, предложенной И.А.Соколовым.

R_x = (1-d/100) · С R_o/100-В ,где

R_x - валовое содержание оксида, приходящегося на долю ила, % на прокалённую почву в целом;

d - потери при прокаливании ила, % к илу;

С- содержание ила, % к мелкозёму;

R_o - валовое содержание оксида в иле, % на прокалённую навеску ила;

В- потери при прокаливании почвы, % к мелкозёму.

Вычитая из общего содержания оксида в мелкозёме значение R_x, получим содержание оксида, приходящегося на долю крупных фракций.

В сравнении с почвообразующей породой верхние горизонты дерново-подзолистых почв обогащены кремнезёмом, меньше содержат окисей алюминия и железа. Состав преобладающих окисей для чернозёмов остаётся неизменным. Для всех почв в отличие от пород характерно накопление органического вещества в верхних горизонтах, с которыми связана аккумуляция биологически важных элементов – углерода и азота, а для многих почв – фосфора, серы, кальция.

Эта особенность химического состава почв подчёркивает их самостоятельную химическую природу, отличающую от горной породы. Изменения, которые претерпевает горная порода, обуславливаются факторами почвообразования. Химический состав почв постоянно изменяется в соответствии с непрерывностью процессов выветривания и почвообразования.

Химические элементы в почвах находятся в различных соединениях.

Кислород входит в большинство первичных и вторичных минералов почв, является одним из основных элементов органических веществ и воды.

Кремний – наиболее распространён в форме кварца (SiO₂). Кремний входит в состав силикатов и при их разрушении в процессах выветривания и почвообразования переходит в раствор в форме анионов орто –(SiO₄)₇^4- и мета – (SiO₃)^2- кремневых кислот, а также силикатов Na и К, частично в форме золя. Одна часть растворённого кремнезёма вымывается их почвы, другая при кислой реакции осаждается в виде гелей (SiO₂ · nН₂О) – аморфных осадков, которые теряя воду, могут переходить в кварц вторичного происхождения. Взаимодействуя с основными полуторными окислами, истинно растворённый и коллоидный кремнезём образует вторичные силикаты. Валовое содержание силикатов в глинистых почвах колеблется от 40 до 70%, в песчаных – 90-98%.

Алюминий находится в почве в составе первичных и вторичных минералов в форме органо-минеральных комплексов и в поглощённом состоянии в кислых почвах.

Образующаяся при разрушении первичных и вторичных минералов гидроокись алюминия при слабощелочной реакции выпадает в виде коллоидных осадков – гелей (Аl₂О₃·nН₂О), переходящих при кристаллизации во вторичные минералы – гиббсит (Аl₂О₃·3Н₂О), белит (Аl₂О₃·Н₂О).

В кислой среде (рН менее 5) гидроокись алюминия становится более подвижной и алюминий в почвенном растворе появляется в виде ионов Аl(ОН)₂⁺, Аl(ОН)²⁺, что отрицательно сказывается на росте растений. Водорастворимая и коллоидная гидроокись алюминия, взаимодействуя с органическими кислотами, образует подвижные комплексные соединения, в форме которых может передвигаться вниз по профилю. Валовое содержание колеблется от 1-2% до 15-20%, в ферралитных почвах тропиков и бокситах может превысить 40%.

Железо – элемент, без которого не образуется хлорофилл. В почвах он встречается в составе первичных и вторичных минералов – силикатов, в виде гидроокисей и окисей, простых солей, в поглощённом состоянии, а также в составе органо-минеральных комплексов. Освобождающаяся при выветривании минералов гидроокись железа выпадает в форме аморфного геля Fe₂О₃·nН₂О и переходит при кристаллизации в гетит (Fe₂О₃·Н₂О) и гидрогетит (Fe₂О₃·3Н₂О). В сильно кислой среде (рН менее 3) в почвенном растворе появляются ионы Fe³⁺. В восстановительных условиях окисное железо переходит в закисное с образованием растворимых соединений FeCO₃, Fe(HCO₃)₂, FeSO₄, доступных растениям. Избыток железа угнетает растения. На нейтральных и щелочных почвах растения испытывают недостаток железа, проявляющийся в виде хлороза.

Гидроокись железа, также как и гидроокись алюминия, образует с органическими кислотами подвижные формы комплексных соединений, способных мигрировать вниз по профилю. Общее содержание в почве колеблется от 0,5-1,0% в кварцево-песчаных, 3-5% в почвах на лёссах, до 8-10% в почвах на элювии плотных ферромагнезиальных пород, и 20-50% в ферралитных почвах тропиков (железистые конкреции и прослойки).

С.В.Зонн соединения железа в почвах представил следующими формами:

- силикатное железо, входящее в состав кристаллических решёток первичных минералов и вторичных глинистых минералов;

- несиликатное железо (свободное);

- окристаллизованное оксидов и гидрооксидов;

- аморфных соединений (железистых и гумусо-железистых);

- подвижных соединений (обменных и водно-растворимых).

Азот входит в состав всех белковых веществ, содержится в хлорофилле, нуклеиновых кислотах, фосфатидах и многих других веществах живой клетки.

В почве азот сосредоточен в органическом веществе и его количество находится в прямой зависимости от содержания органического вещества. Содержание азота в почве составляет 1/40-1/20 гумуса. Накопление его в почве обусловлено биологической аккумуляцией. Азот доступен растениям в аммонийной, нитратной и нитритной формах, которые образуются при разложении азотистых органических веществ.

Нитриты практически в почве не содержатся, ион NН₄⁺ легко поглощается почвой с частичным переходом в необменное состояние, NO₃^- находится в почвенном растворе и доступен растениям.

Фосфор входит в состав многих органических соединений, считается «элементом жизни». В почвах фосфор содержится в органических и минеральных соединениях (органические – фитин, нуклеиновые кислоты, нуклеопротеиды, фосфатиды, сахарофосфаты; минеральные - солями железа, кальция, магния, алюминия ортофосфорной кислоты) Он входит в состав фосфорита, апатита, вивианита, встречается в форме фосфат-иона.

Сера – в почве находится в форме сульфатов, сульфидов и в составе органического вещества.

Калий– входит в состав кристаллической решётки первичных и вторичных минералов в малодоступной для растений форме. Он содержится в почве в поглощённом состоянии (обменный и необменный) и в форме простых солей. Калия в почве около 2-3%

Кальций и магний в почве находятся в кристаллической решётке минералов, в обменно-поглощённом состоянии и в форме простых солей (хлоридов, нитратов, карбонатов, сульфатов, фосфатов). Кальция в почве содержится от 1 до 3%.

Натрий - валовое содержание около 1-3%, присутствует в составе первичных минералов, натрийсодержащих полевых шпатов. В засолённых почвах сухостепной и аридной зон присутствует в виде хлоридов или входит в почвенный поглощающий комплекс.

Титан – содержание в почве не превышает десятых долей процента, присутствует в составе первичных минералов, может накапливаться в составе илистой фракции до 1%.

Углерод в почве содержится в составе гумуса и органических остатков. Много углерода в составе карбонатов. Содержание его колеблется от долей процента в бедных органическим веществом песчаных почвах до 3-5 и даже 10% в богатых гумусированных почвах.

Элементы, содержащиеся в почве в микроколичествах (менее n·10^-3 %) составляют особую группу микроэлементов. К ним относятся В, Mn, Mo, Cu, Zn, Co, J, F и др.

В почве содержатся радиоактивные элементы, которые обуславливают радиоактивность почв. К ним относятся ^235,238U, ²²⁶Ra, ²³²Th, ⁴⁰K, ²²²Rn, ⁴⁸Ca, ⁹⁶Zn и др.

Химический состав почв, оказывает большое влияние на их плодородие как непосредственно, так и определяя те или иные свойства почвы, имеющие решающее значение в жизни растений. Недостаток их (дефицит) в питании растений не обеспечивает нормального их роста и развития. Избыток – токсичен для растений.

Жидкая фаза почвы – это вода почве, почвенный раствор, исключительно динамичная по составу и объёму часть почвы, заполняющая её поровое пространство. Содержание и свойства почвенного раствора зависят от водно-физических свойств почвы и от её состояния в данный момент в соответствии с условиями грунтового и атмосферного увлажнения при данном состоянии погоды. В районах с низкими зимними температурами в холодный сезон жидкая фаза почвы переходит в твёрдое состояние, превращаясь в лёд; при повышении температуры часть почвенной воды может испариться, перейдя в газовую фазу почвы. Жидкая фаза – это «кровь» почвенного тела, служит основным фактором дифференциации почвенного профиля, так как главным образом путём вертикального и горизонтального передвижения воды в почве происходит в ней перемещение тех или иных веществ в виде суспензий и истинных или коллоидных растворов.

Почва как многофазная полидисперсная система способна поглощать и удерживать воду. Содержание влаги в % к массе сухой почвы, высушенной при 105⁰С, характеризует влажность почвы.

Вода поступает в почву в виде атмосферных осадков, грунтовых вод, при конденсации водяных паров из атмосферы, при орошении.

Почвенная вода – жизненная основа растений, почвенной фауны и микрофлоры. Растения расходуют воду в огромном количестве. Для создания 1 г сухого вещества расходуется от 200 до 1000 г воды. От содержания воды в почве зависит интенсивность протекающих в ней биологических, химических и физико-химических процессов, передвижение веществ в почве, водно-воздушный, питательный и тепловой режимы, её физико-химические свойства, т. е. важнейшие показатели почвенного плодородия. Следовательно, почвенная вода оказывает прямое и косвенное влияние на развитие растений.

Растения развиваются нормально только при достаточном и постоянном количестве влаги в почве. Недостаток или избыток влаги в почве ограничивает продуктивность растений. Водообеспеченность растений определяется не только количеством поступающей воды в почву, но и её водными свойствами: способностью почвы впитывать, фильтровать, удерживать, сохранять воду и отдавать её растению по мере потребления. Поэтому в одинаковых климатических условиях, на полях одинаково обрабатываемых и имеющих ровную поверхность количество влаги в почве может быть различно.

При равной влажности количество доступной растениям воды может быть различно, что зависит от механического состава почв, структурного состояния, содержание гумуса и других показателей, предопределяющих их водные свойства.

Вода в почве может находиться во всех трёх состояниях: твёрдом (лёд), жидком и парообразном.

Парообразная вода содержится в почвенном воздухе, в порах, свободных от воды. Пары воды поступают в почву из атмосферы и постоянно образуются в почве при испарении жидкой воды и льда. Они перемещаются по профилю почвы и в атмосферу с током почвенного воздуха и диффузионно в соответствии с градиентом давления пара. Почвенный воздух обычно насыщен парами воды. Относительная влажность почвенного воздуха близка к 100%.

На перемещение паров воды в почве большое влияние оказывает температура почвы. С повышением температуры увеличивается давление водяного пара, и он передвигается от тёплых слоёв к холодным, поэтому в почве отмечаются восходящие и нисходящие сезонные и суточные потоки водяного пара. При конденсации пар переходит в жидкую воду.

Твёрдая фаза – лёд – потенциальный источник жидкой и парообразной воды. Эту воду растения непосредственно не используют, хотя она может быть резервом доступной влаги. Лёд переходит в жидкое и парообразное состояние при температуре выше 0⁰ С.

Газовая фаза почвы – это воздух, заполняющий поры в почве, свободные от воды, состав, которого существенно отличается от атмосферного и очень динамичен во времени. В сухой почве воздуха больше, во влажной меньше, поскольку вода и воздух в почве являются антагонистами, взаимно замещая друг друга в общем объёме почвенной порозности в зависимости от состояния почвы в тот или иной момент.

Воздушная фаза – важная и наиболее мобильная составная часть почв, изменчивость которой отражает биологические и биохимические ритмы почвобразования. Количество и состав почвенного воздуха оказывает существенное влияние на развитие и функционирование растений и микроорганизмов, на растворимость и миграцию химических соединений в почвенном профиле, на интенсивность и направленность почвенных процессов. Кроме того, почва является поглотителем, сорбирующим токсичные промышленные выбросы газов и очищающим атмосферу от технического загрязнения.

Газы и летучие органические соединения находятся в почве в нескольких физических состояниях: собственно почвенный воздух – свободный и защемлённый, адсорбированные и растворённые газы.

Свободный почвенный воздух – это смесь газов и летучих органических соединений, свободно перемещающихся по системе почвенных пор и сообщающихся с воздухом атмосферы. Свободный почвенный воздух обеспечивает аэрацию почв и газообмен между почвой и атмосферой.

Замещённый почвенный воздух – воздух, находящийся в порах, со всех сторон изолированных водными пробками. В суглинистых почвах содержание его достигает более 12% от общего количества объёма почвы или четвёртую часть от всего порового пространства. Защемлённый воздух неподвижен, практически не участвует в газообмене между почвой и атмосферой, существенно препятствует фильтрации воды в почве, может вызвать разрушение почвенной структуры при колебаниях температуры, атмосферного давления и влажности.

Адсорбированный почвенный воздух – газы и летучие органические соединения, адсорбированные почвенными частицами на их поверхности. Чем более дисперсна почва, тем больше содержит она адсорбированных газов при данной температуре. Количество сорбированного воздуха зависит от минералогического состава почв, от содержания органического вещества, влажности. Песок поглощает в десять раз меньше воздуха, чем тяжёлые суглинки 0,75 ± 0,2 и 6,99 ± 0,08 см³/г. Мелкодисперсный кварц сорбирует СО₂ в 100 раз меньше, чем гумус, 12 и 1264 см³/г соответственно.

Количество адсорбированных газовых компонентов можно рассчитать, используя уравнение изотермы адсорбции Ленглюра:

Г = Г ∞ С/К+С (Т = const), где

Г - предельное значение адсорбции насыщения на единицу поверхности адсорбента, мг;

С - равновесная концентрация газа в системе мг/л;

К - эмпирический коэффициент.

Растворённый воздух – газы, растворённые в почвенной воде. Растворённый воздух ограниченно участвует в аэрации, т. к. диффузия газов в водной среде затруднена. Однако растворённые газы играют большую роль в обеспечении физиологических потребностей растений, микроорганизмов, почвенной фауны, а также в физико-химических процессах, протекающих в почвах.

Количество растворённого воздуха подчиняется закону фазового равновесия Генри: С = λР/10,2 , где

С – массовая концентрация газа, растворённого в воде, мг/л;

Р – парциальное давление газа в почвенном воздухе, МПа,

10,2 – нормальное атмосферное давление в МПа,

λ-коэффициент растворимости газа в воде, мг/л.

Процесс сорбции – десорбции, растворения и – дегазации в условиях изменяющихся температур, концентраций газов, давления, влажности протекают постоянно. Система находится в состоянии (динамическом) подвижного равновесия, определяемого изменчивостью термодинамических условий и биологической активности. Благодаря этим явлениям почвенный воздух, раствор и поглощающий комплекс почвы образуют взаимосвязанную систему, создают свойственную почвам буферность.

Совокупность ряда физических свойств почв, определяющих состояние и поведение почвенного воздуха в профиле, называется воздушно-физическими свойствами почв. Наиболее важные: воздухоёмкость, воздухосодержание, воздухопроницаемость, аэрация.

Общей воздухоёмкостью почв называют максимально возможное количество воздуха, выраженное в % по объёму, которое содержится в воздушно-сухой почве ненарушенного строения при нормальных условиях.

Р_о.в=Р_общ.-Р_г, где

Р_{о.в. –} общая воздухоёмкость, %

Р_общ. – общая порозность почвы, %

Р_г – объём гигроскопической влаги, %.

Воздухоёмкость почв зависит от гранулометрического состава, сложения, степени оструктуренности.

Различают капиллярную и некапиллярную воздухоёмкость.

Капиллярная – почвенный воздух размещён в капиллярных порах тонкого диаметра. Высокий процент её указывает на малую подвижность почвенного воздуха, затруднённую транспортировку газов в пределах почвенного профиля, высокое содержание защемлённого и сорбированного воздуха. При высоких уровнях увлажнения она не обеспечивает аэрацию почв, создаёт анаэробные зоны и благоприятствует развитию внутрипочвенного оглеения.

Для обеспечения нормальной аэрации почв существенное значение имеет некапиллярная воздухоёмкость, или порозность аэрации, т. е. воздухоёмкость межагрегатных пор, трещин и камер, и связана в основном со свободным воздухом.

Некапиллярная воздухоёмкость (порозность аэрации – Р_а) определяет количество воздуха, существующего в почвах при их капиллярном насыщении влагой.

Р_а = Р_общ. – Р_к, где Р_к – объём капиллярной порозности, %

Наибольших значений (25-30%) она достигает в хорошо оструктуренных, слабо уплотнённых почвах.

Количество воздуха, содержащего в почве при определённом уровне естественного увлажнения, называют воздухосодержанием.

Р_в = Р_общ. – Р_w, где Р_w – объёмная влажность почв, %.

Воздухосодержание колеблется от 0% (на переувлажнённых почвах) до 80-90% на переосушенных торфяниках.

Воздухопроницаемостью (газопроницаемостью) называют способность почвы пропускать через себя воздух. Она определяет скорость газообмена между почвой и атмосферой. Она зависит от гранулометрического состава почвы, её оструктуренности, от объёма и концентрации (строения) порового пространства. Воздухопроницаемость в естественных условиях изменяется в широких пределах от 0 до 1л/с и выше.

Воздухообмен, или газообмен это обмен газами между почвенным воздухом и атмосферой.

На воздухообмен влияют следующие факторы:

- атмосферные условия – суточные, сезонные амплитуды колебаний температуры, атмосферного давления, температурные градиенты поверхности раздела почва – атмосфера, турбулентность атмосферного воздуха, количество осадков и характер их распределения; интенсивность и объём испарения и транспирации;

- физические свойства почвы – гранулометрический состав, структура, состояние поверхности, плотность, количество и качество пор аэрации, температурный режим почв и режим их влажности;

- физические свойства газов – скорость диффузии, градиенты концентраций газов в почвенном профиле и на границе раздела почва – атмосфера, гравитационный перенос газов под действием силы тяжести, способность к сорбции – десорбции, растворение в почвенных растворах и дегазации;

- физико – химические реакции в почвах - обменные реакции, между почвенным поглощающим комплексом – почвенным раствором – газовой фазой, реакции окисления – восстановления.

Состав почвенного воздуха.

Атмосферный воздух представляет собой смесь газов, из которых три основных N, O, Ar. Попадая в почву атмосферный воздух претерпевает значительные изменения, увеличивается в десятки, сотни и более раз парциальное давление диоксида углерода (СО₂). Изменение состава почвенного воздуха происходит вследствие процессов жизнедеятельности микроорганизмов, дыхания корней растений и почвенные фауны, а также в результате окисления органического вещества.

Макрогазы почвенного воздуха – N, O CO₂. В почве азот является преобладающим газом, содержание его в почвенном воздухе не намного отличается от атмосферного. Интересна динамика сопутствующих азоту микрогазов – N₂О, NО₂, особенно NО₂, так как существует мнение о фотохимическом влиянии его на озоновый пояс Земли. С азотом связаны процессы азотфиксации, денитрификации, нитрификации.

Кислород – достаточное содержание кислорода обеспечивает необходимый уровень микробиологической деятельности, дыхание корней растений и процессы окисления. Дефицит его угнетает развитие корневых волосков, вызывает массовую гибель всходов растений, провоцирует развитие болезнетворных микроорганизмов, вызывающих коневую гниль. Концентрация кислорода в различных почвах колеблется в широких пределах от десятых долей до 21%.

Диоксид углерода (СО₂). Существует мнение, что диоксид углерода атмосферы на 90% имеет почвенное происхождение.

Процессы дыхания и разложения постоянно пополняют атмосферные запасы СО₂. Биологическое значение его многосторонне: обеспечивает ассимиляционный процесс; избыток его(более 3%) угнетает развитие растений, замедляет прорастание семян, сокращает интенсивность поступления воды в растительные клетки. Оптимальная концентрация СО₂ 0,3-3,0%, но его концентрация в почвенном воздухе может колебаться от 0,05 до 10-12% и 15-20% и более.

Велика почвенно-химическая и геохимическая роль СО₂. Вода, насыщенная диоксидом углерода, растворяет многие труднодоступные соединения карбонатов и вызывает их миграцию.

В процессах, характеризующихся нормальным кислородным (Дк) обменом происходит эквивалентный обмен О₂ на СО₂.

Дк=С_СО2/С_О2 =1.

Высокоинформативный показатель биологической активности почв, так называемое «дыхание почв», которое характеризуется скоростью выделения СО₂ за единицу времени с единицы площади. Интенсивность дыхания колеблется от 0,01 до 1,5 г/м²ч и зависит от физиологических особенностей растительных и микробиологических ассоциаций, фенофазы, густоты растительного покрова.

«Почвенное дыхание» характеризует биологическую активность экосистемы в каждый конкретный период времени и резкие отклонения от стандартных параметров дыхания могут дать экологическую оценку процессам, вызывающим эти отклонения.

Микрогазы. В почвенном воздухе содержатся такие компоненты, как N₂О, NО₂, СО, предельные и непредельные углеводороды (этилен, ацитилен, метан) Н₂, Н₂S, NH₃, меркаптаны, терпены, фосфин, спирты, эфиры, пары органических и неорганических кислот.

Происхождение микрогазов связывают с непосредственным метаболизмом микроорганизмов, процессами разложения и новообразования органических веществ в почве, с трансформацией в ней удобрений и гербицидов, с поступлением в почву продуктов техногенного загрязнения.

Концентрация их не превышает 1 10^-9 –1 10^-12 %?, но и этого вполне достаточно для ингибирующего действия на почвенные организмы и для снижения биологической активности.

Состав почвенного воздуха имеет вертикальную стратификацию, определяемую продуцированием и кинетикой газов в пределах почвенного профиля. В поверхностных горизонтах, вследствие активного газообмена с атмосферой, отличия компонентного состава почвенного воздуха от атмосферного выражены менее заметно, чем в нижележащих. С глубиной увеличивается концентрация СО₂, а О₂ уменьшается. При затруднённом газообмене с поверхности в биогенных горизонтах почв могут наблюдаться избыточные концентрации СО₂.

Газообмен и концентрации газов зависят от режима влажности и мощности зоны аэрации (толщи почвы и грунта), расположенной выше уровня грунтовых вод.

Динамика почвенного воздуха определяется совокупностью всех явлений поступления, передвижения и трансформации газов в пределах почвенного профиля, а также взаимодействием газовой фазы с твёрдой, жидкой и живой фазами почвы. Так как газовая фаза очень мобильна, динамика почвенного воздуха имеет суточный и сезонный (годовой) ход.

