28. Интенсивность водной миграции. Показатели ионного стока.

Для характеристики интенсивности водной миграции А.И.Перельманом был предложен коэффициент водной миграции (Кх), равный отношению содержания элемента Х в минеральном остатке воды к его содержанию в горных породах, дренируемых рекой. Так как содержание элемента Х в воде (Мх) обычно измеряется в г/л, а его содержание в породах (Пх) в процентах, то формула имеет вид: Кх = Мх * 100 / (а * Пх).

где а - сумма всех минеральных веществ, растворенных в воде (г/л). Чем больше Кх, тем сильнее элемент выщелачивается, тем интенсивнее его водная миграция. Коэффициенты водной миграции определены для многих ландшафтов и для многих элементов Мигрирующие в водах ландшафтов химические элементы в конечном итоге попадают в реки и образуют их ионный сток. Величина этого стока является показателем химической денудации - потери вещества ландшафтов в результате растворения и выноса водных мигрантов за пределы ландшафтов суши.

Интенсивность водной миграции Для характеристики интенсивности водной миграции элементов был предложен безразмерный коэффициент водной миграции (Смит, Полынов, Перельман), равный отношению содержания элемента X в минеральном остатке воды к его содержанию в горных породах, дренируемых этими водами. Так как содержание элемента Х в водах (mX) обычно измеряется в граммах на литр, а его содержание в породах (nX) – в процентах, то расчетная формула для КХ имеет следующий вид:

где а – минерализация вод в г/л. Этот коэффициент для различных элементов принимает значения от 0,0001 до 1000.

Если вместо mx подставить кларк гидросферы, вместо nx – кларк литосферы, а значение а взять 135 г/л (средняя минерализация вод), то получится глобальный коэффициент водной миграции. Для оценки интенсивности водной миграции используются следующие четыре градации (в окислительной обстановке): 1. Очень подвижные мигранты (очень сильная миграция): Cl, I, Br, S (10n-100n); 2. Легкоподвижные мигранты (сильная миграция): Сa, Mg, Sr, Zn, U (n-10n); 3. Подвижные мигранты (средняя миграция): Co, Si, P, Cu, Mn, K (0,n-n); 4. Слабоподвижные и инертные мигранты (слабая и очень слабая миграция): Fe, Al, Ti, Os, Pt, Sn и многие другие элементы, содержащиеся в трудновыветриваемых первичных минералах (0,0n и менее).

В восстановительной обстановке подвижность некоторых элементов меняется, например элементы Zn, U, Cu, Ni, Co становятся менее подвижными, образуют сульфиды. Элементы Al, Ti, Zr в любой среде малоподвижны.

Под химической денудацией понимают величину понижения земной поверхности за счет выноса растворенных веществ с поверхностным и подземным стоком. Главным параметром химической денудации служит показатель ионного стока.

Химическая денудация и показатель ионного стока не столько характеризуют отдельные области, сколько ландшафты, т. е. являются константами ландшафта.

29. Геохимия педосферы. Происхождение, кларки, типы зональности.

Почва – верхний горизонт литосферы, вовлеченный в биологический круговорот при участии растений, животных и микроорганизмов, область наивысшей геохимической энергии живого вещества.

