Текст книги "Инженерная геоэкология"

2.3. Состав почв

Минералогический, гранулометрический и химический состав определяют многие свойства и плодородие почвы, ее производительную способность для разных сельскохозяйственных культур, а также их качественную оценку, в том числе экологическую.

Минералогический состав почв

В минералогический состав почвообразующих пород и почв входят первичные и вторичные минералы.

Первичные минералы представлены в основном частицами более 0,001 мм, вторичные – частицами менее 0,001 мм, причем первичные в большинстве почв преобладают над вторичными. Первичные минералы слагают основную массу магматических пород, средний минералогический состав которых следующий.

В результате физического, химического и биологического выветривания образуются рыхлые породы, в составе которых присутствуют и вторичные минералы.

Устойчивость к выветриванию у первичных минералов различная и зависит от прочности кристаллической решетки, спайности минералов, размера и формы зерен, различий в химическом составе.

Большинство почвенных минералов представлено минералами с кристаллической структурой, которая определяет величину и химическую природу поверхности частицы минерала, от которой зависят растворение, осаждение, адсорбция, десорбция и обмен элементов.

Индивидуальные свойства минералов определяет расположение в них противоположно заряженных ионов.

Самым крупным ионом является ион кислорода. Он занимает большую часть объема минералов. Размер иона кремния таков, что он точно соответствует полости, образующейся при группировке вокруг него четырех ионов кислорода. Ион алюминия может группировать вокруг себя шесть ионов кислорода.

Большинство кристаллических почвенных минералов представляют собой объединенные в трехмерные сетки тетраэдры кремнезема или сетки тетраэдров кремнезема в сочетании с сетками октаэдров алюминия. Кислород тетраэдров кремнезема будет общим для прилегающих тетраэдров или октаэдров, избыток отрицательных зарядов должен быть уравновешен катионами. При этом образуются различные типы структур: островные, каркасные, ленточные, листоватые. Для кварца и полевых шпатов характерна каркасная структура.

Кварц – трехмерный минерал, состоящий их тетраэдров кремнезема, в котором Si и О находятся в таком же отношении, как в SiO₂. Разновидности кварца (халцедон, агат, кремень, опал) различаются структурным расположением атомов Si и О.

Полевые шпаты – трехмерные безводные алюмосиликаты К, Na и Са. Они образованы тетраэдрами кремнезема, связанными общими атомами кислорода; отрицательные заряды сбалансированы К, Na или Са.

Другие неслоистые минералы включают оливин, силикат, апатит – основные фосфорсодержащие минералы.

Слюды – слоистые минералы, у которых сетки тетраэдров кремнезема расположены с каждой стороны сетки октаэдра алюминия. Кислород тетраэдров кремнезема является общим для прилегающих тетраэдров и октаэдров, а избыток отрицательных зарядов уравновешивается К, Na, Li, Ca, Mg, Fe или Zn, которые могут размещаться в кристаллической решетке. Наиболее распространенными слюдами являются мусковит и биотит.

Первичные минералы влияют на агрофизические свойства и являются источниками зольных элементов, от них зависит направленность почвообразования. Первичные минералы являются источником для образования вторичных минералов.

Вторичные минералы представлены глинистыми минералами, минералами оксидов железа, алюминия, марганца и кремния и минералами-солями.

Глинистые минералы составляют основную часть вторичных минералов, обнаруживаются преимущественно в глинах. Их отличают слоистое строение, высокая дисперсность (небольшой размер частиц) и значительная поглотительная способность. Они определяют емкость поглощения и являются основным источником минеральных элементов для растений.

Неподвижная двухслойная кристаллическая решетка каолинитов состоит из одного слоя кремнекислородных тетраэдров и одного слоя алюмогидроксильных октаэдров. Они не впитывают воду, не набухают и поэтому имеют хорошую водопроницаемость и низкую липкость. Содержание каолинита в почвах незначительно, за исключением почв субтропиков и тропиков.

Монтмориллонит обладает высокой устойчивостью: 40–50 % коллоидных частиц и до 80 % частиц меньше 0,001 мм. Минералы этой группы имеют неблагоприятные водно-физические свойства, они слабоводопроницаемы, обладают значительной липкостью. Эти свойства существенно улучшаются на богатых гумусом почвах, когда образуются водопрочные образования, формирующие агрономически ценную структуру почвы.