Суточная динамика определяется суточным ходом атмосферного давления, температуры, освещённости, изменениями скорости фотосинтеза. Эти параметры контролируют интенсивность диффузии (Д_s), дыхания корней (Р_s), микробиологической активности (М_s), интенсивность морбции и десорбции (Gi_s), растворения и дегазации (Si). Концентрация газов в составе почвенного воздуха определяется как

Сi = F (D_s, R_s, M_s, Gi_s, Si).

Сезонная (годовая) динамика определяется годовым ходом атмосферного давления, температур и осадков и тесно связанными с ними вегетационными ритмами развития растительности и микробиологической деятельности.

Годовой воздушный режим включает в себя динамику воздухозапасов, воздухопроницаемости, состава почвенного воздуха, растворения и сорбции газов, почвенного дыхания.

Сезонная динамика состава почвенного воздуха отражает биологические ритмы. В период наивысшей биологической активности концентрация СО₂ имеет выраженный максимум в верхней толще – происходит насыщение углекислотой. Концентрация кислорода имеет обратную зависимость.

Живая фаза почвы – это населяющие её организмы, непосредственно участвующие в процессе почвообразования. К ним относятся многочисленные микроорганизмы (бактерии, актиномицеты, грибы, водоросли), представители почвенной микро-и мезофауны (простейшие насекомые, черви и прочее) и корневые системы растений.

Природная почва существует и функционирует в единстве своих фаз как единое физическое тело.

Все четыре почвенных фазы – твёрдая, жидкая, газообразная и живая – тесно связаны между собой и находятся в сложном взаимодействии.

Уровни структурной организации почв.

На базе нового системного подхода было сформулировано представление об иерархических уровнях структурной организации почвы, имеющее важное методологическое и методическое значение. Было показано, что при исследовании почвы, как природного тела – необходимо различать иерархическую серию последовательных уровней её структурной организации, каждый из которых требует специфических методов и подходов исследования, контроля и управления.

Наиболее низким структурно – организационным уровнем является атомарный, с которым исследователь имеет дело при изучении естественной и искусственной радиоактивности почв. Материальными элементами этого уровня служат радиоактивные изотопы, присутствующие в почве или внесённые в неё.

Следующий уровень – кристалломолекулярный или ионно–молекулярный, в качестве элементов которого выступают молекулы и ионы в почвенном растворе и воздухе, а также на поверхности твёрдых почвенных частиц.

Третий уровень структурной организации почвы – уровень элементарных почвенных частиц. Элементами этого уровня служат так называемые «элементарные почвенные частицы», выделяемые из почвы при гранулометрическом анализе в виде фракций разного размера. Группа этих частиц включает чистые мономинеральные зёрна, полиминеральные образования, органо-минеральные комплексы, органические глобулы разного состава и происхождения. (Глобула – новообразования округлой формы, по составу – оксиды железа, марганца, CaCO₃, CaSO₄, SiO₂, глины).

Агрегатное состояние почв, почвенные агрегаты – четвёртый структурный уровень организации почвы, включающий макро – и микроагрегаты, её структурные отдельности. В понятие почвенные агрегаты включаются и специфические почвенные новообразования: конкреции, стяжения, натёки, плёнки, орштейны, новообразования солей, гипса, извести, не образующие сплошных горизонтов, плит, панцырей, а встречающиеся изолированно в почвенной массе.

Пятый структурный уровень – почвенный горизонт. Это понятие является фундаментальным в почвоведении, поскольку все свойства и параметры почвы приурочены в своих количественных проявлениях именно к определённым генетическим горизонтам в пределах почвенного профиля.

Закономерное сочетание отдельных почвенных горизонтов дают почвенный профиль (почвенный индивидум) или собственно почву как особое природное тело. Именно живое и неразрывное сочетание генетических горизонтов, проявляющееся как единое целое, а не просто арифметическая их сумма, составляет шестой структурный почвенной организации – почвенный профиль.

Разные почвы в природе постепенно сменяют друг друга, образуя различные комбинации и взаимодействуя друг с другом посредством агентов горизонтального переноса веществ (водные и воздушные потоки, сила тяжести на склонах, животные). Мозаика почв составляет седьмой структурный уровень почвенной организации – уровень почвенного покрова.

Важное методологическое значение имеет концепция почвы, как зеркало ландшафта, основанная на том, что почва есть результат развития из материнской породы под совокупным воздействием определённого сочетания факторов в каждом конкретном случае, что фиксируется в строении, составе и свойствах существующих почв.

В современных почвах сочетаются признаки и свойства, унаследованные от материнской горной породы и унаследованные от прошлых периодов и стадий почвообразования. они являются результатом длительного развития в продолжении всей истории образования данной почвы, и результатом действия современного почвообразования при современном сочетании факторов почвообразования.

Соответственно генетический анализ почвы без исторического анализа факторов почвообразования ошибочен, так как, почва отражает не только современный комплекс факторов почвообразования, но и их прошлое состояние, не только современное состояние ландшафта, но и его историю. Генетический метод на основе анализа современной почвы позволяет вскрыть историю её развития и предсказать пути её дальнейшей эволюции. При этом консервативные признаки почвы необходимо сопоставить с факторами почвообразования в их историческом развитии, а современные сочетания факторов почвообразования обуславливают современные почвенные режимы и соответствующие им лабильные почвенные свойства и признаки.

Большое теоретическое и методологическое значение имеет концепция почвы как компонента биосферы разработанная В.А. Ковдой и его школой. Согласно этой концепции почва рассматривается диалектически как элемент почвенного покрова – специфической оболочки Земли, педосферы, как компонент биосферы – области сосредоточения жизни и как подсистема в природных и антропогенных экосистемах. Такой тройственный подход к почве позволил развить направление исследований, связанных с проблемами биологической продуктивности суши земного шара и создания управляемых экосистем.

Вопросы 38-42

Морфологические признаки почв

1. Формирование и строение почвенного профиля.

2. Морфологические признаки как внешнее отображение почвообразовательных процессов (мощность почвы и её отдельных горизонтов, окраска, влажность, структура, гранулометрический состав, сложение, микростроение, новообразования, включения и т.д.).

3. Гранулометрический и агрегатный состав почв.

4. Уровни морфологической организации почвы.

5. Влияние гранулометрического состава на лесорастительные свойства почвы.

В результате почвообразовательного процесса из материнской породы формируется почва. Изменение материнской породы отражается на её внешнем виде или внешних признаках. Эти признаки называются морфологическими, т.е. такие признаки, которые мы воспринимаем при помощи наших органов чувств: зрения, в меньшей степени осязания, реже обоняния. По ним можно отличить одну почву от другой, и судить о направлении и степени выраженности почвообразовательного процесса.

К морфологическим признакам относятся строение почвенного профиля, мощность почвы и её отдельных горизонтов, окраска, её влажность, структура, гранулометрический состав, сложение, микростроение, новообразования, включения, характер перехода от одного горизонта к другому и другие особенности.

Морфологические признаки как результат почвообразования несут основную диагностическую нагрузку, а почвенный профиль в целом содержит полную информацию о генезисе и свойствах почвы, о сформировавших её и протекающих в настоящее время почвообразовательных процессах, о почвенном плодородии. Морфологическое описание почвенного профиля – это начало и основа исследования почвы. По морфологическим признакам проводят первое генетическое определение почвы, отбирают почвенные образцы для лабораторного анализа и последующего уточнения типа почвы и её плодородия.

Каждая почва состоит из слоёв или генетических горизонтов. Генетические почвенные горизонты – это формирующиеся в процессе почвообразования однородные, обычно параллельные земной поверхности слои почвы, составляющие почвенный профиль и различающиеся между собой по морфологическим признакам, составу и свойствам. Генетическими они называются потому, что образуются в процессе генезиса почв.

Определённая вертикальная последовательность генетических горизонтов в пределах почвенного индивидуума, специфическая для каждого типа почвообразования образует почвенный профиль. Он характеризует изменение свойств почвы по вертикали, связанное с воздействием почвообразовательного процесса на материнскую породу. Строение почвенного профиля – это его внешний облик, обусловленный определённой сменой горизонтов в вертикальном направлении.

Главные факторы образования почвенного профиля, т.е. дифференциации исходной почвообразующей породы на генетические горизонты – это вертикальные потоки вещества и энергии (нисходящие и восходящие в зависимости от типа почвообразования и его годовой, сезонной или многолетней цикличности) и вертикальное распределение живого вещества (корневые системы растений, микроорганизмы, почвообитающие животные).

Почвенный профиль и генетические почвенные горизонты могут иметь разную толщину – мощность. По мощности профиля почвы подразделяются на маломощные (менее 50 см), среднемощные (50…100 см), мощные (100…150 см), сверхмощные (150…200 см).

Генетические почвенные горизонты впервые выделил и описал В.В. Докучаев. Их было три: А – поверхностный гумусо-аккумулятивный; В – переходный; С – материнская порода.

Предложенная В.В.Докучаевым индексация горизонтов почвенного профиля получила генетическое развитие и отражает характер процессов, сформировавших эти горизонты. К настоящему времени выделено довольно большое разнообразие горизонтов, которые подразделяются на подгоризонты, т.е. переходные горизонты, имеющие свойства выше- и нижележащих горизонтов. Каждый горизонт имеет своё название и буквенное обозначение (индекс). Для более точной характеристики используют дополнительные буквенные и цифровые индексы.

Выделяют следующие горизонты в почвенном профиле.

I. Поверхностные органогенные горизонты

А_о (О) – органогенный горизонт, состоящий из органических остатков опада растений (лесной опад, степной войлок, подразделяется на А₀₁, А₀₂, А₀₃);

Т – органогенный торфяной горизонт (Т^А – торфяной минерали-зованный, Т^О – верховой торф, Т^Т – низинный торф, Т₁ – торфяной неразложившийся, Т₂ – торфяной среднеразложившийся,Т₃ – торфяной разложившийся);

Эти горизонты формируются на поверхности минеральной части почвы.

А – гумусо-аккумулятивный горизонт, горизонт аккумуляции органических веществ, формируется в верхней части профиля за счёт отмирающей биомассы зелёных растений.

В зависимости от характера его формирования выделяют:

А - гумусо-аккумулятивный, образующийся в верхней части минеральной толщи почвы, в котором не выражены морфологически процессы разрушения и выщелачивания минеральных веществ;

А₁ – гумусо-элювиальный, верхний горизонт профиля с морфологически или аналитически выраженными процессами разрушения и выщелачивания минеральных веществ;

Горизонты А и А₁ наиболее тёмной окраски по сравнению с другими горизонтами, в них накапливается наибольшее количество органического вещества и элементов питания. Во всех пахотных почвах почвенный профиль начинается с горизонта А_пах.

В результате дернового процесса формируется органо-минеральный гумусо-аккумулятивный горизонт или дернина А_d. В зоне сухих степей , полупустынь и пустынь формируется поверхностная хорошо отслаивающаяся от нижележащей почвы корочка водорослей и их остатков, чёрная в сухом состоянии и зеленеющая во влажном. Индекс водорослевой корочки – А_а1.

А_Т – перегнойный гумусо-аккумулятивный горизонт, содержит от 15 до 35% массы органического вещества, иловатый, чёрный, мажущийся, творожистой структуры или бесструктурный, постоянно или периодически увлажнённый.

II. Подповерхностные горизонты

А₂ (Е) – элювиальный горизонт, образуется в процессе интенсивного разрушения минеральной части почвы и выноса продуктов разрушения в нижележащие горизонты, осветлённый, белёсый (палево-белёсый, серо-белёсый, сизо-белёсый, белый), располагается под органогенным и подстилаемый обычно иллювиальным горизонтом; по происхождению может быть подзолистый, лессивированный или псевдоподзолистый, отбеленный или сегрегированный, осолоделый, глеево-элювиальный или псевдоглеевый. Иногда элювиальный горизонт развивается в пределах нижней части горизонта А₁, где образуется А₁А₂; может формироваться в верхней части нижележащего горизонта В в виде А₂В.

В – иллювиальный, или переходный горизонт, формируется под элювиальным и служит переходом от верхней части профиля к материнской породе. Если это иллювиальный горизонт, то он образуется в процессе вымывания илистых частиц и продуктов разрушения из верхних элювиированных горизонтов. Различают В_Fe – аккумуляция железистых соединений, В_h – гумусовых веществ, В_i – илистых (коллоидных) частиц, В_s – солей, B_Ca – карбонатов и т.д. Если горизонт В не иллювиирован, т.е. в нём не идёт аккумуляция вымытых из верхних горизонтов органических и минеральных соединений, то он является переходным от гумусового горизонта к почвообразующей породе. Он может быть растянутым и подразделяться по окраске и структуре на подгоризонты В₁ и В₂.

G – глеевый горизонт, минеральный, формирующийся в условиях постоянного избыточного увлажнения, характеризующийся преобладанием тусклой голубоватой, сизой, оливковой окраски, иногда с ржавыми пятнами. При грунтовом оглеении буква G подчёркивается снизу, при поверхностном – сверху Ğ. При проявлении признаков оглеения в других горизонтах к их буквенному обозначению добавляют букву «g», А_2g.

III. Подпочвенные горизонты IV

С- материнская горная порода, а точнее горизонт слабо затронутый почвообразовательными процессами.

D - подстилающая порода - рыхлая горная порода, лежащая под горизонтом С и отличающая от него литологическими свойствами.

Горная порода, лежащая под почвообразующей породой, и отличающаяся в литологическом отношении называется подстилающей породой.

Типы почвообразующих и подстилающих пород.

1 .Одночленная почвообразующая порода (С).

2.Двухчленная (С-С₂).

3.Трёхчленная (С-С₂-С_З).

4.Почвообразующая порода близко подстилается другой породой.

5.Почвообразующая порода подстилается другой породой.

6.Почвообразующая порода глубоко подстилается другой породой. 7. Двухчленная почвообразующая порода близко подстилается другой породой.

В настоящее время широко используют индексацию генетических горизонтов, предложенную в 1930 году А.Н. Соколовским на основе схемы В.Г. Виленского (1927). В ней также применяют буквы латинского алфавита, но в строгом соответствии с названием горизонта или сформировавшего горизонт процесса. Так, гумусово-аккумулятивный горизонт обозначают индексом Н (от лат. humus — гумус), элювиальный горизонт — Е (от лат. еluо — вымывать), иллювиальный — I (от лат. illuo — вмывать), гумусово-элювиальный — НЕ, гумусово-иллювиальный — НI, органогенный (лесная подстилка, степной войлок) — Н₀, задернованный гумусовый горизонт, состоящий наполовину и более из живых и отмерших корней травянистых растений, — Н_d, горизонт материнской породы обозначают индексом Р (от греч. реtrа — камень, порода).

Прописные буквы латинского (реже русского) алфавита используют для обозначения основных генетических горизонтов и четко выраженного процесса; для обозначения дополнительных признаков и слабовыраженного процесса — строчные буквы. Например, переходные горизонты чернозема, отражающие уменьшение гумусированности с глубиной, имеют индексы Н_р (при относительно хорошей гумусированности) и Р_h (при слабой гумусированности). Дополнительные индексы, наиболее часто употребляемые, — это gl — глей (оглеение), s — наличие солей, k — наличие карбонатов кальция, аl — аллювиальный нанос на поверхности почвы и т. д. Признаки и свойства генетических горизонтов нередко находят отражение в обозначении горизонта несколькими буквами. Например, верхний переходный гумусированный слабо иллювиированный и засоленный горизонт луговой глубоко слабосолонцеватой солончаковой почвы может быть обозначен так — Нpis.

Типы строений почвенных профилей.

Соотношение различных горизонтов в большом разнообразии почвенных профилей позволяет выделить несколько их типов, связанных с определённым процессом почвообразования, возрастом почв и их нарушенностью природными или техногенными турбациями.

Простое строение профиля включает пять типов:

- примитивный профиль с маломощным горизонтом А₁ либо АС, лежащим непосредственно на материнской породе;

- неполноразвитый профиль - имеющий полный набор всех генетических горизонтов, характерных для данного типа почв, но укороченных с малой мощностью каждого горизонта;

- нормальный профиль, имеющий полный набор всех генетических горизонтов, характерных для данного типа почв с мощностью, типичной для неэродированных почв плакоров;

- слабодифференцированный профиль, в котором генетические горизонты выделяются с трудом и очень постепенно сменяют друг друга;

- нарушенный (эродированный профиль), в котором часть верхних горизонтов уничтожена эрозией.

Сложное строение почвенного профиля также характеризуется пятью типами:

- реликтовый профиль, в каждом присутствуют погребённые горизонты или погребённые профили палеопочв; или присутствуют реликтовые горизонты, являющиеся следами древнего почвообразования, идущему по иному типу;

- многочленный профиль - формируется в случае литологических смен в пределах почвенной толщи;

- полициклический профиль - образуется в условиях периодического отложения почвообразующего материала (речной аллювий, вулканический пепел, эоловый нанос);

- нарушенный (поврежденный) профиль с искусственно или природно перемещенными на поверхность нижележащими горизонтами (деятельность человека, ветровалы в лесу);

- мозаичный профиль, в котором генетические горизонты образуют не последовательную по глубине серию горизонтальных слоев, а прихотливую мозаику, сменяя друг друга пятнами на небольшом протяжении.

Систематику типов строения профилей может быть построена и на основе анализа распределения вещественного состава почвы по её вертикальному профилю.

Выделяют следующие типы:

- аккумулятивный профиль - с максимумом накопления веществ с поверхности при постепенном падении с глубиной;

- элювиальный профиль - с минимумом вещества на поверхности при постепенном увеличении с глубиной;

- грунтово-аккумулятивный профиль – характеризующий накопление вещества из грунтовых вод в нижней и средней части профиля;

- элювиально-иллювиальный профиль с минимумом вещества в верхней части и максимумом в нижней и средней;

- недифференцированный профиль - с равномерным содержанием вещества по всей почвенной толще.

Поскольку морфологические признаки характерны для горизонта и могут быть характерны для профиля в целом и формирование почв складывалось из частных процессов почвообразования, то в почве могут сочетаться разные профиля. Например: для дерново-подзолистой почвы характерно сочетание аккумулятивного профиля гумуса (регрессивно-аккумулятивного резко убывающего), элювиально-иллювиального профиля глинистых минералов и полуторных оксидов, элювиального профиля щелочных и щелочноземельных металлов

Сочетания типов строения профиля и типов распределения веществ позволяют выделить следующие формы генетических профилей:

- не дифференцируемый (примитивный) профиль, характеризующий первые стадии почвообразования либо почвы на песках; в профиле выделяют горизонты А и С (R), либо он имеет зачатки других горизонтов с трудом выделяемых в толще материнской породы;

- изогумусовый профиль, имеющий сильно выраженную с поверхности аккумуляцию гумуса при постепенном падении с глубиной, с возможной дифференциацией по водо-растворимым солям, гипсу, карбонатам, но не имеющий дифференциацию по глинистым минералам, кремнию, первичным минералам; гумусовый горизонт большой мощности;

- метаморфический профиль слабо или сильно дифференцирован по глине и характеризуется процессом оглинивания in situ во всём профиле или в какой-то его части без элювиально-иллювиального перераспределения глинистых веществ;

- элювиально-иллювиально дифференцированный профиль (текстурно-дифференцированный профиль) - профиль почв с чётко выраженными элювиальными и соответствующими им иллювиальными горизонтами;

- гидрогенно-дифференцированный профиль, сформировавшийся под влиянием гидрогенной аккумуляции каких-то веществ в условиях древнего или современного гидроморфизма и характеризующийся их аккумуляцией в определённой части; обычно это аккумуляция солей, гипса, карбоната Са, гидроксидов Fe, SiO₂;

- криогенно-дифференцированный профиль, фактором специфической дифференциации и педотурбаций служит присутствующая на некоторой глубине многолетняя льдистая мерзлота;

- антропогенно-дифференцированный (искусственный) профиль - создаётся человеком (плантажная вспашка, рекультивация земель, трансплантация почв на каменистых склонах, кольматирование понижений рельефа и их дренирование).

Морфологические признаки почв.

Мощность почвы и отдельных её горизонтов. Мощностью почвы называется толщина её от поверхности вглубь до слабо затронутой почвообразовательными процессами материнской породы. Она может быть различной, с колебаниями от 40-50 см до100-200 см.

Окраска - важный морфологический признак почвы, наиболее доступный и бросающийся в глаза. Специфика окраски в известной мере отражает те или иные особенности почвообразования и принадлежность почвы к тому или иному типу. По окраске дают название различным почвам – чернозём, подзол, краснозём, серозём, каштановая почва, серая лесная почва и т.д. В окраске почвы, её оттенках и переходах ярко отражаются особенности почвообразовательного процесса, поэтому по изменению цветовых оттенков в различных почвах и почвенных горизонтах можно судить о сущности происходящих процессов и о происхождении почв.

Для определённых генетических горизонтов типична своя окраска, являющаяся отражением прошедших почвообразовательных процессов, химического и минералогического состава твёрдой фазы почвы. Цвет почвы определяется окраской веществ, из которых она слагается, а также физическим её состоянием и степенью увлажнения.

Наиболее важны для окраски почв следующие группы веществ: гумус; соединения железа; кремнекислота, углекислая известь.

Гумус придает почвам темную окраску: черную, темно-серую или серую. Чёрная окраска появляется при накоплении в почве высокополимеризованного гуматного гумуса. Фульватный гумус придаёт почвам светлую окраску (серую, бурую, жёлтую). Однако, интенсивный чёрный цвет могут иметь почвы с монтмориллонитовым составом глинной фракции, хотя содержание гумусовых веществ может не превышать 1-2%. Чёрную окраску имеют такие компоненты почвы как сульфиды, тёмные первичные минералы, древесный и каменный уголь, а также тёмная окраска почв может быть связана со спецификой почвообразующей породы. Соединения марганца – фиолетово-чёрные оттенки.

Большинство соединений водных оксидов железа окрашивают почвенные горизонты в красные, желтые и бурые тона. Соединения закиси железа, формирующиеся в условиях избыточного увлажнения (в анаэробных условиях), придают всей почве или отдельным её горизонтам сизоватый или зеленовато-сизый цвет.

Кремнезём (SiO₂), образующийся подзолистом горизонте, обуславливает белёсую окраску. Солонцеватые и особенно осолоделые почвы в верхних горизонтах имеют белесоватость также за счет накопления SiO₂. Углекислый кальций, каолинит, гидрооксиды алюминия обуславливают белую окраску.