Особенно велика в почве роль микроорганизмов, которых в каждом грамме почвы содержатся миллионы и миллиарды. Геохимическая сущность почвообразования заключается в процессе разложения органического вещества микроорганизмами. пОэтому мерилом интенсивности почвообразования служит количество органического вещества, разлагающегося в почве за год. Наиболее интенсивны процессы разложения во влажных тропиках и слабы в тундре и пустынях (количество органических веществ в почве – гумуса не является мерилом интенсивности почвообразования. Разлагая остатки растений и животных, микроорганизмы поставляют в почвенные растворы углекислый газ, органические кислоты и другие органические соединения, делают их химически высокоактивными. Чем больше ежегодно разлагается органического вещества, тем богаче почва химически работоспособной энергией, тем дальше она от равновесия. Почвы – это особо неравновесные, чрезвычайно динамичные биокостные системы. Виноградов установил следующее содержание химических элементов в почвах Si=33%, Al = 7,13%, Fe = 3,8%, Ca = 1,37%, K = 1,36%, Na = 0,63%, Ti = 0,46%.Эти элементы составляют около 48%. Растения способны концентрировать различные химические элементы. Корни, как насос, «перекачивают» элементы, образующиеся в результате разложения растительных остатков, из нижних горизонтов почвы в верхние. Это относится к элементам, коэффициент биологического поглощения которых больше 1 (P, S, Ca, K, многие микроэлементы). В результате такой биогенной аккумуляции создается возможность обогащения этими элементами верхних горизонтов почв, улучшения среды существования растений. Биогенное накопление Be, Co, Ni, Zn, Ge, As, Cd, Sn (олово) и других редких элементов в гумусовом горизонте лесной почвы впервые было обнаружено в начале 30-х годов В.М. Гольдшмидтом. Позднее эти явления были установлены в черноземных, каштановых и других почвах. Поглощение элементов корнями представляет собой процесс адсорбции. Поглощая из почвы катионы, корни выделяют H+, а поглощая анионы – HCO3-. Возможно, что в результате минерального питания растений в почву непрерывно поступает водородный ион, являющийся важным фактором выветривания почвенных минералов. Наряду с биогенной аккумуляцией, направленной снизу вверх, в почвах наблюдается и нисходящая миграция элементов в водных растворах. Поэтому реальное распределение элементов в почвах водоразделов и склонов определяется не только биогенной аккумуляцией, но и выщелачиванием. Зональность может проявиться когда резкоглеевая обстановка с особенно низким Eh в верхних горизонтах болотных почв книзу сменяется слабоглеевой обстановкой с более высоким Eh, не выходящим за пределы глеевой обстановки. В этом случае профиль почвы в целом будет глеевым, но по анализу распределения ряда химических элементов, а также по конкретным замерам Eh нетрудно доказать, что окислительно-восстановительные условия по профилю меняются и зональность существует. В числе микроэлементов – индикаторов окислительно-восстановительной зональности на общем глеевом фоне отметим Cu, Mo, Ag, Sn, Au, Hg, U. Значительно более наглядна в почвах окислительно-восстановительная зональность, если в почвенном профиле окислительная обстановка сменяется глеевой или сероводородной. Подобная зональность характерна для многих болотных, луговых, солончаковых солонцовых и прочих гидроморфных (супераквальных) почв. Встречается такая зональность и в элювиальных (автоморфных) почвах, особенно в таежной и тундровой зонах. Главный элемент-индикатор подобной зональности – железо. Во многих почвах аридных ландшафтов, особенно сухих степях и пустынях, господствует окислительная обстановка, зональность выражается в изменении Eh в пределах «окислительного плеча». В этих почвах окислительно-восстановительная зональность может выражаться в смене резко окислительной обстановки на слабо окислительную. Как и в предыдущем случае, многие элементы служат хорошими индикаторами подобной зональности. К ним в первую очередь относится Mn, перераспределение которого в условиях преобладания Fe3+ указывает на слабо окислительную обстановку. К другим характерным элементам относятся V, Cr, Se, отчасти I. Следовательно, окислительно-восстановительная зональность является важнейшей особенностью всех типов почв, так как она отражает важнейшие геохимические особенности этих биокостных систем – процессы разложения органических веществ. Окислительно-восстановительная зональность в почвах часто является моделью более грандиозных процессов, протекающих в других системах земной коры, в том числе в биосфере в целом. Изучение геохимии почв, и в частности, их окислительно-восстановительной зональности позволяет анализировать многие процессы, протекающие в корах выветривания. Артезианских бассейнах и других системах. Преимущество почв как модели для изучения состоит в том, что окислительно-восстановительная зональность в них проявляется в пределах 1-2 метровой толщи, в то время как зональность в коре выветривания распространяется на десятки метров, а в артезианских басейнах – на десятки километров по глубине.