Гидрослюды – трехслойные алюмосиликаты с нерасширяющейся решеткой: они образуются из слюд и полевых шпатов. Емкость поглощения ниже, чем у монтмориллонита; они содержат до 6–8 % К₂О, частично усвояемого растениями. К ним близок вермикулит, по свойствам приближающийся к монтмориллониту. Гидрослюды присутствуют во всех почвах и особенно часто – в подзолистых и сероземах.

Смешаннослойные минералы состоят из слоев индивидуальных минералов, поэтому их свойства зависят от характера переслаивания и доли индивидуальных минералов (хлорит – вермикулит, гидрослюда – монтмориллонит и др.). Наиболее распространены в почвах умеренного, холодного и арктического поясов, где глинистые минералы на 30–80 % представлены этой группой.

Минералы оксидов и гидроксидов образуются при выветривании первичных минералов в аморфной форме в виде высокодисперсных гелей и постоянно подвергаются дегидратации и кристаллизации. Наибольшее распространение в почве имеет кремнезем.

Кремнезем широко распространен во всех почвенных зонах, при старении теряет воду и превращается в халцедон и кварц.

Минералы этой группы повышают влагоемкость, связывают фосфаты, повышают липкость и набухаемость почвы, что в значительной степени влияет на почвообразование.

Минеральные соли являются примесями к глинистым минералам. К ним относятся доломит, сода, кальцит, магнезит, гипс, ангидрит, мирабиллит, тенардит, галит, фосфаты, нитраты, сульфиды железа и тяжелых металлов и др. Многие из этих солей растворяются, насыщая почвенный раствор, а в сухом климате могут накапливаться, образуя различные засоленные почвы.

Влияние вторичных минералов в почве весьма значительно. Они определяют поглотительную способность почв и являются источником питательных элементов. Их роль в образовании водопрочной структуры определяет особенности водного, воздушного и теплового режимов.

Гранулометрический состав почв

Твердая фаза почвы (скелет, основа почвы) состоит из агрегатов и частиц различной формы и размеров, которые различаются по минералогическому и химическому составу. Это обособленные кусочки, куски (осколки) пород и минералов, аморфных сОединений, все элементы которых находятся в химической связи. По происхождению они делятся на минеральные, органические и Органоминеральные. Основная масса (95–98 %) из них минеральные. Элементарные частицы, близкие по свойствам и размерам, объединяются в группы, фракции, на основе чего производится классификация механических элементов, приведенная ниже.

Частицы размером более 1 мм называют почвенным скелетом или крупноземом, менее 1 мм — мелкоземом.

Сумму всех частиц размером менее 0,01 мм называют физической глиной, а более 0,01 мм — физическим песком. Сумму частиц менее 0,001 мм называют илистой или тонкодисперсной фракцией. Фракцию крупной пыли иногда называют лёссовидной, так как она составляет основную массу в лёссах.

Камни – это обломки горных пород. Наличие их в почве затрудняет обработку и ускоряет износ сельскохозяйственной техники, что делает необходимым проведение мелиоративных работ по удалению камней на средне– и сильнокаменистых почвах, на которых содержание камней превышает 5 %.

Гравий (3–1 мм) состоит из обломков первичных минералов. Его содержание в почве обусловливает неблагоприятные воднофизические свойства.

Песок (0,05—1 мм) тоже состоит из более мелких обломков первичных минералов, в основном кварца и полевого шпата, но отличается от гравия некоторой влагоемкостью. Если она достигает 10 %, то такие пески пригодны для выращивания сельскохозяйственных культур, для лесных культур она должна быть не менее 3–5 %.

Пыль крупная (0,05—0,01 мм) по составу и свойствам почти не отличается от мелкого песка, но уже в пыли с частицами средних размеров наряду с первичными встречаются и вторичные минералы, долевое участие которых еще более увеличивается во фракции мелкой пыли. С повышением дисперсности повышаются влагоемкость, высота капиллярного поднятия воды и пластичность почвы, но уменьшается водопроницаемость. Поглотительная способность фракции пыли выражена слабо, так как содержание органических веществ и вторичных минералов невелико.

Ил (<0,001 мм) состоит преимущественно из вторичных минералов с незначительным количеством первичных в виде кварца и полевого шпата. У частиц мельче этого размера, в особенности коллоидов, при преобладании глинистых минералов и наличии гумуса хорошо выражены поглотительная способность и способность к коагуляции (объединению частиц) с образованием водопрочных агрегатов, включающих и более крупные частицы. Структурные почвы обладают хорошими физическими свойствами. Наличие же в почве илистой фракции вне агрегатов снижает ее воздухо– и водопроницаемость и создает неблагоприятные физические и физико-механические свойства.