Белые налеты, участки, пятна в почвах и породах возникают также в результате выделения разных солей. Описанные окраски редко существуют в чистом виде, а являются результатом сочетания разных цветов, что определяет большое разнообразие почвенных цветов и оттенков.

Цвет почвы и интенсивность окраски очень разнообразны. Окрашенность горизонта может быть равномерной, однородной или неоднородной, пятнистой, пестрой, языковой, глянцеватой и др., что связано как неодинаковой интенсивностью процессов почвообразования, так и неравномерным распределением вещества в почвенных горизонтах.

Для объективной характеристики окраски почвы С.А.Захаров построил стандартный треугольник цвета почвы (рис. 1). Рассматривая треугольник С.А. Захарова по сочетанию и интенсивности окраски, можно выделить 4 цветовых ряда почвы: первый, в котором смешаны черный и белый цвета, называют серым, в него входят черный, темно-серый, белесый и белый цвета; второй, где смешаны черный и желтый цвета, называют бурым, в него входят черный, темно-бурый, бурый, светло-бурый и желтый цвета; третий, в котором смешаны черный и красный цвета, называют каштановым, в него входят черный, темно-каштановый, каштановый, светло-каштановый, коричневый н красный цвета; четвертый, где смешаны красный и белый цвета, называют желтым, в него входят красный, оранжевый, желтый, светло-желтый и белый цвета. Кроме того, выделяют палевый цвет как смесь светло-бурого и белого.

При описании горизонтов в первую очередь используют перечисленные цвета почв. Однако очень часто одним словом цвет охарактеризовать не удается, и тогда используют сочетание из двух слов, причём на первое место ставят оттенок, а на второе - основной цвет, например красно-бурый, темно-серый. При описании встречаются и оригинальные цвета горизонтов, например голубоватые, сизые, зеленоватые (в глеевых горизонтах). Цвет почвы, особенно при полевом описании, может изменяться в, зависимости от освещенности стенки разреза, времени дня, влажности. Например, цвет влажной почвы темнее, чем сухой. Для отражения основного цвета сухой почвы в бланке почвенного описания делают зарисовку влажной почвы, а детали подрисовывают цветными карандашами.

С.Т. Тюремновым (1927) разработана цветовая шкала, в ряде зарубежных стран используются таблицы с эталонными стандартными окрасками, при этом цвет почвы обозначается через индекс.

Структурность – способность почвы распадаться на структурные комочки, состоящие из отдельных частиц, склеенных между собой коллоидными соединениями или спрессованные физическими силами.

Структура — это совокупность почвенных агрегатов различной величины, формы, порозности, механической прочности и водопрочности, характерных для каждой почвы и её горизонтов, и определяющих характер процессов, протекающих в почвах.

Почвенные агрегаты – это совокупность механических элементов, или элементарных почвенных частиц, взаимно удерживающихся в силу коагуляции коллоидов, склеивания, слипания (в результате действия Ван-дер-ваальсовых сил), остаточных валентностей и капиллярных явлений в жидкой фазе, а также с помощью тяжей гифов грибов и слизей микроорганизмов.

Различают три группы структурных отдельностей: микроагрегаты с размером частиц <0,25 мм, мезоагрегаты – 0,25…7 (10) мм, макроагрегаты - >7 (10) мм. В зависимости от размера агрегатов структура подразделяется на глыбистую (агрегаты более 10 мм), макроструктуру (агрегаты от 10 до 0,25 мм), грубую макроструктуру (агрегаты от 0,25 до 0,1 мм), тонкую макроструктуру (агрегаты менее 0,01мм).

В зависимости от формы и соотношения размеров структурных агрегатов выделяют три основные типы структуры: кубовидная, или округло-кубовидная – структурные отдельности равномерно развиты по трём взаимоперпендикулярным осям, характерна для верхних горизонтов почв, и почв лёгкого механического состава (в пределах типа выделяют 7 родов - глыбистая, комковатая, пылеватая, ореховатая, зернистая, конкреционная, икряная); призмовидная – отдельности развиты преимущественно по вертикальной оси, образуется на некоторой глубине от поверхности в суглинистых и глинистых почвах (3 рода - столбовидная, призмовидная, призматическая); плитовидная – отдельности развиты преимущественно по двум горизонтальным осям и укорочены в вертикальном направлении, образуется в относительно бесплодных почвенных горизонтах, обладающих плохими водно-физическими и химическими свойствами, характерна для подзолистых, глеевых и осолоделых горизонтов (2 рода – плитчатая, чешуйчатая). Тип структуры зависит от содержания коллоидов и проявления их свойств, от состава обменно-поглощенных катионов, направления почвообразовательного процесса, а также от хозяйственного использования почвы.

Зернистая структура наиболее типична для черноземов и луговых почв тяжелого гранулометрического состава. Пластинчатая структура характеризуется разделением массы почвогрунта по горизонтальному направлению. При этом преобладают пылеватые частицы, слабо связанные между собой. Наиболее часто горизонтальная делимость с образованием структурных отдельностей пластинчатого типа проявляется при элювиировании почвенных горизонтов (элювиальные горизонты дерново-подзолистых почв, солодей, солонцов).

Для ореховато-призматической структуры характерно наличие немногих, сравнительно крупных граней. Соседние грани образуют резко выраженные углы. Высота и ширина у ореховатых отдельностей структурного агрегата примерно равны в отличие от призматической структуры, где при сходности облика структурных отдельностей высота призм превышает их ширину. Ореховато-призматическая структура характерна для горизонтов обогащенных коллоидами, в частности для иллювиальных горизонтов; например, в оподзоленных и солонцеватых почвах (важный показатель иллювиирования), а также ею обладают глины при небольшой влажности и некоторые оглеенные горизонты, испытывающие переменное увлажнение.

К призматической структуре близка столбчатая, к ореховатой — глыбистая структура. Глыбистая структура характерна для почв, утративших агрономически ценную структуру в результате осолонцевания, эрозии, неправильной обработки. Столбчатые отдельности наиболее часты в иллювиальных горизонтах, а также в некоторых тяжелых глинах.

Сложение почвы – это физическое состояние почвенного материала, обусловленное взаимным расположением и соотношением в пространстве структурных агрегатов и пустот между ними. Сложение – это внешне выражение плотности и пористости почвы. Сложение почвы характеризует степень плотности, порозности и связности почвы, определяет характер соприкосновения почвенных частиц, наличие пустот, капиллярных промежутков, канальцев, ячеек, пор. По плотности выделяют следующие виды сложения почвы: слитое, плотное, рыхлое и рассыпчатое.

Рассыпчатый вид - почва сыплется с лопаты (это сложение характерно для пахотных горизонтов песчаных и супесчаных почв, особенно в сухом состоянии они представляют сыпучую массу); рыхлый - почва легко копается лопатой, рассыпается на мелкие комочки, почвенный нож входит в горизонт без усилий, характерно для суглинистых и глинистых почв с комковато-зернистой структурой, песчаных и супесчаных, для пахотных в спелом состоянии; плотноватый - почва рассыпается или легко разламывается на крупные комки, пластинки, нож входит с некоторым усилием; плотный – почва копается с трудом, комки почвы разламываются с усилием, почва с лопаты падает глыбкой и распадается на очень большие комья, нож входит с большим трудом на глубину 5-6 см, характерно для иллювиальных горизонтов глинистых и суглинистых почв; весьма плотный или слитый копать почву лопатой почти невозможно, только с ломом, почва почти не разламывается, лопата с большим усилием входит на глубину 1-2 см, а нож - на 2-3 см.

Сложение почвы различают по связности: очень связная - прилипает к лопате и с трудом отстает от нее; среднесвязная - легко стряхивается с лопаты; малосвязная - к лопате не пристает.

По порозности различают следующие типы сложения почвы:

- тонкопористое (округлые поры) почва пронизана порами диаметром менее 1 мм;

- пористое (например, сложение лёсса) – диаметр пор от 1 до 3мм;

- губчатое (густое расположение пустот) в почве пустоты от3 до 5 мм;

- ноздреватое или дырчатое – в почве пустоты от 5 до 10 мм, обусловлено деятельностью землероев, характерно для серозёмных почв и известковых туфов;

- ячеистое (часты ходы червей, корней) – пустоты превышают 10 мм, характерно для субтропических и тропических почв;

- канальчатое (часты ходы червей, корней) - пустоты от 10 до 30 мм;

- трубчатое – пустоты в виде каналов, прорытых землероями диаметром более 30 мм.

Сложение почвы по размерам полости между структурными агрегатами следующее:

- тонкотрещиноватое – ширина полостей менее 3 мм;

- трещиноватое - от 3 до 10 мм;

- щелеватое (щелевое) - более 10 мм.

Влажность почв как морфологический признак. В полевых условиях пять групп внешних признаков влажности почвенных горизонтов суглинистого и глинистого состава.

Почвенный горизонт сухой – образец почвы из горизонта, помещённый на ладонь, не холодит руку, при сжатии в руке он рассыпается.

Почвенный горизонт свежий – образец почвы холодит руку, после его сжатия в комок почти не рассыпается.

Почвенный горизонт влажный – образец почвы при сжатии в руке хорошо держит форму, но раскатать его в шнур не удаётся; лист фильтровальной бумаги, приложенный к почве сыреет.

Почвенный горизонт сырой – образец почвы легко формуется, из него можно легко скатать шарик и раскатать его в шнур.

Почвенный горизонт мокрый – из горизонта сочится вода.

Определение влажности в полевых условиях позволяет предположить о наличии капиллярного подъёма воды в почвенный слой из грунтовых вод; выявить присутствие свободной воды в профиле, влияющей на развитие восстановительных процессов; определить глубину промачивания почв после дождя или глубину иссушения почвы в летний период.

Новообразования – это морфологически оформленные выделения и скопления вещества различной формы и химического состава, которые образуются и откладываются в горизонтах почвы, и происхождение которых связано с почвообразовательным процессом. По происхождению выделяют новообразования химические и биологические.

Химические новообразования в почве результат химических процессов, которые приводят к возникновению различного рода соединений. Эти соединения могут осаждаться на месте образования, или перемещаясь с почвенным раствором в горизонтальном и вертикальном направлениях, осаждаться на некотором расстоянии от места своего возникновения.

По форме химические новообразования разделяют на выцветы и налёты, корочки, примазки и потёки, прожилки и трубочки, конкреции и прослойки и т.п.

Химические новообразования представлены легкорастворимыми солями, гипсом, углекислой известью, оксидами железа, алюминия, марганца, закисными соединениями железа, кремнекислотой и другими соединениями.

Новообразования кремнезема чаще всего белесоватого или белесого цветов с ясно видимыми мелкими частицами кварца или кварцевой пыли. Они образуют пятна, языки, затеки, карманы.

Новообразования железа наиболее распространены в лесных почвах в форме желтых, бурых пятен, потеков, корочек, полуторных соединений железа, которые нередко покрывают глянцевыми корочками коллоидных соединений железа призматические отдельности почвенной структуры. В песчаных почвах встречаются новообразования железа в виде псевдофибр и ортзандовых прослоек, а в заболоченных почвах формируются сначала рудяковые зернышки, сливающиеся постепенно в рудяковый горизонт, рудяк или ортштейн (который может образоваться и в иллювиальных горизонтах подзолов).

Новообразования двухвалентного железа приводят к формированию глеевых потеков, глеевых пятен, характерных для горизонтов и почв временного избыточного увлажнения. Передвигаясь по капиллярам, они могут достигать пор и пустот, где окисляются с образованием рудяковых зерен и бобовин темно-бурого цвета, которые свидетельствуют о процессах временного избыточного увлажнения. Соединения железа с фосфором образуют бесцветный в условиях переувлажнения минерал - вивианит, который при доступе кислорода воздуха синеет и придает глеевым пятнам голубоватую, сизую и зеленоватую окраски.

Новообразования марганца встречаются в форме черных мелких зерен, которые при растирании на ладони окрашивают ее в малиновый цвет.

Новообразования биологического происхождения встречаются в следующих формах: червоточины (червороины) – извилистые ходы – канальцы червей, заполненные комочками почвы и пропитанные органическим веществом; копролиты – экскременты червей в виде клубочков; чаще всего пятна, затеки, корочки и карманы гумуса; корневины- сгнившие крупные корни растений; дендриты – узоры (отпечатки) мелких корешков на поверхности агрегатов; кротовины – пустые или заполненные почвой ходы роющих животных.

Полная морфологическая система почвенных новообразований была предложена Р. Брюэром, который выделил следующие виды : кутаны, педптубулы, глобулы, кристаллярии, субкутанные новообразования, фекальные таблетки, элювиальные, иллювиальные, гидрогенные, диффузные, стрессовые, метаморфические, прикорневые, биогенные, унаследованные и реликтовые новообразования.

Включения – случайные органические и минеральные тела или предметы, механически вовлеченные в толщу почвы, не связанные с почвообразовательными процессами.

К ним относятся: литоморфы - камни, валуны, галька, хрящ, уголь (в лесных почвах); криоморфы – различные формы льда, связанные с сезонным или многолетним промерзанием почвы (конкреции, линзы, прожилки, прослои); антропоморфы – обломки кирпича, осколки стекла, фарфора, черепки, металлические предметы, связанные с деятельностью человека; биоморфы (фитолиты и зоолиты) - правильные кристаллы либо их обломки или сростки, представленные кварцем, оксалатом или карбонатом кальция, аморфными опаловыми образованиями, сформированными в тканях растений и животных и после их отмирания; кости животных; раковины моллюсков; захороненные остатки корней, стеблей, стволов растений; окремнелые, обызвесткованные, загипсованные или ожелезнённые остатки растений – окаменелости.

Механическим составом называют соотношение частиц разного размера, выраженное в процентах от массы почвы. При морфологическом описании применяют полевой метод, основанный на изменении пластичности влажной почвы в зависимости от количества частичек физической глины при скатывании в шнур или шар. Выделяются следующие классы пластичности влажной почвы и соответствующие им классы механического состава мелкозема:

- непластичный (0),скатать шарик или шнур не удается (песок);

- очень слабо пластичный (1), скатывается в непрочный шарик, не скатывается в шнур, при сдавливании между пальцами формируются чечевицеобразные лепешки (супесь);

- – слабопластичный (2), скатывается в короткие толстые цилиндрики («колбаски»), которые трескаются при сгибании (легкий суглинок);

- среднепластичный (3), скатывается в шнур диаметром 2—3 мм который ломается при дальнейшем раскатывании или трескается при сгибании (средний суглинок);

- очень пластичный (4), скатывается в тонкий (менее 2 мм) шнур, который надламывается при сгибании его в кольцо диаметром в 2—3 см (тяжелый суглинок);

- высокопластичный (5), скатывается в длинный тонкий (менее 2 мм) шнур, который сгибается в кольцо диаметром в 2-3 см без нарушения его сплошности (глина).

Механический состав почв определяется для каждого генетического горизонта в отдельности, т. к. горизонты могут значительно отличаться друг от друга по механическому составу. Это связано как с накоплением органических веществ в верхних горизонтах, так и с выносом коллоидных частиц из элювиальных горизонтов и накоплением их в иллювиальных горизонтах. Различие механического состава генетических горизонтов может быть обусловлено также двучленностью или многочленностыо почвообразующих горных пород, состоящих из отложений различного механического состава.

При описании механического состава почв необходимо указывать наличие в почвенных генетических горизонтах скелета - обломков горных пород и минералов крупнее 1 мм в диаметре. В зависимости от размера обломков и их формы почвы могут быть дресвяными, щебенчатыми, каменистыми, гравийными, галечными, валунными или смешанного характера, например, галечно-валунные, щебенчато-каменистые и др. В зависимости от количественного содержания скелета почвы подразделяются на бесскелетные (скелет отсутствует), слабоскелетные (скелета до 10%), скелетные (скелета 10-30%), сильноскелетные (скелета более 30%). По минералогическому составу скелет состоит в основном из кварца, полевых шпатов, слюд и др.

Лесные почвы в зависимости от условий формирования могут быть бесскелетными и сильноскелетными (почвы под горными лесами, на морских побережьях и на моренных отложениях).

Характер перехода одного горизонта в другой различают по интенсивности окраски двух смежных горизонтов и мощности переходного слоя почв. Различают переход резкий - переходный слой 1-2 см; ясный – 1-3 см; заметный – 3-5 см; постепенный – до 10см.

Вопросы43-45

15Лекция – 13. Общие физические и физико-механические свойства почвы

1. Характеристика структуры, пути утраты и восстановления.

2. Общие физические свойства, их влияние на лесорастительные свойства почв и плодородие.

3. Физико-механические свойства почвы и их влияние на развитие растений.

4. Оптимальные параметры для произрастания основных пород лесообразователей.

5. Мероприятия по улучшению физико-механических свойств почвы.

6.Лесоводственное значение физических и физико-механических свойств почвы.

Почва – это полидисперсная система и пористое тело. Благодаря дисперсности и пористости в почвах выделяется три фазы (твёрдая, жидкая и газообразная), находящиеся в постоянном взаимодействии друг с другом. Особенности почвы как полидисперсного пористого тела определяют её специфические физические свойства. Они подразделяются на основные (общие физические, физико-химические, водные, воздушные, тепловые, структура) и функциональные, связанные с различными почвенными режимами. Их величины, динамика определяются составом, соотношением, взаимодействием и динамикой твёрдой, жидкой, и газообразной фаз почвы. Физические свойства почв оказывают большое влияние на развитие почвообразовательного процесса, плодородие почвы и развитие растений.

К общим физическим свойствам относятся плотность почвы, плотность твёрдой фазы и пористость.

Плотность твёрдой фазы – отношение массы её твёрдой фазы к массе воды в том же объёме при температуре 4⁰С (г/см³). Величина плотности твёрдой фазы зависит от соотношения в почве компонентов органической и минеральной частей почвы. Для органических веществ (опад, торф, гумус) плотность твёрдой фазы колеблется от 0,2-0,5 до 1,0-1,4 г/см³. Для минеральных горизонтов большинства почв плотность твёрдой фазы колеблется от 2,4 до 2,8 г/см³, а органогенных от 1,4 до 1,8 (торф) г/см³. Плотность верхних гумусированных горизонтов почв в среднем равна 2,5…2,6, нижних – 2,6…2,7 г/см³. Выражается относительная плотность почвы через удельный вес.

Удельный вес твёрдой фазы почвы представляет собой средневзвешенную величину, зависящую от удельного веса веществ, входящих в состав почвы, и от их относительного содержания в ней.

Плотность почвы – масса единицы объёма абсолютно сухой почвы, взятой в естественном состоянии (г/см³, объёмная плотность). Она зависит от типа растительности, минералогического и механического состава, сложения, структуры почвы, содержания органического вещества системы обработки почвы и воздействия движущейся техники на поверхности. Плотность почвы сильно влияет на поглощение влаги, газообмен в почве, развитие корневых систем растений, интенсивность микробиологических процессов, а также определяет способность почвы, сопротивляться орудиям обработки почвы.

Верхние горизонты почв, содержащие большое количество органического вещества, лучше оструктуренные, имеют наименьшую плотность, наибольшая - в иллювиальных и глеевых горизонтах. Лесные подстилки в хорошо оструктуренных, рыхлых дерново-подзолистых почвах имеют объёмную плотность - 0,15…0,40 г/см³, в гумусовых горизонтах она повышается до 0,8…1,0, в подзолистых до 1,4…1,45, иллювиальных до 1,5…1,6, в материнской породе до 1,4…1,6 г/см³.

Величина плотности почв зависит от типа растительности. Под сомкнутыми ельниками в гумусовых горизонтах она равна 0,9…1,1 г/см³, под березняками – 1…1,3, под злаками – 1,2…1,4. Оптимальная плотность пахотного горизонта для большинства культурных растений 1,0-1,2 г/см³. Каждый вид растений способен поддерживать плотность почвы на определённом уровне. Наиболее благоприятная величина плотности верхних горизонтов почв колеблется в пределах 0,95…1,15 г/см³. Максимальная объёмная плотность наблюдается в глеевых горизонтах (2,0 г/см³). При плотности почв 1,6…1,7 г/см³ корни древесных пород практически в почву не проникают (плотность твёрдой фазы 2,66…2,7 г/см³), а сельскохозяйственные культуры снижают урожай в 3-4 раза.

Почва считается рыхлой, если плотность гумусовых горизонтов равна 0,9…0,95, нормальной – 0,95…1,15, уплотнённой – 1,15…1,25 и сильно уплотнённой – более 1,25 г/см³.

Пористость (порозность или скважность) – суммарный объём пор между частицами твёрдой фазы, выраженная в %.

Р_общ. = (1- ) · 100 %, где Р_общ. – пористость, d_v – плотность почвы, d - плотность твёрдой фазы.

Пористость зависит от гранулометрического состава, структурности почв, деятельности почвенной фауны, содержания органического вещества, в пахотных горизонтах – от частоты и приёмов обработки и окультуренности почв.

Различают капиллярную и некапиллярную пористость. Поры могут быть заполнены водой и воздухом.

Некапиллярные поры обеспечивают водопроницаемость и воздухообмен.

Капиллярные поры создают водоудерживающую способность почвы, т.е. удерживают воду за счёт капиллярных сил. От водоудерживающей способности зависит запас доступной влаги.

Устойчивый запас влаги создаётся при капиллярной пористости 55-65% общей пористости. Если она меньше 50 % развивается анаэробиозис (ухудшается воздухообмен). Для наилучшего обеспечения растений водой и влагой капиллярная пористость должна бы наибольшей (55…65 %), пористость аэрации не менее 15…20% объёма в минеральных и 30-40% в органических (торфянистых) почвах.

Наибольшая пористость наблюдается в лесных подстилках (80…90%), травяном войлоке, торфах, т.е. в органогенных горизонтах, минимальная пористость в глеевых горизонтах (около 30%). В минеральных гумусированных горизонтах она равна 55…65%, в верхних безгумусных – 45…55%, в нижних – ниже 45%.

Наилучшие условия для развития корневых систем древесных пород создаются при пористости почв 55…65%; при пористости 35…40% корни проникают в почву с трудом, а при пористости глеевых горизонтов она становится практически корненепроницаемой. Большое значение имеет некапиллярная пористость. При снижении её до 3% нижние горизонты почв становятся малодоступными для корней. Для нормального развития растений почвы должны иметь пористость аэрации не менее 20% объёма почвы.

Физико-механические свойства – проявляются при воздействии внешних нагрузок и имеют большое значение для оценкитехнологических свойств почвы – условий её обработки, работы посевных и уборочных агрегатов.

К физико-механическим свойствам относятся: пластичность, липкость, набухание, усадка, связность, твёрдость, удельное сопротивление и другие.

Пластичность – способность влажной почвы изменять свою форму под влиянием внешней силы без нарушения сплошности и сохранять приданную форму после устранения механического воздействия. Пластичность обусловлена илистой фракцией и зависит от влажности. Сухая почва не обладает пластичностью, сильно увлажнённая почва течёт и также теряет пластичность. Пластичность характеризуется числом Аттеберга.

В зависимости от влажности почвы различают следующие константы пластичности:

- верхний предел пластичности, или предел текучести – весовая влажность, при которой стандартный конус под действием собственной массы (76 г) погружается в воду на глубину 10 см.

- нижний предел пластичности, или предел раскатывания, - весовая влажность, при которой образец почвы можно раскатать в шнур диаметром 3мм без образования в нём разрывов;

- число пластичности – разность между показателями верхнего и нижнего пределов пластичности.

Наивысшее число пластичности (выше 17) имеют глинистые почвы; суглинистые – 7-17; супеси – меньше 7; пески не обладают пластичностью – число пластичности близко к нулю.

Пластичность зависит от гранулометрического, минералогического и химического состава почв и состава обменных катионов. Повышенное содержание в почве обменного натрия увеличивает пластичность, а увеличение катионов кальция и магния, и гумуса снижает.

Пластичность определяет консистенцию почвы – степень подвижности слагающих почву частиц под влиянием механического воздействия при различной влажности.

Выделяют несколько форм консистенции:

- твёрдая – почва имеет свойства твёрдого тела, не пластична;

- полутвёрдая – переходное состояние между твёрдой и пластичным телом;

- вязко пластичная – почва обладает пластичностью, но не прилипает к другим телам;

- липко пластичная – почва обладает пластичностью и прилипает к другим телам;

- вязко текучая – почва в состоянии растекаться толстым слоем;

- жидко текучая – почва в состоянии растекаться тонким слоем.

В обычных условиях для почв характерны четыре формы

Текучее состояние почвы при сильном увлажнении – почва в переувлажнённом состоянии способна течь под влиянием собственной массы – подвижность (ползучесть) почв; текучесть почв активно проявляется в тундре, при этом образуются солифлюкционные формы рельефа. Частный случай текучести – тиксотропность, когда переувлажнённые почвы приобретают текучесть при механическом воздействии и снова переходят в твёрдое состояние в покое.

С пластичностью почв связана их вязкость – внутреннее трение, возникающее при «течении» почвы.

Пластичность почвы широко используется при определении механического состава, при скатывании шнуров и шариков, при расчётах тяговых усилий по обработке почв.

Липкость (или прилипание) – свойство дисперсионных систем прилипать к поверхности различных тел (свойство влажной почвы прилипать к другим телам). Липкость отрицательно влияет на технологические свойства почвы; прилипание к орудиям и ходовым частям машины увеличивает тяговое сопротивление и ухудшает качество обработки. Она определяется силой в 9,8 Па, необходимой для отрыва металлической пластины от почвы и выражается в г/см² (в ньютонах). Проявляется липкость только во влажном состоянии, что обусловлено силами молекулярного сцепления, возникающими на границе раздела между минеральными частицами, тонким слоем воды и поверхностью соприкасающегося предмета.

Решающую роль в проявлении липкости принадлежит слабосвязанной воде, и это свойство называется адгезией, а слой воды – адгезионным слоем.

Липкость зависит от механического состава, содержания органического вещества, состава обменных катионов – (внедрение в ППК иона натрия увеличивает липкость), структурности почв, их сложения. Липкость отрицательно влияет на технологические свойства почвы, так как прилипание к рабочим частям машин увеличивает тяговое сопротивление и ухудшает обработку почвы. Почвы супесчаные и песчаные, оструктуренные, богатые органикой имеют меньшую липкость.

По липкости почвы подразделяют (по Качинскому): предельно вязкие (более 15 г/см², или >147 Па); сильно вязкие (5-15 г/см², или 49-147 Па); средние по вязкости (2-5 г/см², или19,6-49,0 Па) и слабовязкие (меньше 2 г/см², или <19,6 Па).

С липкостью связано агрономическое свойство почвы – физическая спелость – т. е. состояние влажности, при котором почва хорошо крошится на комки, не прилипая к орудиям. Липкость определяет оптимальные сроки и условия проведения сельскохозяйственных работ. Более лёгкие почвы и чернозёмы созревают раньше.

Биологическая спелость почвы – это такое состояние температурного режима в ней, при котором начинают активно развиваться биологические процессы (деятельность микроорганизмов, прорастание семян). Для большинства почв она близка к +10⁰С.

Набухание – это увеличение объёма почвы при увлажнении. В основе набухания лежит свойство коллоидов сорбировать воду, и образовывать гидратные оболочки вокруг минеральных и органических частиц, раздвигая их. Оно зависит от величины илистой фракции, её минералогического состава, состава обменных катионов Наибольшей набухаемостью обладают минералы с расширяющейся решёткой – монтмориллонит и вермикулит, наименьшей – каолинит. Повышению набухаемости способствует насыщение почв ионами натрия, поэтому солонцы имеют высокую набухаемость. Значительной набухаемостью характеризуются органические коллоиды.

Набухание – отрицательное свойство почв, так как при значительной набухаемости разрушаются почвенные агрегаты, могут образовываться почвенные разрывы.

Набухание выражают в объёмных % по отношению к исходному объёму. V_наб = V₁-V₂/V₂∙100, где, V_наб – набухание исходного объёма, %;

V₁ – объём влажной почвы; V₂ – объём сухой почвы.

Максимальная величина набухания может составлять 120-150%. Процесс противоположный набуханию – усадка.

Усадка – сокращение объёма почв при высыхании и дегидратации. Свойство противоположное набуханию. Зависит от содержания и состава почвенных коллоидов и обменных катионов. Измеряется в объёмных % по отношению к исходному объёму. V_ус = V₁-V₂/V₂∙100, где,

V_ус –усадка исходного объёма, %; V₁ – объём влажной почвы;

V₂ – объём сухой почвы.

Сильная усадка почвы приводит к образованию трещин, разрыву корней растений, повышению потерь влаги за счёт испарения, вызывает изменение процессов разложения органических веществ, увеличение аэробиозиса почвы.

Связность – способность почвы оказывать сопротивление разрывающему усилию. Она обусловлена силами сцепления между частицами и зависит от гранулометрического, минералогического и химического состава почв, влажности, оструктуренности, гумусированности, состава почвенных коллоидов и катионов и обусловлена явлениями адсорбции, когезии, цементации. Связность характеризует прочность структуры, а также удельное сопротивление, сцепление.

Наиболее связными являются глины, малооструктуренные почвы и насыщенные одновалентными катионами, невысокую связность имеют песчаные почвы. В лёгких почвах органическое вещество и некоторая влажность увеличивают связность, в суглинистых – уменьшают. Улучшение структуры почвы уменьшает связность. Максимальная связность наблюдается при влажности, близкой к влажности завядания. Связные почвы лучше противостоят эрозии, однако при увеличении связности её удерживаемое сопротивление повышается, что приводит к увеличению затрат на её обработку.

Твёрдостью называются свойства почвы в естественном залегании сопротивляться сжатию и расклиниванию. Измеряется с помощью твёрдомеров и выражается в кг/см², или Па. Твёрдость почв тесно связана с прочностью сцепления частиц. Она обусловлена минералогическим составом, дисперсностью, наличием электролитов, составом обменных оснований, содержанием гумуса, влажностью. По мере увлажнения почвы её твёрдость уменьшается, при насыщении одновалентными катионами – увеличивается. Малогумусные и неоструктуренные почвы твёрже гумусных и оструктуренных.

В полевом описании выделяют градации: рыхлая, рыхловатая, уплотнённая, плотная, и очень плотная почва. Твёрдость в различных типах почв колеблется от 5 до 60 кг/см². Самой большой твёрдостью обладают слитые почвы и солонцы. Из горизонтов – солонцовые, слитые, иллювиальные, плужная подошва, почвенные коры.

Высокая твёрдость увеличивает тяговое сопротивление при обработках, снижает всхожесть семян, затрудняет проникновение корней растений.

Удельное сопротивление - это усилие, затраченное на подрезание пласта, его оборот и трение о рабочую поверхность. Характеризуется сопротивлением почвы в кг, приходящимся на 1 см² поперечного сечения пласта почвы, поднимаемого плугом.

В зависимости от гранулометрического состава свойств почвы, её влажности, физико-химических свойств, характера угодья удельное сопротивление колеблется от 0,2 до 1,2 кг/см².

Это важнейшая физико-механическая характеристика почвы, и с ней связаны норма выработки машинно-тракторного парка и расход горюче-смазочных материалов, а также районирование почвообрабатывающих орудий и тракторов.

Сжимаемость почв под нагрузкой происходит при их механической обработке, особенно при использовании тяжёлой сельскохозяйственной техники, когда происходит активное уплотнение поверхностных горизонтов почвы.

Сжимаемость почв определяется их минералогическим и гранулометрическим составом, характером порозности и трещиноватости, оструктуренностью почв и прочностью структуры, сложением и ориентацией глинистых частиц, их размером и формой, влажностью почв и гидрофильностью коллоидной фракции. Присутствие в почве минералов монтмориллонитовой группы и высокое содержание органических веществ обуславливает их значительное уплотнение при тяжёлых нагрузках. Высокая исходная пористость почв служит также показателем возможности достаточно большого уплотнения почв при обработке.

Сжимаемость почв приводит к уменьшению общей порозности, изменениям размеров и форм, размеров и форм структурных отдельностей.

Частным случаем проявления сжимаемости почвы и грунтов является просадочность почвы.

Просадкой называется понижение поверхности почв в результате уменьшения их пористости и растворения содержащихся в ней солей при замачивании. С этим явлением связаны такие формы как степные блюдца, поды. Особенно проявляется просадочность почв при орошении на лёссовых почвогрунтах, что создаёт ирригационную пестроту микрорельефа и приводит к формированию комплексности почвенного покрова. Это усложняет обработку почв и их сельскохозяйственную эксплуатацию.

Тепловые свойства почвы – это совокупность свойств, обуславливающих способность почв поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию.

Тепловая энергия в почве имеет несколько источников: лучистая энергия солнца; атмосферная радиация; внутренняя теплота земного шара; энергия биохимических процессов разложения органических остатков; радиоактивный распад. Вклад последних двух источников ничтожно мал, поэтому во внимание не принимается.

Внутренняя теплота земного шара также незначительна. Атмосферная радиация приобретает существенное значение в тепловом балансе в районах с неустойчивой атмосферной деятельностью, где наблюдается вторжение тёплых и холодных масс.

Основным источником теплоты в почве является лучистая энергия солнца (солнечная постоянная – 8,296 Дж (см² мин). Часть солнечной энергии почвы отражают от 1/3 до ½ части.

Количество поглощаемой солнечной энергии зависит от географической широты, времени года, состояние атмосферы, эксплуатацией склона (угол падения лучей), характером растительного покрова, тепловыми свойствами почвы.

К ним относятся: теплопоглотительная способность, теплоёмкость и теплопроводность.

Теплопоглотительная способность почв (отражательная) - способность почв поглощать (отражать) определённую долю падающей на её поверхность солнечной радиации, характеризуется значением альбедо (А) – долей коротковолновой солнечной радиации, отражаемой их поверхностью (Q_отр), выраженной в % от общей солнечной радиации (Q_oбщ). Выражается Q в Дж/ см²/мин.

А= Q_отр/Q_oбщ·100 %

Альбедо зависит от цвета почв, количества и качества органического вещества, гранулометрического состава, оструктуренности, состояния поверхности, влажности, растительного и снежного покрова. Максимальное альбедо имеет снег (88-91), минимальное – чернозём сухой (14). Серозём сухоё имеет альбедо 25-30. песок жёлтый или белый – 34-40. Отражается от 8-10 до 30% солнечной энергии. Влажные почвы имеют меньшую отражательную способность, чем сухие (влажный чернозём - альбедо 8, серозём – 10-12).

Свойство поглощать тепловую энергию называется теплоёмкостью (С) и выражается через приращении теплоты (ΔQ) в почве при изменении её температуры (ΔТ). С = ΔQ/ΔТ, где С – теплоёмкость, Дж/г·град; Q – количество теплоты в почве, Дж/г; Т – температура почв, ⁰С.

Различают три вида теплоёмкости: удельную, объёмную, эффективную.

Удельная теплоёмкость (С) характеризуется количеством теплоты, необходимы для нагревания или выделяемым при охлаждении единицы массы (1г) абсолютно сухой почвы на 1⁰С в интервале температур от 14,5 до 15,5⁰С.

Объёмная теплоёмкость почвы (С_V) численно равна количеству теплоты, необходимому для нагревания или выделяемого при охлаждении единицы объёма (1см³) сухой почвы на 1⁰С в том же интервале температур.

В рыхлых, хорошо оструктуренных почвах удельная теплоёмкость выше объёмной; в плотных, слитых почвах объёмная теплоёмкость выше удельной. С_V больше С.

Удельная и объёмная теплоёмкость определяются минералогическим и гранулометрическим составом почв, содержание органического вещества, характером их сложения и оструктуренности, и влажности почв.

Теплоёмкость почвы, характеризующаяся суммарным количеством теплоты, идущим на изменение температуры единицы массы почвы и фазовые превращения (испарение и конденсация, кристаллизация и таяние льда и так далее) называется эффективной теплоёмкостью.

Теплоёмкость абсолютно сухих минеральных почв составляет 0,15-0,20 и сильно зависит от влажности почв. Влажные песчаные почвы имеют теплоёмкость 0,7. суглинки – 0,8. торфа – 0,9.

По характеру теплоёмкости почвы делятся на холодные и тёплые. Глинистые почвы более теплоёмки, нагреваются медленно и считаются холодными, песчаные тёплые. Почвы богатые органикой более теплоёмки и холоднее минеральных. Хорошо оструктуренные почвы с высоким содержанием воздуха холоднее слитых, влажные холоднее сухих

Теплота поступающая на поверхность почв перераспределяется в почвенном профиле.

Процесс переноса теплоты над теплообменом, а свойство почв передавать энергию путём теплового взаимодействия соприкасающихся между собой твёрдых, жидких и газообразных частиц называется теплопроводностью. Она измеряется количеством тепла в джоулях (Дж), проходящим через 1-сантиметровый слой сухой почвы площадью 1см² в 1с. Тепло передаётся конвекционно через газ, жидкость или твёрдые частицы. Медленнее всего тепло проводит сухая структурная, богатая органическим веществом почвы. Наименьшую теплопроводность имеет почвенный воздух, наибольшую – минеральные частицы. Крупные песчинки нагреваются в 2-2,5 раза быстрее, чем пыль.

Теплопроводность почв оценивается коэффициентом теплопроводности, который характерен для каждой почвенной разности и каждого генетического горизонта. Она зависит от плотности почв (при увеличении плотности от 1,1 до 1,6 теплопроводность возрастает в 2-2,5 раза), пористости (при увеличении пористости от 30 и выше теплопроводность падает) и влажности (влажные почвы более теплопроводны, чем сухие).

Вторая величина, характеризующая передачу тепла в почве называется температуропроводностью.

Под температуропроводностью понимают изменение температуры 1см³ почвы, вызванное поступлением некоторого количества тепла, протекающего за 1 секунду через 1 см поперечного сечения, при разности температур, равной 1⁰, на расстоянии 1 см.

Интенсивность изменения температуры почв характеризуется коэффициентом температуропроводности, частным от деления коэффициента теплопроводности на объёмную теплопроводность. К= λ/C_V.

Температуропроводность зависит от структуры и сложения почвы и определяет глубину суточных и годовых колебаний температуры в них. Теплообмен происходящий между почвой и атмосферой осуществляется через различные явления.

Совокупность явлений поглощения, передвижения и отдачи тепла в почве называется тепловым режимом почв. Тепловой режим почвы определяется распределением температур на разной глубине и в разные периоды. Различают суточные и годовые колебания температур в почве. Наибольшее колебание их наблюдается в верхнем слое, а минимальные изменения на глубине 3-5 м. Каждому почвенному типу присущи свои пределы колебаний температур на глубине 20 см. Поэтому основным показателем теплового режима является средняя температура на этой глубине за определенный период времени. Так, средняя температура за теплый период для подзолистых почв колеблется в пределах 6-10⁰С, черноземов- 11-15, каштановых 14-16 °С.

Роль теплового режима для растений и биологических процессов определяется количеством тепла, влаги и воздуха в почве. Наилучший рост корневых систем растений наблюдается в интервале 10-25⁰С. С увеличением количества тепла происходит размножение бактерий, повышается их биологическая активность, а следовательно, переработка органического вещества, усиливается процесс газообмена и передвижения влаги в почве. При снижении температуры все процессы замедляются, а при падении температуры ниже 0⁰С начинается замерзание почвы. Следует отметить, что почвенная влага, как правило, при 0⁰С не замерзает. При температурах ниже – 10⁰С замерзает почти вся влага, за исключением прочносвязанной. В это время происходит передвижение влаги к поверхности из нижних горизонтов. При промерзании почвы влажность верхних горизонтов может превышать полную влагоемкость из-за раздвигания почвенных частиц кристаллами образующегося льда. В отдельных горизонтах может накапливаться до 100 мм осадков.

Промерзание почвы имеет как положительное, так и отрицательное значение. Положительное значение промерзания выражается в образовании почвенной структуры, миграции почвенных животных в нижние слои, способствующей разрыхлению почвы и улучшению ее водопроницаемости, задержке начала вегетации для растений, боящихся заморозков. Отрицательное значение промерзания состоит в понижении водопроницаемости и, следовательно, усилении стока, задержке микробиологических и химических процессов, выжимании растений и задержке их развития.

Промерзание почвы и его глубина зависят от толщины снежного покрова, лесной подстилки, густоты и мощности напочвенного покрова. В лесу почвы часто промерзают на значительно меньшую глубину, чем в поле.

Оттаивание почвы зависит от количества тепла в почве и в атмосфере, а также от толщины снежного покрова. Оттаивание может идти тремя путями: снизу за счет тепла почвы, снизу и сверху за счет быстрого схода снега и тепла почвы и только сверху, если почва промерзает до слоя вечной мерзлоты. После оттаивания почва оказывается более рыхлой и влажной, а если оттаивание произошло до активного снеготаяния, почва поглощает талую воду и насыщается ею до большой глубины. При дальнейшем прогревании создаются благоприятные условия для роста растений, развития микробиологических процессов - почва приходит в состояние спелости.

Тепловой режим почвы характеризуется радиационным, или тепловым, балансом, т.е. cовокупность всех видов поступления и расхода теплоты в почвах за определённый промежуток времени выражается уравнением теплового баланса, R=LЕ+Р+А, где R - радиационный баланс; Р - турбулентная передача тепла из почвы в атмосферу; А - расход тепла на нагревание почвы; L - суточная теплота испарения и Е - суммарное испарение за расчетный период времени.

Баланс считается положительным если приход теплоты больше, чем расход. Радиационный баланс имеет суточный и годовой ход. Кроме постоянно действующих статей теплового баланса существуют эпизодические (температура осадков и поливных вод и так далее). Все единицы выражаются в Дж/см²/ч или кДж/см²/мес.

Тепловой баланс для различных почвенно-климатических зон неодинаков. В зависимости от среднегодовой температуры и промерзания почвы В.Н. Димо выделяет четыре типа температурного режима почвы.

Мерзлотный, где среднегодовая температура почвенного профиля ниже нуля; длительно сезонно-промерзающий - почвы с глубиной промерзания не менее 1 м и длительностью промерзания более 5 мес.; сезонно-промерзающий - среднегодовая температура почвенного профиля положительная, а длительность промерзания менее 5 мес. и непромерзающий тип - промерзания почв не наблюдается.

Регулирование теплового режима обеспечивается различными агротехническими и лесокультурными мероприятиями. Такие приемы, как снегонакопление, прикатывание снега кольчатыми катками, посыпание его золой, оставление гребнистой пашни, мульчирование темными веществами, покрытие пленкой, создание лесных полос способствуют прогреванию почвы. Наоборот, сгребание снега и лесных подстилок, выравнивание, прикатывание поверхности усиливают процессы охлаждения почв.

Особенно благоприятное воздействие на температурный режим почвы оказывают создание лесных полос, глубокая вспашка, внесение органического вещества, рыхление (культивация, боронование), меры по снегонакоплению, т. е. общие агротехнические меры, направленные в целом на улучшение физических свойств.

Приёмы регулирования физических свойств почвы:

- выбор оптимальных сроков обработки почвы разного гранулометрического состава в зависимости от их влажности;

- применение рыхления подпахотного слоя на тяжёлых почвах;

- внесение органических удобрений;

- посев сидератов;

- известкование, гипсование;

- снижение уплотняющего действия техники (минимизация обработок, глубокое рыхление);

Применение современных технологий возделывания культур (широкозахватные агрегаты с многоцелевыми рабочими органами).

Лесоводственное значение физических свойств почв определяется соотношением в ней воздуха, влаги и тепла.

Отрицательные физические свойства (высокая объёмная плотность – 1,65 и выше, низкая некапиллярная пористость – ниже 3% объёма почвы, низкое содержание кислорода – ниже 10% в течение длительного периода, длительное затопление, вечная мерзлота, малая глубина оттаивания – менее 25…30 см) ограничивают деятельность корней, а иногда приводят к гибели корневых систем древесных пород. Эти особенности почв учитывают при определении системы обработки, мелиоративных мероприятий и так далее.

При протекании биогеоценотических процессов, как возобновление, долговечность пород, особенности их питания, состояние травяного и кустарникового ярусов надо учитывать самые разнообразные свойства лесных почв, но в первую очередь, такие, как плотность почвы, объёмная масса и порозность. При оценке роли почв в биогеоценозах в том числе и в лесных, необходимо выделить конкретные свойства, определяющие влияние на другие компоненты.

Основные свойства, влияющие на произрастание основных пород – это механический состав (верхней 2-3 метровой толщи), водный режим, и в некоторой степени минералогический состав, обуславливающий трофность почв. Механический состав определяет многие другие свойства почв, такие как ёмкость поглощения, плотность, порозность, водопроницаемость, но связь эта в большинстве случаев не прямая и по механическому составу нельзя точно прогнозировать те или иные свойства.

Очень высокая порозность почв (малая плотность) может привести к усиленной ветроповальности деревьев, а уплотнение отдельных горизонтов препятствует развитию корневой системы растений.