С уменьшением фракций изменяются и химические свойства почвы, так как уменьшается содержание кремнезема, увеличивается количество оксидов алюминия и железа, повышается содержание гумуса и элементов зольного и азотного питания растений.

Гранулометрический состав почв определяется полевым методом – раскатыванием шнура. Песок не позволяет почве скатываться; при скатывании супеси почва распадается на мелкие кусочки и не дает шнура; при раскатывании легкого суглинка образуется шнур, легко распадающийся на дольки; при раскатывании тяжелого суглинка образуется шнур, который свертывается в кольцо с мелкими трещинами; глина легко свертывается в нерастрескивающееся кольцо.

Таким образом, породы и почвы будут иметь различные свойства, зависящие от соотношений между теми или другими фракциями механических элементов.

В зависимости от удельного сопротивления почв при их обработке сельскохозяйственными орудиями почвы делят на легкие (пески, супеси), средние (суглинки) и тяжелые (глины).

Гранулометрический состав почв имеет большое агрономическое значение. От него зависят основные физические и физико-механические свойства и режимы почв: водный, тепловой, воздушный и питательный. Песчаные и супесчаные почвы водопроницаемы, обладают благоприятными тепловым и воздушным режимами, легко обрабатываются, но бесструктурны, бедны гумусом и зольными элементами, имеют низкую поглотительную способность, плохо удерживают воду. Глинистые почвы, наоборот, медленно прогреваются, высоко влагоемкие, поэтому аэрации недостаточно, тяжелые при обработке, но богатые элементами питания, имеют высокую поглотительную способность.

Химический состав почв

Материнской основой почвообразования являются горные породы, вода, воздух и населяющие почву организмы, поэтому почва по своему химическому составу отличается от исходных почвообразующях пород. Основную массу горных пород составляют O₂, Si и Аl, на долю которых приходится 84 %. Если прибавить Fе, Ca, Na, К, Mg, то в сумме эти восемь элементов составляют 98,87 % массы пород.

Почвы наследуют от литосферы характерные для пород соотношения, но значения отдельных элементов изменяются: в почвах больше, чем в литосфере, кислорода (49 % вместо 47), водорода (5 % вместо 0,15), углерода (2 % вместо 0,1), кремния (33 % вместо 27,6), азота (0,1 % вместо 0,01) за счет убыли оснований железа, алюминия. Химический состав зависит от состава и соотношения формирующих почву минералов и тех изменений, которые они претерпевают при выветривании.

Химический состав почвообразующей породы отражает и ее гранулометрический состав. Содержание SiO₂ уменьшается по мере уменьшения размеров фракций на фоне соответственного увеличения содержания Аl₂О₃ и Fe₂O₃. Так, в тонкопылеватой и илистой фракции, особенно в сравнении с песком, преобладают относительно богатые алюминием и железом глинистые минералы, что и отражается на общем химическом составе этих фракций.

На песчаных породах, богатых кварцем, почвы обогащены кремнеземом, на лёссе – кальцием, на засоленных породах – солями и т. д.

При однородной почвообразующей породе общий химический состав для различных горизонтов почвенного профиля неодинаков, что обусловлено особенностями почвообразовательных процессов: подзолообразовательный горизонт обедняет верхние горизонты основаниями, оксидами железа и алюминия и обогащает кремнеземом, а в иллювиальном горизонте наблюдается обратная картина; с дерновым процессом связано обогащение верхней части почвы азотом, углеродом, серой и др. Общий химический состав почвенного профиля изменяется и в каждом конкретном случае: определяется присутствием в почве отдельных элементов и их соединений.

Для оценки почвенного плодородия необходимы сведения о тех соединениях, которые могут быть использованы растениями в течение вегетационного периода (т. е. периода вызревания растений).

Содержание кремния определяется наличием кварца (SiO₂) и в меньшей мере – первичных и вторичных силикатов и алюмосиликатов. При этом в ряде случаев может присутствовать в больших количествах аморфный кремнезем (опал и халцедон). При выветривании кремнезем переходит в раствор в виде анионов орто– и метакремниевых кислот и силикатов щелочных металлов.

Азот очень важен для растений. Он содержится в основном в составе гумуса и составляет в нем 1/10—1/20 от содержания углерода; входит в состав всех белковых веществ, фосфатидов и многих других органических соединений живой клетки.