Уплотнение верхних горизонтов сопровождается развитием корневой губки. Плотность, наряду с механическим составом, является важнейшим свойством почвы, так как от неё зависит газообмен в системе почва-атмосфера, поступление и передвижение воды, а также запасы воды в корнеобитаемом слое (влагоёмкость).

Оптимальная порозность, для пород лесообразователей 55-65%, для сельскохозяйственных культур 45-50%.

Высокая ёмкость поглощения и минимальное содержание алюминия и водорода характерны для высоко продуктивных деревьев.

Важными свойствами для произрастания пород лесообразователей, являются водный и пищевой режимы.

В лесных биогеоценозах водные и физические свойства изменяются по профилю: порозность достигает наибольшей величины в верхних горизонтах (слой 0-2 см - 94%) и уменьшается книзу (55-41%.

Сверху вниз уменьшаются и наименьшая влагоёмкость (161, 31, 20%) и водовместимость, тесно связанные с порозностью (27,3, 2,3, 8,0).

Максимальная гигроскопичность и влажность(9,3; 4,4; 7,1: 15,0) завядания уменьшаются от горизонта А₁ к А₂, а далее книзу возрастают, что связано с распределением илистой и коллоидной фракции. Наименьшее количество минеральных коллоидов содержится в горизонтах А₁ и А₂, а к низу возрастает, органических коллоидов больше в А₁.

Древесные насаждения, обладая мощной надземной и подземной частью, сложным многоярусным строением и лесной подстилкой, оказывают многостороннее положительное влияние на почвы, улучшая их физические свойства: объемную плотность, порозность, аэрацию, температуру, водный и газовый режимы.

Общие физические и физико-механические свойства почвы нужно учитывать при оценке условий плодородия почвы и технологии возделывания сельскохозяйственных культур.

Все они в той или иной степени поддаются регулированию агротехническими, биологическими и химическими приёмами воздействия на почву.

К числу наиболее важных факторов, влияющих на физические и физико-механические свойства почвы, относятся: механический и минералогический состав, структура, влажность, состав обменных катионов, гумусированность, используемые техника и технология возделывания культур.

Оказывая влияние на эти факторы можно регулировать физические свойства почвы.

Поскольку механический и минералогический состав поддаются изменению при земледельческом использовании почв, их можно регулировать путём применения эффективных агротехнических приёмов (выбор оптимальных сроков обработки почвы различного механического состава в зависимости от их влажности, применение рыхления подпахотного горизонта на тяжёлых почвах и так далее). При этом происходит изменение физических и физико-механических свойств почвы.

Положительное влияние на весь комплекс физических и физико-механических свойств оказывает регулирование таких факторов как влажности, структуры, степени гумусированности и состава обменных катионов.

Выбор сроков и приёмов обработки почвы в зависимости от состояния её влажности, осуществление мероприятий по улучшению структуры почв (посев многолетних трав, минерализация обработок, внесение органических удобрений, культура - сидератов), повышение гумусированности почв позволяют создавать лучшие параметры физических и физико-механических свойств почвы.

Люпин – зелёное удобрение в сочетании с известью увеличивают пористость почв на 1,5-2,5%, уменьшает плотность почвы, увеличивает водопроницаемость.

Органические удобрения более чем на 3% увеличивают пористость, снижают плотность и в 1,7-2,0.

Известкование кислых и гипсование щелочных почв, изменяя состав поглощённых оснований, способствуют улучшению всего комплекса физических и физико-механических свойств.

Особое значение в формировании физических свойств, прежде всего плотности, пористости, удельного сопротивления, имеет воздействие сельскохозяйственной техники. Сильное уплотнение почвы до глубины 50-80 см и более, особенно пахотных и подпахотных горизонтов вызывает тяжёлая техника. Поэтому, жёсткие требования к составу машинно-тракторного парка с точки зрения его воздействия на уплотнение почвы, широкое внедрение в технологию минимизации обработок, применение активных приёмов с уплотнением почвы машинами (глубокое рыхление и так далее) имеют важное значение в создании благоприятных физических и химических свойств почвы.

Вопросы 46-48

ЛЕКЦИЯ 16. Водные свойства и водный режим почв.

1. Почвенная вода её категории и виды.

2. Водные свойства почв: влагоёмкость, влажность, водопроницаемость, водоподъёмная способность.

3. Почвенно-гидрологические константы.

4. Основные закономерности передвижения воды.

5. Водный потенциал. Водный баланс почв. Типы водного режима.

6. Особенности водных свойств лесных почв.

7. Влияние древесных насаждений на водный режим почв.

8. Основные мероприятия по регулированию водного режима.

Вода на Земле обуславливает развитие всех жизненных процессов, как в почве, так и на её поверхности, определяет интенсивность и направленность процессов выветривания и почвообразования, динамику почвенных процессов. Почвенная вода – это особая физико-химическая система, обеспечивающая процессы выноса, перемещения и аккумуляции веществ и энергетического материала в пространстве, формирования генетических горизонтов и почвенного профиля, а также является терморегулятором, влияя на тепловой баланс и режим почвы.

Источником воды на поверхности суши являются атмосферные осадки (жидкие – дожди, ливни, твёрдые – снег, изморось, иней), и грунтовые воды, при близком залегании к корнеобитаемой зоне. Часть влаги поступает в виде сконденсированной парообразной влаги.

Содержание влаги в % к массе абсолютно сухой почвы (высушенной при 105⁰С) характеризует влажность почвы (м³/га, т/га).

Количество воды, поступающей в почву, зависит от климатических условий, рельефа, произрастающей растительности, гидрогеологии ландшафта, и измеряется в мм; 1 мм осадков на 1 га соответствует 10 т воды. Для создания 1 г сухого вещества растениям требуется от 200 до 1000 г воды, а 400…500 т сухого вещества леса необходимо 40…50 тыс. т воды или не менее 400…500 мм осадков в год.

Вода в почве находится в трёх состояниях: жидкая, парообразная и твёрдая (лёд). Жидкая и парообразная вода в почве подвергается воздействию различных природных сил: сорбционных, капиллярных, осмотических, гравитационных. Сорбционные и капиллярные силы, природа которых обусловлена поверхностной энергией твёрдых частиц и воды, проявляются на поверхности раздела твёрдой и жидкой фаз почвы. Почвенные частицы, обладая поверхностной энергией способны притягивать дипольные молекулы воды. Поглощение твёрдыми частицами почвы молекул парообразной и жидкой воды называется процессом сорбции воды.

В зависимости от характера связи между молекулами воды, твёрдой и газовой фазами вода в почве не однородна и разные её количества имеют неодинаковые физические свойства (термодинамический потенциал, теплоёмкость, плотность, вязкость, химический состав, осмотическое давление и т.д.).

Количества почвенной воды, обладающие одинаковыми свойствами, называются категориями или формами почвенной воды.

А.А. Роде выделил пять категорий почвенной воды: твёрдую, парообразную, химически связанную, сорбированную и свободную.

Твёрдая вода – лёд, является потенциальным источником жидкой и парообразной воды. Лёд имеет сезонный или многолетний характер, переходит в жидкое и парообразное состояние при температуре выше 0⁰С.

Парообразная вода содержится в почвенном воздухе в виде водяного пара, нередко насыщая его до 100%. Она передвигается с током почвенного воздуха, а также диффузно от мест с большей упругостью в места с меньшей упругостью водяных паров. Общее количество её невелико (0,001% от массы почвы), но она играет существенную роль в перераспределении почвенной влаги и предохраняет корневые волоски от пересыхания, особенно в засушливых районах.

Химически связанная вода – важный показатель состава почвы: она входит в состав твёрдой фазы почвы, не является самостоятельным физическим телом, характеризуется неподвижностью, высокой прочностью связей, неспособностью растворять, удерживается ионными и молекулярными силами и не доступна растениям. Она подразделяется на конституционную и кристаллизационную.

Конституционная вода входит в состав минералов в виде гидрооксидных групп [Fe(OH)₃, Al(OH)₃, Ca(OH)₂] и очень прочно связана с почвой, удаляется при температуре 700-800⁰С.

Кристаллизационная вода входит в структуру минералов в виде целых молекул (CaSO₄·2H₂O- гипс), (Na₂SO₂·10H₂O – мирабилит). Она менее прочно связана с почвой и удаляется при 150-300⁰С.

Сорбированная, или физически связанная вода удерживается на поверхности твёрдых частиц почвы в виде молекул силами сорбции. Она включает прочносвязанную и рыхлосвязанную влагу.

Прочносвязанная (гигроскопическая) вода образуется в результате адсорбции паров на поверхности твёрдых частиц почвы, непосредственно примыкает к ним в виде плёнки из 2-3 слоёв ориентированных молекул воды. Способность почвы сорбировать парообразную воду называется гигроскопичностью. Гигроскопическая вода прочно удерживается молекулярными силами, совершенно недоступна растениям, отличается по свойствам от свободной воды. Обладает повышенной плотностью (1,7 г/см³), низкой электропроводностью, не растворяет веществ, растворимых в свободной воде, замерзает при низкой температуре от –4⁰ до –78⁰С. Количество поглощённой влаги зависит от природы вещества, температуры и количества водяного пара, находящегося в почвенном воздухе, содержания органических и минеральных коллоидов.

Предельное количество воды, которое может быть поглощено почвой из парообразного состояния при относительной влажности воздуха, близкой к 100%, называется максимальной гигроскопичностью (МГ).

При влажности равной максимальной гигроскопичности толщина плёнки из молекул воды достигает 3-4 слоёв. Величины гигроскопичности и МГ зависят от гранулометрического и минералогического состава почвы и содержания гумуса. В минеральных слабогумусированных песчаных почвах максимальная гигроскопичность колеблется от 0,1 до 1%, в глинистых гумусированных почвах - от 10 до15%, в органогенных от 20 до 40%, в торфах – от 30 до 50%.

Рыхлосвязанная (плёночная) вода образуется при соприкосновении твёрдых частиц почвы с жидкой водой, когда сорбционные силы поверхности почвенных частиц полностью не насыщены и возникает дополнительная плёнка из слабо ориентированных молекул воды. Толщина этой плёнки может достигать нескольких десятков молекул. Дополнительно сорбированная вода называется рыхлосвязанной, удерживается менее прочно, может передвигаться от почвенной частицы с большой плёнкой к частицам с меньшей плёнкой. Для растений доступна частично. От свойств свободной воды отличается менее резко.

Свободная вода не связана с почвенными частицами сорбционными силами, доступна растениям, передвигается под действием капиллярных и гравитационных сил. Различают две формы свободной воды в почве – капиллярную и гравитационную

Капиллярная вода заполняет капиллярные поры, передвигается в них под влиянием капиллярных сил. В зависимости от характера увлажнения различают капиллярно-подвешенную и капиллярно-подпёртую воду.

При увлажнении почвы сверху (атмосферные осадки) формируется капиллярно-подвешенная вода, при увлажнении почвы снизу в почве образуется капиллярно-подпёртая вода.

В песчаных почвах влага представлена отдельными разобщёнными водными скоплениями на стыке между твёрдыми частицами почвы так называемая стыковая вода. В почвах суглинистого механического состава капиллярная вода находится внутри частиц и на их стыках. В глинистых, иловых почвах капилляры очень тонкие (менее 0,003), вода через них не проходит, так как стенки капилляров заняты гигроскопической влагой. Капиллярная вода подвижна и доступна растениям и является основным источником водного питания.

Между слоями почвы, увлажнёнными капиллярно-подвешенной и капиллярно-подпёртой водой, находится слой сухой почвы. Слой зоны увлажнения между зеркалом грунтовых вод и верхней границей капиллярного подъёма воды называется капиллярной каймой.

Гравитационная вода размещается в крупных некапиллярных порах, легко передвигается по почвенному профилю под действием гравитационных сил, способна растворять и переносить соли, коллоиды, суспензии по почвенному профилю, доступна растениям. Она может создавать в почве анаэробные условия, вызывая тем самым угнетение и гибель растений из-за недостатка кислорода, а также заболачивание почвы. Различают просачивающуюся гравитационную воду, которая передвигается сверху вниз по почвенному профилю, и влагу водоносных горизонтов (почвенные и почвенно-грунтовые воды), которая передвигается по направлению уклона водоупорного слоя.

Движение воды в почве осуществляется с помощью капиллярных, сорбционных и гравитационных сил.

Капиллярные силы возникают на границе раздела твёрдая фаза почвы – вода и воздух в капиллярных порах и обусловлены поверхностным натяжением воды и явлением смачивания. Поверхностное натяжение воды – это мера некомпенсированности молекулярных сил в поверхностном слое.

Вода, смачивая почвенные частицы, вызывает образование вогнутых менисков в капиллярах, что приводит к созданию отрицательного капиллярного давления за счёт сил поверхностного натяжения, действующих по касательной к поверхности раздела твёрдая фаза - почва и вода.

При отрицательном капиллярном давлении вода поднимается и удерживается в капиллярных порах и может оказать стягивающее действие на стенки капилляров и вызвать объёмные деформации в почве.

Движение воды в капиллярах обуславливается разностью капиллярных давлений, возникающих в результате различной кривизны менисков.

Сорбционные и капиллярные водоудерживающие силы противостоят гравитационным, под влиянием которых создаются нисходящие передвижные воды.

Осмотические силы в почве обуславливаются взаимодействием ионов растворённых веществ с молекулами воды.

При различном содержании воды в почве водоудерживающие силы неодинаковы, поэтому, чтобы оценить подвижность и доступность растениям влаги необходимо иметь понятие о её энергетическом состоянии, т.е. потенциале почвенной влаги.

Полный потенциал почвенной воды – это количество работы (Дж/кг), которую необходимо затратить, чтобы перенести единицу свободной чистой воды обратимо и изотермически из стандартного состояния S_o в то состояние S_n, в котором она находится в рассматриваемой точке почвы, т.е. это величина, выражающая способность воды в почве производить большую или меньшую работу по сравнению с чистой водой. Полный или термодинамический потенциал почвенной воды равен сумме частных потенциалов, связанных с разными силовыми полями.

Адсорбционный потенциал почвенной воды, или адсорбционное давление, возникает в процессе взаимодействия молекул воды с поверхностью твёрдой фазы почвы, в результате которого вода сорбируется почвенными частицами; прямо пропорционален работе десорбции воды и обратно пропорционален поверхности твёрдой фазы и толщине адсорбированного слоя.

Капиллярный потенциал почвенной воды, или капиллярное давление, возникает на поверхности раздела между твёрдой, жидкой и газообразной фазами почвы в тонких капиллярах; он пропорционален работе по «отсасыванию» капиллярной воды и обратно пропорционален изменению её объёма.

Осмотический потенциал почвенной воды, или осмотическое давление, возникает вследствие наличия в воде растворённых веществ; пропорционален работе по удалению воды из раствора и обратно пропорционален изменению давления.

Гравитационный потенциал почвенной воды, или гравитационное давление, возникает в почве под влиянием сил земного тяготения; пропорционален работе вертикального перемещения воды и обратно пропорционален изменению объёма воды.

Потенциал тензиометрического давления, или потенциал давления почвенной воды, возникающий в результате совместного действия силовых полей в почве на заключённую в ней воду, не считая гравитационное и осмотическое поля; зависит от геометрии жидкой фазы, давления в газовой среде, геометрии твёрдой фазы, содержания воды в почве.

Потенциал почвенной влаги характеризует энергию удержания воды. В почве насыщенной водой потенциал практически равен нулю. С уменьшением влажности потенциал падает, а отрицательное его значение возрастает. Вода всегда движется от зоны с высоким потенциалом в зону с более низким. Такая способность воды называется сосущей силой, или всасывающего давления, эквивалентной потенциалу почвенной влаги. В системе Си давление почвенной влаги выражают в паскалях (Па), измеряют его с помощью тензиометров.

Водные свойства почвы. К важнейшим водным свойствам почв относятся водопроницаемость, водоподъёмная способность, водоудерживающая способность, влагоёмкость.

Водопроницаемость – способность почвы впитывать и пропускать через себя воду. Процесс водопроницаемости включает две стадии: впитывание и фильтрацию.

Впитывание – это поглощение воды почвой, когда все свободные поры почвы последовательно заполняются водой, и эта стадия обусловлена сорбционными и капиллярными силами. Фильтрация (просачивание) - передвижение воды в почве под влиянием сил тяжести и градиента напора при полном насыщении почвы водой, обусловлена силами тяжести.

Водопроницаемость измеряется объёмом воды (мм), протекающей через единицу площади почвы (см²) в единицу времени (ч) при напоре воды 5 см, выражается в мм водного столба в единицу времени.

Водопроницаемость зависит от гранулометрического состава, химических свойств почв, состава поглощённых катионов (натрий уменьшает водопроницаемость, кальций увеличивает), плотности, порозности и влажности.

Качинским Н.А. была предложена градация почв по водопроницаемости.

Если почва пропускает за 1 час 1000 мм воды при напоре 5 см и Т=10^оС, то водопроницаемость считается провальной; от 1000 до 500 мм – излишне высокой, от 500 до 100 – наилучшей, от 100 до 70 мм - хорошей, от 70 до 30мм – удовлетворительной, менее 30 мм – неудовлетворительной.

Провальная фильтрация характерна для лесных подстилок и песков; лучшая – для средних и лёгких, хорошо оструктуренных суглинков, удовлетворительная – для иллювиальных горизонтов, дерново-подзолистых почв и неудовлетворительная для плотных почвенных горизонтов.

Хорошо водопроницаемыми считаются почвы, в которых вода в течение первого часа проникает на глубину до 15 см, средневодопроницаемые - от 5 до 15 см, слабоводопроницаемые – до 5 см.

Для лёгких по механическому составу почв, а также хорошо оструктуренных характерна высокая проницаемость. Для глинистых и бесструктурных почв – низкая. В почвах тяжёлого механического состава с глыбисто-пылеватой структурой водопроницаемость низкая.

При низкой водопроницаемости и при очень высокой водопроницаемости не создаётся хороший запас влаги в корнеобитаемом слое, а при орошении наблюдается большая потеря поливной воды, подъём грунтовых и в конечном итоге – засоление почв.

Водопроницаемость играет огромную роль в сохранении почвенного плодородия. Высокая водопроницаемость лесных подстилок обеспечивает впитывание влаги в почву после ливней, таяния снега. Низкая водопроницаемость в условиях достаточного увлажнения способствует образованию поверхностного стока воды, развитию эрозионных процессов, формированию верховодки, заболачиванию и непродуктивному расходованию влаги.

Водоподъёмная способность – свойство почвы вызывать восходящее передвижение в ней влаги за счёт капиллярных сил.

Капиллярные силы начинают проявляться в порах диаметром 8 мм, и особенно ярко выражены в порах диаметром 0,1-0,003 мм. Более тонкие поры заполнены связанной водой. Поэтому водоподъёмная способность растёт от песчаных почв к суглинистым, и падает в глинистых. Максимальная высота подъёма над уровнем грунтовых вод в песчаных почвах – 0,5-0,7 м, в супесчаных – 1,0-1,5 м, в суглинистых – 3-6 м. Высота и скорость передвижения воды зависит от гранулометрического состава, структурности почв, порозности и минерализации грунтовых вод (скорость подъёма минерализованных грунтовых вод боше, чем пресных).

Благодаря капиллярным явлениям и водоподъёмной способности почв грунтовые воды участвуют в дополнительном снабжении растений водой, развитии восстановительных процессов и засолении в почвенном профиле.

Водоудерживающая способность – свойство почвы удерживать воду, обусловленное действием сорбционных и капиллярных сил.

Наибольшее количество воды, которое способна удерживать почва теми или иными силами называется влагоёмкостью или водовместимостью. Выражается в % от массы почвы, а при учёте объёмной плотности – в мм для определённого слоя почвы и зависит от содержания глинистых частиц. Наибольшей влагоёмкостью обладают органогенные горизонты – лесная подстилка и торф, удерживающие влагу в 5-20 раз больше своей массы.

В зависимости от того, в какой форме находится удерживаемая почвой влага различают: полную, наименьшую, капиллярную и максимально-молекулярную влагоёмкость.

Полная влагоёмкость (ПВ) – наибольшее количество воды, которое удерживается почвой в состоянии полного насыщения, т.е. при полном заполнении всех пор (капиллярных и некапиллярных) водой. Для почв нормального увлажнения состояние влажности, соответствующее ПВ, наблюдается после таяния снега, обильных дождей, при поливе большими нормами воды. Для гидроморфных почв состояние ПВ может быть длительным и постоянным. В условиях полного насыщения водой отсутствует аэрация, что затрудняет дыхание корней.

Оптимальной для растений считается относительная влажность почв в пределах 50-60% ПВ. Полная влагоёмкость рассчитывается по общей пористости почвы, (в % на сухую почву). ПВ = Р/d_V, где Р – общая пористость, %; d_V – плотность почвы, г/см³.

Наименьшая, или предельно-полевая, влагоёмкость (НВ или ППВ) – это максимальное количество капиллярно-подвешенной влаги, которое длительное время способна удерживать почва после обильного её увлажнения и свободного стекания, при условии исключения испарения и капиллярного увлажнения за счёт грунтовых вод.

Наименьшая влагоёмкость – важнейшая характеристика водных свойств почвы, поскольку она характеризует наибольшее количество воды, которое почва способна накопить и длительное время удерживать. При влажности наименьшей влагоёмкости равной 55-75% вся система капиллярных пор заполнена водой, поэтому создаются оптимальные условия водообеспеченности растений.

Величина НВ зависит от гранулометрического и минералогического состава почвы, содержания гумуса, структурного состояния, пористости и плотности почвы.

В песчаных почвах НВ равна 3-5%, в суглинистых и глинистых – 18-23%, в хорошо оструктуренных суглинистых – 35-38%.Наибольшее значение НВ характерно для гумусированных почв тяжёлого гранулометрического состава и выраженной макро- и микроструктурой.

По мере испарения и потребления воды растениями теряется сплошное заполнение водой капилляров, уменьшается подвижность воды и доступность её растениям.

Влажность, соответствующая разрыву сплошности капилляров, называется влажностью разрыва капилляров (ВРК). Эта важная гидрологическая константа почвы, характеризующая нижний предел оптимальной влажности. Для суглинистых и глинистых почв влажность разрыва капилляров составляет (65-70%) наименьшей влагоёмкости, для хорошо оструктуренных почв может достигать 90%. При влажности почвы между ВРК и наименьшей влагоёмкостью растения не испытывают недостатка во влаге.

Максимальное количество капиллярной подпёртой влаги, которое может содержаться в почве над уровнем грунтовых вод, называется капиллярной влагоёмкостью (КВ). Она зависит от мощности почвенного профиля и от высоты над зеркалом грунтовых вод. Вблизи зеркала грунтовых вод она наибольшая, а с поднятием к поверхности уменьшается. На нижней границе капиллярной каймы капиллярная влагоёмкость равна наименьшей влагоёмкости. Величина её может колебаться от 26 до 40-45%. КВ меньше в крупнозернистых песках и оструктуренных почвах.

Максимальная молекулярная (ММВ), или максимальная адсорбционная (МАВ) влагоёмкость – наибольшее содержание рыхлосвязанной воды, удерживаемое сорбционными показывает силами или силами молекулярного притяжения Она равна максимальной гигроскопичности почвы и характеризует количество воды, недоступное растениям. Величина этой влагоёмкости зависит от механического состава и гумуса: чем больше суммарная поверхность частиц, т.е. чем больше в почве илистых частиц и гумуса, тем она выше. ММВ для песков составляет 0,5-1,5%, для тяжёлых суглинков – 8-10%.

При влажности близкой к ММВ растения начинают устойчиво завядать.

Влажность почвы, при которой проявляется устойчивое завядание растений, называется влажностью завядания (ВЗ). Обычно ниже этой влажности вода в почвах становится недоступной и растения гибнут. Для песчаных почв эта константа составляет 1-3%, для тяжелосуглинистых около 20%.

Влажность завядания (в %) равна максимальной гигроскопической влажности (%) умноженной на коэффициент 1,34 по рекомендациям метеослужбы, и на1,5 по Н.А.Качинскому.

ВЗ = МГ·1,34 (1,5).

Для растений доступна та часть влаги, которая может быть усвоена в процессе их жизнедеятельности. Доступную воду называют продуктивной, так как она используется на формирование урожая.

На основании данных влажности завядания (ВЗ) и общего содержания влаги в почве вычисляют запас продуктивной влаги.

Запас продуктивной влаги (мм/год)

W = 0.1·d_V·h(B-ВЗ), где

0,1 – коэффициент перевода запасов влаги из м³ в мм водяного слоя;

d_V – плотность почвы, г/см³;

h – мощность слоя почвы, см;

В – полевая влажность почвы, в % на абсолютно сухую почву;

ВЗ – влажность завядания, в % на абсолютно сухую почву.

Оптимальные запасы продуктивной влаги в метровом слое почвы колеблятся от 100 до 200 мм (по А.М. Шульгину).

Из общего количества влаги, содержащейся в почве при полном насыщении, выделяют такие граничные значения влажности и всасывающего давления, при которых меняются поведение воды, её свойства и доступность растениям.

Границы значений влажности, характеризующие пределы появления различных категорий почвенной влаги, называются почвенно-гидрологическими константами. Почвенно-гидрологические константы: максимальную гигроскопичность (МГ); влажность завядания (ВЗ); влажность разрыва капилляров (ВРК); наименьшая влагоёмкость (НВ); полная влагоёмкость (ПВ).

В диапазоне влажности сухая почва – максимальная молекулярная влагоёмкость (ММВ) содержится прочносвязанная вода (гигроскопическая), удерживаемая адсорбционными силами, значительно превосходящими сосущую силу корней. Вода передвигается диффузно, недоступна растениям.

В диапазоне влажности максимальная адсорбционная влагоёмкость – влажность разрыва капилляров (ВРК) содержится плёночная (рыхлосвязанная) вода. Она удерживается сорбционными силами менее прочно, обладает слабой подвижностью, трудно доступна. Рыхлосвязанная вода неоднородна. Часть её, находящаяся в интервале максимально адсорбционной влажности (МАВ) – влажностью завядания (ВЗ), недоступна, характеризуется высоким давлением (1·10⁴-1,5·10³% кПа). Растения не воспринимают эту воду, постепенно теряют тургор, завядают. Влага в пределах влажности завядания (ВЗ) – влажности разрыва капилляров (ВРК) трудно доступна, мало продуктивна, вызывает замедление роста растений.

В диапазоне влажности разрыва капилляров (ВРК) – наименьшей влагоёмкости (НВ) содержится капиллярная вода, водоудерживающие силы которой невелики. Эта вода легкодоступна, высокопродуктивна.

В диапазоне влажности наименьшей влагоёмкости (НВ) – полной влагоёмкости (ПВ) содержится гравитационная вода. Она легкодоступна, но избыточна, поэтому не продуктивна. Малое количество пор аэрации или их отсутствие при полной влагоёмкости нарушает газообмен в почве, ухудшает развитие растений.

Разница между полной и наименьшей влагоёмкостью характеризует максимальную водоотдачу (МВО). В структурных почвах максимальная водоотдача составляет менее 15%, что обеспечивает хорошие условия газообмена почвенного воздуха с атмосферным.

Таким образом, продуктивная влага в почве находится в интервале влажности завядания (ВЗ) – наименьшей влажности (НВ), а наиболее благоприятная, высокопродуктивная влага – влажность разрыва капилляров (ВРК) – наименьшей влагоёмкости (НВ).

Нижним пределом содержания продуктивной влаги в почве является влажность завядания. Влажность завядания зависит от вида растений и свойств почвы. Чем тяжелее механический состав, тем больше в почве органического вещества, тем выше влажность завядания. В среднем она составляет в песках – 1-3%, в супесях – 3-6%, суглинках – 5-15%, в торфянистых почвах – 50-60%.

Нижний предел высокопродуктивной влаги – влажность разрыва капилляров. Разница между наименьшей влагоёмкостью и содержанием влаги в почве на данный момент (полевая влажность) характеризует дефицит влаги, что важно знать при орошении.

Содержание влаги перед поливом не должно быть ниже уровня влажности разрыва капилляров, т. е. 65-70% наименьшей влажности для суглинистых и глинистых почв.

Для замера давления почвенной влаги используют в полевых условиях тензиометры. Давление почвенной влаги, при которой необходимо начинать полив на суглинистых почвах составляет 40-60 кПа.

Водным режимом называют совокупность протекающих в почве процессов поступления, передвижения, сохранения и потери воды. Количественно его выражают через водный баланс. Водный баланс характеризует приход влаги в почву и расход из неё, а количественно выраженные элементы водного режима являются соответственно элементами водного баланса.

Водный баланс рассчитывается в определенных границах пространства и времени. В зависимости от потребностей баланс определяют для отдельных генетических горизонтов или для почвенного профиля в целом, для определенной территории или конкретного элемента ландшафта, за полный гидрологический год или вегетационный период, по одному или нескольким месяцам

Водный баланс почвы характеризует количественно водный режим почвы только для определенной ее толщи на конкретной территории за заданный промежуток времени.

Общее уравнение водного баланса:

В_О + В_ОС + В_Г +В_К + В_ПР + В_Б = Е_ИСП + Е_Т + В_И + В_С + В₁, где

В_ОС – запас влаги в почве в начале наблюдения;

В_Г – количество влаги, поступающей из грунтовых вод;

В_К – количество влаги, конденсирующейся из паров воды;

В_ПР – количество влаги, поступающей в результате поверхностного притока воды;

В_Б – количество влаги, поступающей от бокового притока почвенных и грунтовых вод;

Еисп – количество влаги, испарившейся за время наблюдений;

Е_Т – количество влаги, расходуемой на транспирацию;

В_И – влага инфильтрующаяся в почвенно-грунтовую толщу;

В_С – количество воды теряющейся при поверхностном стоке;

В₁ – запас влаги в почве в конце периода наблюдений.

Если в климате нет существенных изменений запасы воды в начале и в конце периода наблюдений равны В_О = В₁.

Влага бокового стока поступающая и теряющаяся практически равны

В_Б = В_С.

В_К – конденсирующейся влаги очень мало, её в расчёт можно не брать.

Исключая данные величины уравнение имеет вид:

В_ОС + В_Г + В_ПР = Е_ИСП + Е_Т + В_И.

Для лесных биогеоценозов уравнение водного баланса можно изобразить следующим образом: ОС = ИФ + Д ±ЗВ, поскольку некоторые статьи незначительны их можно исключить из расчёта.

ОС - сумма атмосферных осадков, достигших поверхности почвы;

ИФ – суммарное испарение (физическое испарение с поверхности растений, лесной подстилки и поверхности почвы;

Д - количество влаги, расходуемой на транспирацию (десукция – отсасывание воды корнями на транспирацию растений);

ЗВ – запас влаги в почве.

При стабильном водном режиме, когда поступление воды в почву и расход ее из почвы практически одинаковы, уравнение водного баланса в равно нулю. В различные периоды времени (весна, лето, сень, зима, вегетационный период) баланс воды в почве меняется, т. е. водный баланс имеет годовые циклы. Закономерности поступления и расхода воды повторяются каждый год.

При расчете водного баланса запасы воды в почве вычисляют для каждого генетического горизонта, а затем для профиля в целом или до заданной глубины. Запасы воды в горизонтах выражают в мм ртутного столба или в м³/га и определяют по формуле.

В = а·d_V·Н, где

В – запас воды в м³/га для слоя Н;

а – полевая влажность %;

d_V – плотность г/см³;

Н – мощность горизонта в см.

Для пересчета запаса воды в почве в мм водяного столба необходимо количество воды, представленное в м³/га, умножить на 0,1, так как 1 м³/га соответствует 0,1 мм водяного столба.

Формула водного баланса может меняться в зависимости от климатических условий, местоположения участка, типа растительности и других условий. Она используется для количественного выражения использования влаги под различными типами растительности, изучения их влияния на водный режим почв, выявления водорегулирующей роли тех или иных культур и насаждений, определения их потребности во влаге.

Сопоставляя данные прихода и расхода влаги, можно сделать вывод: если в почву поступает влаги больше, чем ее расходуется, значит избыточная влага пополняет запасы грунтовой воды, и наоборот. Запасы воды в течение вегетационного периода дают возможность судить об обеспеченности влагой растений. Различают общий и полезный запас воды в почве.

Общий запас воды (ОЗВ) – суммарное её количество на заданную мощность почвы, выраженное в м³/га ( мм рт. ст.).

ОЗВ м³/га = (а₁·d_V1·Н₁) + (а₂·d_V2·Н₂) + … и т.д., где

а·d_V·Н – полевая влажность, плотность и мощность первого слоя и так далее.

Полезный запас воды (ПЗВ) в почве – суммарное количество продуктивной, или доступной растениям влаги в толще почвогрунта.

Чтобы рассчитать полезный запас влаги необходимо вычислить общий запас влаги (ОЗВ) и запас труднодоступной влаги (ЗТВ).

ЗТВ = (ВЗ₁·d_V1·Н₁) + (ВЗ₂·d_V2·Н₂) + … и т.д., где

ВЗ – влажность завядания

ПЗВ = ОЗВ – ЗТВ.

Типы водного режима. Водный баланс складывается неодинаково для различных почвенно-климатических зон и отдельных ландшафтов. В зависимости от соотношения основных статей годового водного баланса различают несколько типов водного режима. Водный режим почв формируется под влиянием ряда факторов, основные из которых климат, рельеф, водно-физические свойства почвогрунтов, условия водного питания. Особое влияние на водный режим почв оказывает хозяйственная деятельность человека. Специфику формирования водных режимов зональных типов почв определяют прежде всего количество атмосферных осадков и температурный режим. Практически характер водного режима определяется по соотношению между количеством осадков по средним многолетним данным и испаряемостью за год.

Под испаряемостью понимают максимальное количество влаги в мм, которое может в данных климатических условиях испариться с открытой водной поверхности или с постоянно переувлажненной поверхности почвы за какой-либо определенный промежуток времени.

Отношение годовой суммы осадков к годовой испаряемости называется коэффициентом увлажнения (КУ). КУ = Σ_ОС/Е, где

Σ_ОС – сумма осадков га год, мм;

Е – испаряемость за год, мм.

В разных природных зонах КУ колеблется от 3 до 0,1. На основании коэффициента увлажнения (КУ) Высоцкий Г.Н. выделил 4 основных типа водного режима: промывной, периодически промывной, непромывной и выпотный.

К четырем типам водного режима почв, выделенным Г. Н. Высоцким, по предложению А. А. Роде были добавлены еще два — мерзлотный и ирригационный. В последнее время выделяют 14 типов водного режима (Ковда, Розанов): мерзлотный, водонасыщающий, периодически водонасыщающий, промывной, периодически промывной, промывной сезонно-сухой, непромывной, аридный, выпотный, десуктивно-выпотный, паводковый, амфибиальный, ирригационный, осушительный.

С агрономической точки зрения наиболее целесообразно выделение шести (по Высоцкому—Роде) типов водного режима.

Характеристика основных типов водного режима.

Мерзлотный тип распространён в районах вечной мерзлоты. Мёрзлый слой почвогрунта, являясь водоупором, обуславливает наличие надмерзлотной верховодки. Поэтому верхняя часть оттаявшей почвы насыщена водой.

Промывной тип (пермацидный) (КУ>1) характерен для местностей, где сумма осадков превышает величину испаряемости. В годовом цикле влагооборота нисходящие токи преобладают над восходящими. Почвенная толща ежегодно весной и осенью подвергается сквозному промачиванию до грунтовых вод, что приводит к интенсивному выщелачиванию продуктов почвообразования. В таких условиях формируются почвы подзолистого типа, краснозёмы и желтозёмы. Болотный подтип водного режима развивается при близком к поверхности залегании грунтовых вод, слабой водопроницаемости почв и почвообразующих пород. Характерен для подзолисто-болотных и болотных почв.

Периодически промывной тип (КУ=1, при колебаниях от 0,8 до 1,2) характеризуется средней многолетней сбалансированностью осадков и испаряемости. Для водного режима характерно чередования ограниченного промачивания почвенно-грунтовой толщи (непромывные условия) в сухие годы и сквозное промачивание (промывной тип) во влажные. Промывание почв избытком осадков создаётся 1-2 раза в несколько лет. Такой водный режим присущ серым лесным почвам, чернозёмам оподзоленным и выщелоченным. Водообеспеченность почв неустойчивая.

Непромывной тип (импермацидный) (КУ<1) свойственен местностям, где влага осадков распределяется только в верхних горизонтах и не достигает грунтовых вод. Связь между атмосферной и грунтовой водой в почве осуществляется через слой с очень низкой влажностью, близкой к влажности завядания (ВЗ). Обмен влагой происходит путём передвижения воды в форме пара. Характерен для степных почв – чернозёмов, каштановых, бурых полупустынных и серо-бурых пустынных почв. В указанном ряду почв уменьшается количество осадков и увеличивается испаряемость. Коэффициент увлажнения снижается от 0,6 до 0,1. Годовым влагооборотом захватывается толща почвы от 4 м (степные чернозёмы) до 1 м (пустынно-степные и пустынные почвы).

Запасы влаги, накопленные в степных почвах к весне за счёт позднеосенних осадков и талой воды, интенсивно расходуются на транспирацию и физическое испарение, и к осени становятся ничтожно малыми. Расход влаги при непромывном режиме идёт преимущественно на транспирацию, поэтому в верхних горизонтах почв нисходящие токи влаги преобладают над восходящими.

Выпотный тип (эксудативный) (КУ<1) проявляется в степной и особенно в полупустынной и пустынной зонах при близком залегании грунтовых вод. Характерно преобладание восходящих потоков влаги в почве за счёт их подтока по капиллярам из грунтовых вод. При высокой минерализации грунтовых вод в почву поступают легкорастворимые соли, и почва засоляется.

Ирригационный тип создаётся при дополнительном увлажнении почвы оросительными водами. При орошении в разные периоды проявляются разные типы водного режима. В период полива формируется промывной тип водного режима, сменяющийся затем непромывным и выпотным, вследствие чего в почве периодически создаются восходящие и нисходящие потоки воды.

Сопоставляя годовые суммы осадков и годовые величины испаряемости, Г.Н. Высоцкий дал приближенные значения коэффициента увлажнения для лесной зоны - 1,33, лесостепной- 1,0, степной черноземной -0,67, зоны сухих степей - 0,33.

Регулирование водного режима. Изменяя приходные и расходные статьи водного баланса можно существенно влиять на общие и полезные запасы влаги и этим способствовать получению устойчивой продуктивности растений. Регулирование водного режима осуществляется таким образом, чтобы отношение прихода и расхода влаги приближалось к единице. Это осуществляется орошением территорий в засушливых районов, осушением в переувлажненных. Уменьшение расхода влаги достигается рыхлением, боронованием, культивацией, вспашкой, мульчированием. Увеличение расхода влаги - подбором влаголюбивых растений, прикатыванием, уничтожением дернины, оставлением паши; в гребнях, грядовой вспашкой, посадкой массивных лесных насаждений, высокой транспирацией и т. д

Улучшению водного режима слабодренированных территорий зоны достаточного и избыточного увлажнения достигается путём планировки поверхности почвы и нивелировки микро - и мезопонижений, в которых весной и летом после дождей наблюдается длительный застой воды.

На почвах с временным избыточным увлажнением для удаления избытка влаги целесообразно с осени делать гребни. Высокие гребни увеличивают физическое испарение, а по бороздам происходит поверхностный сток воды за пределы участка. Почвы болотного типа, а также минеральные заболоченные, нуждаются в осушении (закрытый или открытый дренаж).

Во влажной зоне с большим количеством осадков осушение чередуется с орошением, т.е. летом, когда проявляется недостаток влаги по дренажным трубам, по которым отводился избыток влаги, подаётся вода, или применяют дождевание.

В зоне неустойчивого увлажнения и засушливых районах регулирование водного режима направлено на максимальное накопление влаги, используя такие приёмы, как снегозадержание, задержание талых вод, для чего используют стерню, кулисные посевы, валы из снега, а также специальные агротехнические мероприятия.

Особенности водных свойств лесных почв и лесных подстилок. Важнейшие величины, характеризующие физические и водные свойства лесной почвы закономерно изменяются по профилю почвы: порозность достигает наибольшей величины в лесной подстилке и уменьшается вниз по почвенному профилю, достигая минимума в нижней части иллювиального горизонта.

Сверху вниз уменьшаются и наименьшая влагоемкость и водовместимость, тесно связанные с порозностью. Максимальная гигроскопичность и влажность завядания изменяются иначе: от горизонта А₁ к горизонту А₂ они уменьшаются, достигая в последнем минимальной величины, а далее книзу возрастают. Распределение этих показателей связано с содержанием илистой и коллоидной фракции по горизонтам, которые по преимуществу и связывают влагу. Наименьшее количество минеральных коллоидов содержится в горизонтах А₁ и А₂. Книзу содержание минеральных коллоидов возрастает. Органических коллоидов значительно больше содержится в горизонте А₁,чем в А₂. Закономерное изменение водных свойств, описанное выше, относилось главным образом ко всему профилю в целом и к минеральным его горизонтам.

Лесная подстилка, сильно отличается по физическим и водным свойствам от минеральных горизонтов, исходя из её состава и строения. Удельный вес лесной подстилки колеблется от 1,5 до 1,8, объемный вес варьирует от 0,4 до 0,2 г/см³ (иногда повышается до 0,3 г/см³). Лесные подстилки снижают испарение в 3-7 раз по сравнению с луговой растительностью или открытой местностью, и могут удержать воды в 5-7 раз больше, чем их масса. Полная влагоемкость подстилок, по исследованиям А.П. Малянова, в разных типах леса колеблется в пределах 500-700% от веса подстилки, или 28-64% от ее объема. В абсолютных величинах при полном насыщении влагой подстилки могут удерживать от 10 до 20 мм воды, а иногда и более. Наименьшая влагоемкость подстилок, в 1,5—2 раза меньше полной.

Водопроницаемость лесных подстилок чрезвычайно велика и измеряется сотнями миллиметров водного слоя в минуту. Обладая высокой фильтрацией, они препятствуют образованию поверхностного стока, способствуют формированию нисходящего тока воды и пополнению запасов почвенной влаги. Кроме того, подстилки защищают структурные комочки от разрушения, обеспечивают сохранение высокой водопроницаемости нижележащих минеральных горизонтов, предохраняя тем самым почву от водной эрозии.

Влияние древесных насаждений на водный режим местности.

Древесная растительность оказывает весьма существенное влияние на водные свойства почв и на их водный режим, так как является наиболее мощным испарителем влаги, используя её на фотосинтез и транспирацию.

Влияние леса на водный режим почв, местности и крупных территорий может быть непосредственное - функциональное и косвенное, и естественным следствием этого, является возможность соответствующего распределения древесных насаждений (массивных насаждений и лесных полос различной конструкции) и ведения хозяйства в них управлять им.

1. Древесные насаждения испаряют влаги больше, чем любые угодья, занятые нелесными типами растений. Десукция древесных пород наибольшая, поэтому лес сушит почвы и понижает уровень грунтовых вод, т.е. лес выступает как водорегулирующий фактор.

2. Возвращение влаги в атмосферу достигает наибольшей величины на площадях, покрытых лесом, так как задерживая на кронах влагу, он быстро возвращают ее в атмосферу, оказывая увлажняющее влияние на окружающее пространство, способствуя переносу влаги в более засушливые районы страны (трансгрессивное влияние).

3. Леса способствуют влагозарядке почвы: в зимнее время накапливают больше снега (особенно в лиственных насаждениях, меньше в сосновых и меньше всего в еловых); уменьшают глубину промерзания почвы; оттаивание почвы начинается раньше, но продолжительности снеготаяния больше, а соответственно, снижается интенсивность снеготаяния; благодаря высокой фильтрации лесной подстилки в лесах практически отсутствует поверхностный сток, который переводится в нисходящий поток воды под лесом; они в 5-10 раз меньше испаряют воды с поверхности почвы по сравнению с лугом.

4. Водопроницаемость почв под лесом больше, чем под любым другим угодьем. Этот факт, в сочетании с меньшей промерзаемостью обусловливает наилучшее поглощение влаги почвой под лесом. Полезная транспирационная часть расхода влаги в лесу значительно больше, чем на других видах угодий, так как лес представляет собой многоярусные растительные сообщества (основной полог, второй ярус древесных пород, подрост и подлесок, живой напочвенный травянисто - кустарничково-моховой покров с защитой поверхности почв лесной подстилкой).

5. Лес в наибольшей степени способен превращать поверхностный сток в почвенный и грунтовый, обеспечивая тем самым, уменьшение скорости поверхностного стока, как весеннего снегового так и летнего ливневого, и увеличение общей продолжительности всех видов стока на лесных площадях.

6. Наличие лесных массивов в бассейне реки увеличивает продолжительность периода речного паводка и уменьшает его интенсивность.

7. Почвозащитное действие леса состоит в том, что при малой величине поверхностного стока и наличия лесной подстилки смыв почвы с облесенных площадей значительно меньше, чем с площадей, занятых любой другой растительностью, а уменьшение смыва почвы обеспечивает сохранность рек и водохранилищ от заиления.

Общее влияние массивных лесов сказывается на увеличении интенсивности влагооборота, что позволяет оказывать влияние на водорегулирующую, водоохранную, и почвозащитную роль леса.

Увеличение почвенного влагооборота особенно резко выражено в лиственных лесных насаждениях лесостепной и степной зоны, в которых, с одной стороны, задержка зимних осадков кронами близка к нулю, а с другой стороны, наблюдается полная сохранность влаги, выпадающей в виде снега, в то время как на прилегающих полях более или менее значительная часть последнего сносится ветрами. В лесной зоне, особенно в области распространения темнохвойных лесов, увеличение почвенного влагооборота выражено менее резко, так как здесь и зимние осадки в значительных размерах задерживаются кронами. В то же время снос снега с безлесных участков при более или менее значительной облесенности местности выражен слабо.

Лесные полосы, включая общие свойства массивных лесов, выполняют специфическую роль.

Узкие лесные полосы создаются обычно среди более или менее обширных безлесных пространств, чаще всего среди полей, и располагаются на расстоянии 300-1000 м друг от друга при ширине полосы от 10 до 30-60 м.

Лесные полосы плотной конструкции, перехватывая поверхностный сток, переводят его во внутрипочвенный, образуя "потускул" (кормитель).) То же самое происходит при накоплении и таянии снега по опушкам лесных полос. В результате под лесной полосой и на её опушке образуется вертикальный поток влаги, питающий грунтовые воды.

Существенная особенность водного режима таких полос - значительное накопление в них снега в зимнее время. Накопление происходит вследствие сноса снега с соседних полей ветром. Если лесных полос нет, большая часть снега сносится в овраги, балки и содержащаяся в нем влага пропадает без пользы для окрестных полей.

При наличии полос перенос снега делается менее энергичным, так как полосы уменьшают скорость ветра; та часть снега, которая все-таки переносится, задерживается полосами, образуя в них сугробы. Во время снеготаяния поля между полосами вследствие лучшей сохранности снега получают больше влаги, чем поля, на которых полос нет. Под лесными полосами за счет снега, скопившегося в сугробах, происходит особенно глубокое промачивание почвы, которое через несколько лет после закладки полосы нередко достигает уровня грунтовых вод и, следовательно, способствует их питанию.

Лесные полосы создают обычно в лесостепных и степных областях с водным режимом почв непромывного типа и с глубоко (от десяти и более метров) залегающими грунтовыми водами. В естественных условиях питание этих вод происходит за счет просачивания снеговых и дождевых вод под небольшими углублениями, всегда имеющимися на полях: под плоскими вершинами балок, под степными блюдцами и т. д. В углубления всегда поступает некоторый избыток влаги за счет навевания в них снега, а также стекания талой и дождевой воды. Поэтому под такими углублениями почвенно-грунтовая толща промачивается насквозь, т.е. под ними устанавливается водный режим почвы промывного или периодически-промывного типа. Г.Н. Высоцкий такие места сквозного промачивания, через которые происходит питание грунтовых вод в степных областях, назвал «кормителями», или потускулами. При наличии лесных полос потускулы образуются под полосами за счет таяния сугробов. Аналогичная картина наблюдается и на опушках крупных лесных массивов. Если лесные полосы расположены слишком густо, сугробы, а следовательно, и искусственные потускулы не образуются: в таких случаях достигается лишь более или менее равномерное задержание снега на полях.

Лесные полосы ажурной и продуваемой конструкции при сдувании снега ветром не задерживают его под пологом, но зато распределяют более равномерно по всему полю, способствуя более глубокому промачиванию почв. Необходимо отметить, что на безлесных пространствах нередко с полей сдувается до 70 % снега в балки, овраги, ложбины. Это вызывает образование поверхностного стока.

Снегонакопление в ажурной полосе оказывается значительно меньшим, чем в плотной, зато на межполосном пространстве снег ложится более толстым и равномерным слоем. Ажурные и продуваемые полосы имеют существенные преимущества перед непродуваемыми. Концентрация снега в непродуваемых полосах хорошо обеспечивает влагой их самих и создает условия для питания грунтовых вод. Но накопление снежных сугробов около непродуваемых полос может вызвать размыв почвы вдоль полосы, если она направлена вдоль склона. Кроме того, сугроб вдоль полосы тает медленно и влажность почвы здесь не позволяет приступить к обработке, в то время как все остальное поле уже начинает терять влагу за счет испарения. Поэтому размещение на полях узких ажурных и продуваемых полос гораздо целесообразнее.

Лесные полосы способствуют не только задержанию и накоплению снега, но и задержанию талых и ливневых вод, стекающих с соседних полевых участков. Объясняется это тем, что почва под полосой обладает всегда большой водопроницаемостью, как и любая почва под лесом. Кроме того, под защитой мощного сугроба она не промерзает и, следовательно, способна поглощать влагу гораздо быстрее и в большем количестве, чем почва под пашней. Весной во время снеготаяния и летом во время выпадения ливней часть воды на полях не успевает впитаться в почву и стекает по склону. Если поперек склона имеется лесная полоса, влага, дойдя до нее, впитывается в почву.

Полоса действует, таким образом, как губка, обрывая поверхностный сток. Особенно большое значение такой обрыв поверхностного стока имеет на краях оврагов, так как благодаря этому предотвращается размыв и смыв склонов. Однако необходимо иметь в виду, что приовражные полосы свое противоэрозионное и почвозащитное действие в полной мере могут осуществлять лишь в том случае, если они входят в систему полос, расположенных выше по склону, которые предотвращают возникновение поверхностного стока. Приовражные полосы целесообразно делать многорядными и широкими.

Лесные полосы существенно влияют на климат межполосных пространств. Они уменьшают скорость ветра в приземном слое воздуха. Это особенно важно в отношении суховеев, которые оказывают губительное влияние на урожай сельскохозяйственных культур. Понижение скорости ветра предотвращает развеивание почв и, в частности, возникновение черных бурь, которые могут привести к гибели посевов на десятках и сотнях тысяч гектаров. Ветрозащитное действие лесных полос простирается на расстояние, равное 20-30-кратной высоте полосы.

Далее, испаряя влагу, находящуюся в нижних слоях почвенно-грунтовой толщи, лесные полосы повышают влажность воздуха в межполосных пространствах, что также действует благотворно на произрастающие на этих пространствах сельскохозяйственные растения. Повышение влажности воздуха приводит к уменьшению испарения влаги из почвы, т. е. уменьшению бесполезного расхода влаги из почвы.

Создание лесных полос, называемых полезащитными лесными полосами, было предложено еще В. В. Докучаевым как одна из главных мер регулирования водного режима и борьбы с засухами на юге, но признано одним из важнейших мероприятий по борьбе с засухами и эрозией почв.

Вопросы 49-53

Лекция 15. Почвенные коллоиды и почвенные растворы.

1. Виды почвенных коллоидов и их строение. Процессы коагуляции и пептизации. Роль коллоидов в почвообразовании. Почвенные растворы.

2. Почвенный поглощающий комплекс (ППК), его значение в формировании плодородия почв и их устойчивости к техногенным загрязнителям окружающей среды.

3. Виды поглотительной способности почв и их значение в формировании почвенного плодородия. Эколого-мелиоративное значение поглотительной способности почв.

4. Реакция почв и почвенных растворов. Буферность почвы.

5. Химические свойства почв. Химический состав почв и почвенных растворов.

6. Окислительно-восстановительный режим почв.

Почва - сложная многофазная и полидисперсная система. Она состоит из частиц разного диаметра. Грубые дисперсии с диаметром частиц более 0,02 мм образуют в почвенных и грунтовых водах суспензии, более тонкие дисперсии с размером частиц 0,02….0,0001 мм – почвенные коллоиды, и дисперсии на уровне молекулярного раздробления с диаметром частиц менее 0,0001 мм – молекулярные или истинные растворы. Ряд важнейших процессов, связанных с поглотительной способностью почв, происходит только в дисперсных системах коллоидного раздробления, обладающих большой свободной поверхностной энергией и электрокинетическими свойствами.

Коллоидами называются минеральные, органические и органо-минеральные частицы и молекулы размером менее 0,0001 мм. Почвенные коллоиды благодаря своим малым размерам имеют большую общую поверхность и свободную поверхностную энергию, которая обуславливает такие свойства коллоидов: высокая адсорбционная способность; стремление к агрегатации частиц; сильно выраженные каталитические свойства и так далее.

Почвенные коллоиды образуются в процессе выветривания и почвообразования, в результате дробления крупных частиц, путём поликонденсации в процессах почвообразования и образования гумуса, а также при химических реакциях между продуктами выветривания и почвообразования. Количество коллоидов в различных типах почв колеблется от 1-2 до 30-40 %.

Характерной особенностью почвенных коллоидов является наличие большой суммарной и удельной поверхности. Например, если 1 см³ твёрдого тела раздробить, то будем иметь следующее: при делении 1 см³ вещества таким образом, что каждое ребро нового кубика равно 1 мм, количество кубов будет 10³, суммарная поверхность – 60 см², поверхность на единицу объёма – 60, при ребре кубика 0,01 мм число кубов будет уже 10⁹, суммарная поверхность – 6000 см², поверхность на единицу объёма – 6х10³, при длине сторон куба 0,1х10⁶ нм число кубов будет 10²¹, суммарная поверхность всех кубиков – 6000 м² или 0,6 га (для среднесуглинистых почв при содержании частиц диаметром 0,0001 мм 4% от массы суммарная поверхность на 1г почвы равна 194 м²). От размеров удельной активности зависит величина поверхностной энергии, с которой связаны явления сорбции паров воды, газов и молекул других веществ, а также тепловой эффект, т.е. выделение тепла при их смачивании (теплота смачивания).

Коллоидные растворы представляют собой двухфазные дисперсные системы, в которых одна фаза состоит из отдельных весьма мелких частиц (дисперсная фаза), распределённых в другой фазе – дисперсионной среде (почвенный раствор). Эта неоднородность (гетерогенность) присуща коллоидному состоянию вещества. Она устойчива, характеризуется поверхностью раздела между частицами дисперсной фазы и дисперсионной среды.

Поверхность единицы объёма дисперсной фазы называется удельной поверхностью дисперсной системы. Чем мельче частицы дисперсной фазы, тем больше удельная поверхность. Удельная поверхность является одним из параметров, определяющих химическую активность почв.

Явления, происходящие на поверхности раздела фаз, называются поверхностными (концентрация энергии, адсорбция, смачивание). Коллоидные системы обладают большим запасом или избытком свободной энергии, сконцентрированным на поверхности частиц дисперсной фазы. Избыточная энергия молекул поверхностного слоя называется свободной поверхностной энергией. Удельная поверхность у коллоидных систем, предельно максимальна, при дальнейшем дроблении, если это возможно поверхность исчезает и образуется гомогенная молекулярная система – молекулярный или истинный раствор.

Коллоидные системы, в частности растворы почвенных коллоидов (золи), обладают достаточной агрегативной устойчивостью. Чем выше заряд коллоидной частицы и чем толще гидратная оболочка, тем агрегативно устойчивее коллоидный раствор. Силой, заставляющей коллоидные частицы соединяться в агрегаты, является свободная поверхностная энергия. Наличие значительной поверхностной энергии у коллоидов частиц связано с их размерами (высокой дисперсностью), обусловливающими большую общую и удельную поверхности.

По своему составу коллоиды почвы подразделяются на три группы: минеральные, органические и органо-минеральные.

К минеральным коллоидам относятся: вторичные глинистые минералы (гидрослюды, монтмориллонит, каолинит), коллоидные формы кремнезёма, слюды и гидраты окиси железа.

Органические коллоиды представлены преимущественно веществами гумусовой и белковой природы, а также в почвах могут быть полисахариды, и другие соединения, находящиеся в коллоидно-дисперсном состоянии.

Органо-минеральные коллоиды представлены комплексными соединениями гумусовых веществ с глинистыми (вторичными) минералами и осаждёнными формами полутораоксидов.

Содержание коллоидов в почве зависит от механического состава и содержания гумуса.

Свойства коллоидов. Коллоиды могут находиться в двух состояниях: в форме коллоидного раствора – золя и коллоидного осадка – геля.

Если твёрдые коллоидные частицы почвы распределены в большом объёме воды и отделены друг от друга, коллоиды находятся в состоянии золя. Подобное раздельное состояние коллоидов на дисперсную фазу и дисперсионную среду объясняется наличием электрического заряда и водной оболочки у коллоидов. Одноимённый электрический заряд, которым обладают коллоиды, способствует отталкиванию коллоидных частиц, а наличие водной оболочки мешает им слипаться при столкновении. Следовательно, все коллоиды, в том числе и почвенные, находятся в состоянии золя, имеют заряд, который у одних коллоидов устойчивый, у других переменный.

Коллоиды, диссоциирующие по типу кислот, имеют отрицательный заряд, называются ацидоидами (кремневая кислота, гумусовые кислоты, глинистые минералы). Коллоиды, диссоциирующие по типу оснований, заряжаются положительно, называются базоидами (гидрооксиды железа и алюминия). Коллоиды, диссоциирующие по типу кислот, или по типу оснований в зависимости от реакции среды, имеют заряд с переменным знаком и называются амфолитоиды (гидрооксиды алюминия и железа, протеиновые вещества гумуса). При рН 7,0; 7,1 и 8,1 они диссоциируют по типу оснований (базоиды), при рН выше 8,1 – по типу кислот (ацидоиды).

Значение рН, при которой коллоид (амфолитоид) диссоциирует в интерамицеллярный раствор одинаковое количество анионов и катионов и становится нейтральным, называется изоэлетрической точкой

Большая часть коллоидов относятся к ацидоидам, типичных базоидов в почве нет.

Коллоиды в почве находятся либо в состоянии коллоидного раствора – золя, либо коллоидного осадка – геля.

Процесс соединения (слипания) коллоидных частиц называется коагуляцией. Минимальная концентрация электролита, при которой наступает коагуляция, называется порогом коагуляции. Переход коллоидов из состояния золя в состояние геля происходит по следующим причинам: под воздействием ионов электролита, заряд которых противоположен по знаку заряду потенциалопределяющих ионов коллоида (электролитная коагуляция); при взаимодействии противоположно заряженных коллоидов (взаимная коагуляция); при высушивании и промерзании почвы, обезвоживании спиртом, при «старении» коллоидов (самопроизвольная потеря воды со временем) и др.

Электролитная коагуляция коллоидов в почвах наиболее распространена. Поскольку среди почвенных коллоидов значительно преобладают ацидоиды (глины, гумус, кремнекислота), то коагуляцию почвенных коллоидов вызывает катионная часть электролита (положительный заряд катионов электролита нейтрализует отрицательный заряд анионов потенциалопределяющего слоя почвенных коллоидов).

Разные катионы обладают неодинаковой коагулирующей способностью, которая связана с валентностью и массой иона: чем выше валентность, или больше масса катиона при одной и той же валентности, тем сильнее его коагулирующее действие. Катионы кальция и железа обусловливает коагуляцию почвенных коллоидов и оструктуривание почв, катионы натрия и калия, способствуют пептизации коллоидов глины и гумуса, разрушению почвенной структуры. Поэтому коллоиды, насыщенные одновалентными катионами, обычно находятся в состоянии золя.

Необходимо отметить, что все катионы вызывают коагуляцию почвенных коллоидов ацидоидов, но величина порога коагуляции у разных катионов различна. Количество катионов кальция, находящихся в диффузном слое почвенных коллоидов, достаточно для коагуляции, а катионов натрия - нет. Коагуляция коллоидов под влиянием катионов натрия происходит в тех почвах, где его концентрация выше порога коагуляции (количество солей натрия в почвенном растворе должно быть около 1 % и более массы почвы).

Взаимная коагуляция разноименно заряженных почвенных коллоидов при таком соотношении коллоидов, когда количество положительных и отрицательных зарядов одинаково, т. е. их алгебраическая сумма равна нулю (обычно так взаимодействуют ацидоиды гумуса и глины с базоидами гидроксидов железа и алюминия). В противном случае коагуляции не будет или возможна лишь частичная коагуляция.

Соотношение ацидоидов и базоидов, при котором наступает взаимная коагуляция, называется зоной коагуляции.

Количество и состав почвенных коллоидов, их состояние (золь, гель) определяют важнейшие физические, физико-химические свойства почвы и почвенные режимы и процессы. Они относятся к илистой фракции почвы и определяют её гранулометрический состав, а следовательно, плотность, вязкость, влагоемкость и теплоемкость, набухаемость и т.д.

Коллоиды находятся в почве в свободном состоянии и в виде пленок вокруг более крупных частиц (песчинки, пылеватые отдельности). В процессе коагуляции они склеиваются сами и являются цементом для более крупных частиц, образуя почвенные агрегаты и водопрочную структуру. Образование водопрочной структуры происходят под воздействием катионов кальция и железа, входящих в диффузный слой коллоидов.

При вхождении в диффузный слой коллоидов катионов натрия и калия почвенные коллоиды пептизируются и структура разрушается, проявляются такие неблагоприятные свойства почвы, как липкость, вязкость, сильная набухаемость во влажном состоянии, плотность в сухом, усадка.

По отношению к воде коллоиды делятся на гидрофильные и гидрофобные.

Гидрофильные коллоиды, к которым относятся органические коллоиды (гумусовые кислоты, белки), способные гидратироваться, удерживать многослойные плёнки воды. Для гидрофильных коллоидов процесс коагуляции может быть обратим, т.е. возможен переход коллоидов из состояния геля (осадка) в состояние раствора (золь). Этот переход называется пептизацией.

Пептизация способствует разрушению структуры, коллоиды распыляются и мигрируют по почвенному профилю, верхние горизонты почв обедняются ими, что отрицательно сказывается на почвенных свойствах и режимах.

Гидрофобные коллоиды (гидроокись железа, минералы группы каолинита) гидратируются слабо. Процесс коагуляции для гидрофобных коллоидов необратим.

Коллоиды, которые после коагуляции могут пептизироваться вновь, называются обратимыми, а коагуляцию – обратимой. Коллоиды, которые не могут переходить из геля в золь, называют необратимыми.

Строение коллоидной частицы. Основу коллоидной частицы, или коллоидной мицеллы, составляет ядро, которое представляет собой сложное соединение аморфного или кристаллического строения различного механического состава.

На поверхности ядра расположен прочно удерживаемый слой ионов, несущий заряд – слой потенциалопределяющих ионов. – Этот слой определяет заряд коллоидной частицы – отрицательно заряженный слой.

Ядро мицеллы в месте со слоем потенциалопределяющих ионов называется гранулой. Между гранулой и раствором, окружающим коллоид, возникает термодинамический потенциал, под влиянием которого из раствора притягиваются ионы противоположного знака (компенсирующие ионы) – и образуют слой компенсирующих ионов. Вокруг ядра коллоидной мицеллы образуется двойной электрический слой, состоящий из слоя потенциал определяющих и слоя компенсирующих ионов.

Компенсирующие ионы, в свою очередь, располагаются вокруг гранулы двумя слоями. Один – неподвижный слой, прочно удерживаемый элекростатистическими силами потенциалопределяющих ионов (слой Гельмгольца). Гранула вместе с неподвижным слоем компенсирующих ионов называется коллоидной частицей. Между коллоидной частицей и окружающим раствором возникает электрокинетический потенциал (дзета-потенциал) под влиянием которого находится второй (диффузный) слой компенсирующих ионов, обладающих способностью к эквивалентному обмену на ионы того же знака заряда из окружающего раствора.

Коллоидная частица имеет заряд, коллоидная мицелла электронейтральна.

Образование слоёв коллоидной мицеллы и возникновение заряда у коллоидной частицы может происходить двумя путями:

- в результате частичной диссоциации молекул на поверхности ядра;

- поглощение ионов из окружающей среды.

Мицелла гуминовой кислоты образуется первым путём, т. е. на поверхности ядра, представленного гуминовой кислотой, располагается слой молекул, которые способны к диссоциации на ионы.

Отдиссоциированные ионы создают двойной электрический слой. Ионы близкие по своим свойствам к ядру, удерживаются около него, формируя неподвижный потенциалопределяющий слой, с отрицательным зарядом, а противоионы располагаются за потенциалопределяющим слоем, создавая слой компенсирующих ионов – неподвижный и диффузный.

Образование коллоидной мицеллы минерального происхождения с кристаллическим строением ядра происходит вторым путём – поглощением ионов из окружающей среды.

Ядро мицеллы минерального коллоида состоит из вторичного минерала группы алюмосиликатов. В алюмосиликате, составляющем ядро, катионы, преимущественно железа и алюминия, расположенные на гранях и в углу кристаллической решётки минерала, обладают свободными валентностями и положительным зарядом. Благодаря этому они способны притягивать ионы из окружающего раствора.

Легче всего на поверхности ядра удерживаются те ионы, которые с катионами кристаллической решётки дают трудно растворимые соединения. Это ионы гидроксила ОН^-, фосфорной кислоты РО₄^3-, кремневой кислоты SiO₃^2-. В результате присоединения этих ионов вокруг ядра образуется плотный слой. Ионы этого слоя имеют часть свободных валентностей, но заряд их противоположен заряду ядра, т. е. он отрицательный. Таким образом формируется потенциалопределяющий слой. Заряд этого слоя определяет заряд частицы. Для понижения заряда ионы потенциалопределяющего слоя притягивают катионы. Создаётся второй слой вокруг ядра – компенсирующих ионов. Большая часть их находится в неподвижном состоянии, плотно окружая потенциалопределяющий слой, часть создаёт диффузный слой.

Свободная поверхностная энергия коллоидов, двойной электрический слой мицелл определяют поглотительную способность почв, их буферность и физико-химические свойства. Поглощая и задерживая ионы и целые молекулы, коллоиды влияют также на питательный режим и уровень почвенного плодородия.

Почвенный раствор представляет собой жидкую фазу почвы, включающую почвенную воду, которая содержит растворённые соли, органо-минеральные и органические соединения, газы и тончайшие коллоидные золи. Наиболее существенным источником почвенных растворов являются атмосферные осадки. Грунтовые воды также могут участвовать в их формировании, но доля их участия зависит от типа водного режима.

Атмосферные осадки, поверхностные воды, росы, грунтовые воды, попадая в почву и переходя в категорию жидкой её фазы, изменяют свой состав при взаимодействии с твёрдой и газообразной фазами почвы, корневыми системами растений и живыми организмами. Образующийся почвенный раствор, в свою очередь, играет огромную роль в динамике почв, питании микроорганизмов и растений, принимает активное участие в преобразовании минеральных и органических соединений в почве, в их передвижении по профилю.

Почвенный раствор включает все формы капиллярной воды (рыхлосвязанную и относительно прочносвязанную) и не входят в его состав гигроскопическая и частично максимально гигроскопическая, представляющая собой нерастворяющий объём почвы, а также быстро фильтрующиеся гравитационные воды.

Формирование состава почвенных растворов – сложный процесс, который регулируется абиотическими, биотическими факторами и компонентами почвы, и экосистемы в целом.

Состав почвенных растворов зависит от количества и качества атмосферных осадков, от состава твёрдой фазы почвы, от количества и качественного состава живого и мёртвого растительного материала. От жизнедеятельности мезофауны и микроорганизмов, а также от жизнедеятельности высших растений (изъятие ионов корнями и поступление с корневыми выделениями веществ).

Минеральные, органические и органо-минеральные вещества, входящие в состав жидкой фазы почвы имеют форму истинно растворённых или коллоидно-растворимых соединений.

Коллоидно-растворимые вещества представлены золями кремнекислоты, полутораоксидами железа и алюминия, органическими и органоминеральными соединениями.

К важнейшим катионам и анионам почвенного раствора относятся: Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, K⁺, NH₄⁺, H⁺, Al³⁺, Fe³⁺, Fe²⁺, HCO₃^-, CO₃^2-, NO₃^-, NO₂^-, Cl^-, SO₄^2-, H₂PO₄^-, HPO₄^2-.

Железо, алюминий и многие микроэлементы (Cu, Ni, V, Cr и др.) находятся в виде комплексных органо-минеральных соединений, где органическая часть представлена гумусовыми и низкомолекулярными органическими кислотами, полифенолами и другими органическими веществами.

Наличие в почвенном растворе свободных кислот и оснований, кислых и основных солей создают актуальную кислотность почвенного раствора.

Реакция почвенного раствора определяется активностью свободных (Н⁺) и гидроксильных (ОН^-) ионов и измеряется рН, отрицательным логарифмом активности водородных ионов. рН почвенного раствора в разных почвах колеблется от 2,5 (кислые сульфатные почвы) до 8-9 и выше (карбонатные почвы), достигая максимума в щелочных солонцах и содовых солончаках (10-11).

Содержание органического углерода в почвенном растворе зависит от типа почв, с глубиной количество его уменьшается. Вместе с органическим веществом мигрирует железо в очень широком диапазоне рН.

В степных почвах (чернозёмах, солонцах и других) концентрация почвенных растворов выше, чем в подзолистых и болотных, что связано с более высокой биологической активностью этих почв. Увеличивается содержание гидрокарбонатного иона, реакция становится нейтральной или слабо щёлочной. С высокозольным опадом травянистых степных растений поступают катионы и анионы Са²⁺, Mg²⁺, Cl^-, SO₄^2-. В солодях и солонцах возрастает ион Na⁺ и СО₃^2-. Для большинства почв характерен гидрокарбонатнокальциевый состав, в засолённых почвах преобладают хлориды и сульфаты магния и натрия.

Динамика концентрации почвенного раствора зависит от колебаний температуры, влажности, от деятельности микрофлоры и микрофауны почвы, метаболизма высших растений и процессов разложения органического вещества. Таяние снега, дождевые воды разбавляют почвенные растворы. Засуха увеличивает испарение, повышается концентрация почвенного раствора. Биологический фактор в тёплый период играет значительную роль в динамике почвенного раствора.

В засолённых почвах своеобразна динамика почвенного раствора. В засушливый период накапливаются легкорастворимые соли MgCl₂, Na₂SO₄, MgSO₄, а также СаСО₃, СаSО₄ – эта фаза сезонного цикла названа фазой соленакопления.

В период осенне-зимних дождей идёт растворение части солей и разбавление почвенного раствора – наступает фаза разбавления почвенных растворов. Под влиянием атмосферных осадков почвенный раствор перемещается вниз, при этом он сильно разбавляется в верхних горизонтах, а нижние горизонты почв и грунтовые воды приобретают повышенную минерализацию. Эта третья фаза солевого режима называется фазой выщелачивания и опреснения почвенного профиля.

Почвенные растворы служат непосредственным источником питания растений и оказывают значительное влияние на их продуктивность.

Жидкая и газообразная фазы почвы очень подвижны и изменчивы, твёрдая фаза более инертна. Однако, некоторая доля твёрдой фазы способна принимать участие во многих быстро протекающих процессах, благодаря большой удельной поверхности, зависящей от размера частиц. Эту долю твёрдой фазы называют почвенным поглощающим комплексом.

Почвенный поглощающий комплекс (ППК) – это совокупность минеральных, органических и органоминеральных соединений высокой степени дисперсности, нерастворимых в воде и способных поглощать и обменивать поглощённые ионы, молекулы, различные вещества и соединения. Основную часть почвенного поглощающего комплекса составляют коллоиды.

Свободная поверхностная энергия определяет такие важнейшие свойства почвенных коллоидов, как адсорбция (поглощение поверхностью) и каталитическое действие (ускорение химических реакций). На почвенные коллоиды приходится основная доля поглотительной способности почвы, но заметная роль в поглощении принадлежит и предколлоидной фракции (частицы от 0,2 до 1 мкм). Размерность в 1 мкм является границей, разделяющей почвенные частицы с ярко выраженной (менее 1 мкм) и слабовыраженной (более 1 мкм) поглотительной способностью.

Процессы поглощения, протекающие в почвах, объединяют разнообразные явления сорбционной природы так и не связанные с сорбцией.

Поглотительной способностью почвы называется способность твёрдой фазы почвы поглощать из почвенных суспензий и растворов и обменивать с ними растворённые и коллоидально-распылённые частицы минерального и органического вещества, живые микроорганизмы, пары, газы.

К.К. Гедройц выделил пять видов поглотительной способности: механическую, физическую, физико-химическую или обменную, химическую и биологическую.

Механическая поглотительная способность – это свойство почвы, как всякого пористого тела, задерживать в своей толще твёрдые частицы, крупнее, чем система пор.

При механическом поглощении задерживаются не только частицы, величина которых больше диаметра пор, но и меньшего размера, если они попадают в замкнутые или искривлённые поры. Так происходит поглощение мелких твёрдых частичек – остатков органических веществ, водорослей, плазм бактерий, частиц фосфоритной муки и суперфосфата. Подобного рода суспензии могут поступать в почву из вне или образовываться в самой почве при увлажнении.

Механическая поглотительная способность зависит от механического состава и сложения почв. Почвы тяжёлые – глинистые и суглинистые обладают большой пористостью, имеют лучшую способность к поглощению, чем почвы песчаные и хрящеватые.

Механическое поглощение имеет большое положительное значение, благодаря ему почва способна удерживать ценные элементы без выноса в глубокие горизонты, в том числе коллоидные частицы и микроорганизмы.

В последние десятилетия механическое поглощение начинают увязывать с сорбционными процессами, а именно с внутридиффузионными процессами в почвах, например: диффузия крупных молекул органических и органо-минеральных соединений в поровые пространства почвенных частиц, межпакетные слои глинистых минералов и слюд и последующим механическим удерживанием молекул. Поскольку данные процессы приводят к перераспределению растворённого вещества между фазами системы, они могут быть отнесены к сорбции.

Физическая поглотительная способность - способность почвы увеличивать концентрацию молекул различных веществ у поверхности тонкодисперсных частиц, т. е. происходит изменение концентрации молекул растворённого вещества на поверхности частиц.

Сущность этого вида поглощения заключается в том, что коллоидная часть почвы способна поглощать из раствора целые молекулы газов, воды и растворённых в ней соединений. Поглощение целых молекул связано с притяжением и концентрацией их вокруг твёрдой почвенной частицы. Это явление происходит на границе раздела дисперсной фазы и дисперсионной среды и объясняется избыточной энергией молекул поверхностного слоя дисперсной фазы. Сила притяжения молекул дисперсной фазы очень велика и может достигать 1000 атмосфер и более.

При физическом поглощении молекулы газов, воды и электролитов не вступают в химические реакции с коллоидами, а происходит чисто физическое поглощение. Этот вид поглощения ещё называют молекулярной адсорбцией (например, молекулы парообразной воды скапливаются и облегают сплошным слоем твёрдые почвенные частицы, также поглощаются и молекулы органического вещества).

Благодаря молекулярной адсорбции в почве задерживается аммиак, образующийся при биохимических процессах или искусственно внесённый. Молекулярная адсорбция подразделяется на два вида: положительную и отрицательную.

Если молекулы вещества притягиваются коллоидными частицами из раствора, концентрируясь у самой поверхности, происходит положительная адсорбция. Если же молекулы не поглощаются или плохо поглощаются, происходит отрицательная адсорбция. Плохо адсорбируются хлориды и нитраты. Эти свойства следует учитывать при внесении удобрений

Физическая поглотительная способность имеет большое экологическое значение, так как положительно сорбирует не только молекулы воды, но и молекулы газов, органических соединений, в том числе пестицидов, способствуя их закреплению и дальнейшему разложению. Физическое поглощение этих веществ играет важную роль в стабилизации свойств почвы, выполнением ею санитарно-защитных функций.

Физико-химическая поглотительная способность или обменная – способность (свойство) почвы обменивать некоторую часть катионов, содержащихся в твёрдой фазе почвы (катионы диффузного слоя коллоидных частиц) на эквивалентное количество катионов почвенного раствора.

Таким образом, под физико-химическим поглощением К. К. Гедройц понимал ионообменную сорбцию, т. е. обмен катионов в почвах, для которого характерна эквивалентность и полная обратимость. Подобный обмен может осуществляться и между анионами.

Коллоидные частицы почвы имеют в основном отрицательный заряд, нейтрализуемый катионами компенсирующего слоя (неподвижных компенсирующих катионов и катионов диффузного слоя).

Катионы компенсирующего слоя называются поглощёнными или обменными.

Между этими катионами и катионами почвенного раствора происходит обмен.

[ППК] + 4NH₄Cl = [ППК](4NH₄⁺) + CaCl₂ + MgCl₂.

Двойное название этого вида поглощения обусловлено тем, что, во-первых, имеется физическое поглощение, во-вторых, химическая реакция взаимного обмена.

Академик К.К.Гедройц установил следующие закономерности в обменной адсорбции катионов (при применении нейтральных солей):

- обратимость обменной реакции – любой катион, поглощённый почвой, может быть вытеснен другим катионом;

- обмен катионов из растворов нейтральных солей происходит в эквивалентных отношениях;

- по мере повышения концентрации катиона–вытеснителя увеличивается количество вытесненных из почвы катионов;

- реакция обменной адсорбции катионов происходит очень быстро для коллоидов каолинитовой группы, где обмен катионов происходит на внешней поверхности минералов; в коллоидах монтмориллонитовой группы реакции обмена идут медленнее, что связано с различным строением кристаллической решётки.

- энергия адсорбционного поглощения почвами катионов различна: она возрастает по мере увеличения атомного веса и валентности.

По энергии поглощения катионы располагаются в следующий ряд: Na⁺<NH₄⁺<K⁺<Са²⁺<Mg²⁺<Al³⁺<Fe³⁺, что объясняется размером ионного радиуса и величиной электрического заряда. Высокую энергию поглощения имеет H⁺, он по активности приближается к трёхвалентным ионам.

На физико-химическом поглощении основаны химические виды мелиорации почв; известкование и гипсование, а также внесение удобрений (фосфаты могут переходить в необменное состояние (АlРО₄).

Небольшая часть поглощённых катионов может быть необменной, т. е. они не вытесняются другими катионами, а прочно закрепляются в почве и становятся недоступными растениям. В необменной форме могут быть закреплены K⁺, Са²⁺, Mg²⁺, NH₄⁺. Переходу катионов в необменную форму способствует попеременное высушивание и увлажнение почвы.

Установлено, что калий переходит в необменную форму в связи со старением и кристаллизацией почвенных коллоидов, а также вхождением его в кристаллическую решётку вторичных минералов типа монтмориллонита.

Обменное поглощение анионов выражено у кислых почв, богатых коллоидными формами полутораоксидов, органическими амфолитоидами. В поглощении анионов наибольшая активность принадлежит положительно заряженным коллоидам.

Анионы в почвах и удобрениях по степени поглощения почвами их можно разделить на три группы:

- анионы хорошо поглощаются почвой (анионы фосфорной кислоты и некоторых органических кислот); анионы данных кислот образуют труднорастворимые соединения с катионами, находящимися в поглощённом состоянии и с катионами почвенного раствора – Са²⁺, Al³⁺, Fe³⁺ и гидратами полуторных оксидов;

- анионы слабо поглощаются почвой и не поглощаемые (т.е. поглощение их меньше растворителя – воды); анионы соляной, азотной и азотистой кислот (они не образуют нерастворимых солей и не притягиваются почвенными коллоидами, поскольку имеют тот же заряд);

- анионы по степени поглощения занимают промежуточное положение (анионы серной, угольной частично и кремниевой кислот).

Химическая поглотительная способность (или хемосорбция) обусловлена образованием трудно растворимых осадков при взаимодействии отдельных компонентов почвенного раствора (поглощаются преимущественно анионы).

К этому виду поглотительной способности относится образование осадков на поверхности почвенных частиц при взаимодействии ионов, способных к взаимному осаждению, один из которых находится в поглощённом состоянии. Такая сорбция называется осадочной.

Процессы химического поглощения в почвах широко развиты по отношению к растворимым фосфатам. (Н₂РО₄^-), результатом которых является образование труднорастворимых солей с катионами кальция, железа и алюминия.

[Почва]Са²⁺ +2Са(Н₂РО₄)₂ →[Почва]4Н⁺ + Са₃(РО₄)₂ ↓.

К химическому виду поглощения относят комплексообразовательную сорбцию поливалентных катионов из почвенного раствора при их взаимодействии с сорбционным органическим веществом за счёт образования координационных связей.

Процессы химического поглощения играют существенную роль в формировании глиногумусовых компонентов при взаимодействии алюминия с гумусовыми соединениями. При образовании данных соединений значительная роль принадлежит адгезионным взаимодействиям минеральных и гумусовых компонентов, что способствует формированию почвенной структуры.

В почвах кислых ненасыщенных основаниями, фосфорная кислота растворимых фосфатов осаждается в виде фосфатов железа и алюминия.

Fe(OH)₃ +H₃PO₄ →FePO₄ + 3H₂O; Al(OH)₃ +H₃PO₄ →AlPO₄ + 3H₂O

Закрепление ион-фосфата железом и алюминием характерно для дерново-подзолистых, болотных почв, краснозёмов и желтозёмов.

Кроме анионов фосфорной кислоты химически могут поглощаться анионы SO₄^2-, CO₃^-, катионы Ca²⁺, Mg²⁺, Fe³⁺, Al³⁺. Легко растворимые соли азотной кислоты химически не поглощаются.

Виды хемосорбции:

- образование новой твёрдой фазы, реакция в почвенном растворе с фосфатом удобрения;

- осадочная сорбция фосфатов на поверхности труднорастворимых гидроксидов; 2Al³⁺ + Ca(H₂PO₄)₂ → 2AlPO₄ + Ca²⁺ + 4H⁺;

- комплексообразовательная сорбция, Fe(OH)₃. гумусом, cорбированном на алюмосиликатах; [Al(OH)₃]_n + CaHPO₄ → [Al(OH)₃]_n-1·AlPO₄ + H₂O + Ca²⁺ + 2OH^-;

- образование сорбционного глиногумусового комплекса путём сочетания хемосорбционного(-) и адгезионного взаимодействия (при этом виде образуются органо-минеральные коллоиды почвы).

Биологическая поглотительная способность – обусловлена способностью живых почвообитающих организмов (корни растений, микроорганизмы) поглощать различные элементы.

Они переводят их в ткани своего организма в форму органических соединений. В таком состоянии элементы удерживаются, не вымываются атмосферными осадками. После отмирания растений и микроорганизмов и последующей минерализации органических остатков питательные вещества переходят в почву и усваиваются новым поколением биоты.

Биологическая поглотительная способность характеризуется большой избирательностью, так как каждый вид живых организмов используют необходимые для себя элементы питания. Особенно важна роль растений, так как проникая в глубокие слои почвы они извлекают необходимые элементы и накапливают их в верхнем корнеобитаемом слое, обогащая его органическим веществом и зольными элементами. Существенное участие в биологическом поглощении принимают микроорганизмы: фиксация атмосферного азота свободно живущими микроорганизмами (азотфиксаторы) и клубеньковыми бактериями. Биологическая поглотительная способность лежит в основе малого биологического круговорота веществ и энергии.

Химические свойства почвы. Сорбционная ёмкость почв – максимальное количество вещества, способное сорбироваться почвой. В виду полифункциональности почвы как сорбента её сорбционная ёмкость к различным веществам неодинакова. Например: К⁺ одновременно может поглощаться обменно и необменно, Na⁺ - преимущественно обменно, Zn²⁺ - обменно, по типу комплексообразовательной и осадочной сорбции.

Сорбционная ёмкость почв может достигать громадных значений для веществ, способных к осадочному поглощению за счёт растворения почвенных соединений и образования более термодинамически устойчивых осадков с ионом, поступающим в почву. Например, взаимодействие гипса с растворимым фосфатом может протекать вплоть до полного перехода гипса в фосфат. 3CaSO₄ + 2HPO₄^2- → Ca₃(PO₄)₂ +3SO₄^2- +2H⁺

Сорбционная ёмкость поглощения почвы для различных ионов варьирует в широких пределах (мг-экв. на 100г почвы): Zn²⁺ - 28,4; Na⁺ - 23,4; Са²⁺ - 21,3; SO₄^2- - 2,1; HPO₄² – 98,4, в том числе обменно-поглощённый – 9,6.

Ёмкость катионного обмена (ЕКО) – максимальное количество катионов, удерживаемое почвой в обменном состоянии. Величина относительно стабильная для каждой почвы, зависит от кислотности и природы ионов, участвующих в обмене.

Ёмкость катионного обмена зависит от типа почвы, гранулометрического состава и варьирует в широких пределах (Кауричев И.С., 1989).

Почва ЕКО мг-экв на 100 г

Дерново-подзолистая 3-6

Дерново-подзолистая среднесуглинистая 10-20

Серая лесная среднесуглинистая 15-30

Чернозём типичный тяжёлый суглинок 30-70

Чернозём южный суглинистый 20-50

Серозём типичный суглинистый 8-20

Селективность ионного обмена – свойство почвы, обусловленное способностью при прочих равных условиях, поглощать из растворов неодинаковое количество катионов и ионов. С некоторыми исключениями выдерживается закономерность, согласно которой большим сродством к почве обладают ионы с более высоким зарядом и с большей массой.

По возрастанию способности к обменному поглощению выстраиваются следующие ряды для большинства типов почв Na⁺<NH₄⁺≤K⁺<Mg²⁺≤Са²⁺<H⁺<Al³⁺;

HCO₃^-, CO₃^2-, Cl^-≈NO₃^-<SO₄^2-<РО₄^3- (H₂PO₄^-, HPO₄^2-).

Но эти ряды не универсальны и могут меняться в зависимости от рН, температуры, концентрации и т.д.

Кинетика сорбционных процессов – быстрые скорости сорбции для многих веществ характерны лишь на первых этапах взаимодействия, а потом они замедляются, но истинное равновесие не устанавливается, а можно лишь говорить о кажущемся равновесии, при котором сорбционные процессы продолжаются, но с малыми скоростями.

Основные причины наличия медленных стадий сорбции вещества почвами следующие:

- скорость сорбции многих веществ может лимитироваться процессами внутренней диффузии молекул и ионов с поверхности почвенных частиц через гумусовые плёнки в межслоевые пространства почвенных минералов и т.д.;

- скорость сорбции может ограничиваться скоростью растворения почвенных соединений, участвующих в осаждении сорбированного вещества; например, растворение гипса, кальций которого осаждает фосфат.

Сочетание быстро и медленно идущих сорбционных процессов одного и того же вещества – следствие полифункциональности почвы как сорбента.

Статистика сорбции вещества в почвах – даёт представление о его распределении между фазами почвы в зависимости от содержания вещества в системе.

Важнейшая статистическая сорбционная характеристика – изотерма сорбции – выражающая зависимость содержания сорбируемого вещества в твёрдой фазе от концентрации вещества в равновесном растворе при постоянной температуре.??

На основании изотермы сорбции можно оценить концентрации вещества в почвенном растворе и твёрдой фазе, если известно общее содержание сорбируемого вещества в системе.

Такие оценки важны для элементов минерального питания, токсикантов, пестицидов, поскольку их действие зависит от активной концентрации в почвенном растворе.

Различные почвы существенно отличаются друг от друга по составу катионов, находящихся в обменном состоянии.

В составе почвенно поглощающего комплекса находятся все катионы необходимые для питания растений: К⁺, NH₄⁺, микроэлементы.

Общее содержание обменных катионов, кроме Н⁺ и Al³⁺, называют суммой обменных катионов.

В зависимости от наличия в составе почвенно поглощающего комплекса Н⁺ и Al³⁺ различают почвы насыщенные (Н⁺ и Al³⁺ отсутствуют) и ненасыщенные основаниями.

Состав обменных катионов зависит от типа почвообразования, состава материнской породы, иногда от состава грунтовых вод. Состав обменных катионов пахотных угодий можно регулировать с помощью средств химизации.

Наилучшие условия для питания растений создаются при преобладании а почвенно поглощающем комплексе Са²⁺ и катионов, необходимых для питания растений.

Неблагоприятные условия возникают при наличии в почвенно поглощающем комплексе значительных количеств Н⁺ и Al³⁺, а также Na⁺ в сочетании с повышенном содержанием Мg²⁺ и присутствием в почве свободных карбонатов, щелочных и щёлочноземельных металлов (солонцы, щелочные почвы).

Ионы Н⁺ и Al³⁺, переходя в почвенный раствор, подкисляют его, и подкисление может быть настолько существенным (рН-3,5), что может вызвать гибель растений.

Кроме того, ион Al³⁺ в повышенных концентрациях 3-7 мг-экв/100 г токсичен для растений.

Ионы Na⁺ в поглощённом состоянии оказывают резко негативное влияние на физические и водно-физические свойства почвы вследствие пептизации почвенных коллоидов.

В равновесии с обменно-поглощённым Na⁺, находится Na⁺ почвенного раствора, подщелачивающий его до рН-9, что также оказывает неблагоприятное влияние на состояние растений.