Азот почвы разделяется на шесть категорий: 1) азот органических веществ; 2) минеральный азот в почвенном растворе; 3) минеральный азот в обменном состоянии; 4) азот растительных остатков; 5) аммоний, фиксированный в глинистых минералах; 6) газообразный азот в почвенном воздухе.

Органический азот можно разделить на легко-, трудно– и негидролизуемую фракции, минеральный азот присутствует в форме NH₄⁺ и NO₃^- и лишь иногда – в форме NO₂.

Взаимоотношения между формами зависят в значительной степени от протекания процессов аммонификации, нитрификации и денитрификации. Азот для растений находится в незначительных количествах, поэтому даже на черноземах требуется внесение азотных удобрений.

Углерод содержится в гумусе и в органических остатках, его много в составе карбонатов. Содержание углерода в почве колеблется от долей процента до 3–5 и даже 10 % в торфах и черноземах. Гумус – главный источник углерода, участвующего в процессе формирования почвы.

В анаэробных условиях оксид железа переходит в закисную форму с образованием растворимых соединений, доступных растениям. В аэробных условиях и при нейтральной реакции (рН ≈ 7,0) наблюдается хлороз – заболевание растений, вызванное недостатком Fе в почве. Повышенная подвижность железа и алюминия угнетает растения. Валовое содержание Al₂O₃ в почвах колеблется от 1–2 до 15–20 %, в почвах тропиков может достигать 40 %. Валовое содержание Fe₂O₃ колеблется от 0,5–1,0 до 8– 10 %, а в почвах тропиков – до 20–50 %.

Калий – необходимый элемент для растений. Содержание K₂O₃ в почвах колеблется от 1 до 2–3 %, больше – в тяжелых, меньше – в легких почвах. Он входит в состав глинистых минералов, гидрослюд, калиевых полевых шпатов, биотита, мусковита, солей и др. Калий минералов растениям недоступен. Формы калия в почве: калий почвенного раствора (водорастворимый); обменный; труднодоступный (необменный); калий почвенных минералов. Между ними существует подвижное равновесие. Если оно нарушается, то ионы калия заново перераспределяются в почве. Наиболее быстро восстанавливается равновесие между обменным и водорастворимым калием, медленнее – между необменным и обменным. Основным источником калия для растений являются калий почвенного раствора и обменный калий. Калий минералов превращается медленно, и часто в течение одного вегетационного периода он не играет существенной роди в обеспечении растений калием.

Кальций и магний также необходимы растениям. Содержание СаО в бескарбонатных суглинистых почвах составляет 1–3 %, содержание MgO обычно близко к СаО. Они входят в состав глинистых минералов (кальцит, гипс, доломит, оливин и др.), в почвах тропической зоны много сульфатов магния и кальция. Формы содержания этих элементов в почве: кальций и магний минералов, обменные формы, кальций и магний почвенного раствора. Его содержание в почве пополняется внесением органических удобрений.

Фосфор является очень важным элементом в земледелии, так как многие почвы в естественном состоянии содержат мало доступных для растений фосфатов. Валовое содержание фосфора Р₂О₅ составляет 0,1–0,2 %. Фосфор почвы можно разделить на фосфор, входящий в состав аморфных и кристаллических минералов (апатиты фосфориты, вивианиты); фосфор, входящий в состав органических веществ (фитины, фосфатиды и др.); фосфор, адсорбированный на поверхности оксидов железа и алюминия и других неорганических компонентов почвы; фосфор почвенного раствора. На долю органических фосфатов в дерново-подзолистых почвах приходится до 40 % валового содержания, в черноземах – около 60 %. Запасы подвижного и поэтому доступного для растений фосфора зависят от скорости превращения органического фосфора и труднодоступных минеральных соединений. Для оценки фосфатного режима почвенные фосфаты разными методами делят на фракции, воздействуя на почву разными растворителями. При этом выделяются органические фосфаты, фосфаты железа и алюминия, недоступные для растений, фосфаты кальция разной степени растворимости. Наиболее благоприятная реакция, при которой накапливаются доступные фосфаты, – рН 6,0–6,5. В кислой и щелочной среде происходит снижение концентрации фосфатов, когда образуются или неподвижные фосфаты железа и алюминия, или гидроксилапатит.

В отличие от азота, фосфор нелетуч, но хорошо растворяется в воде. Кроме того, фосфор в почве не возобновляется, и для повышения урожайности его необходимо вносить в нее, например в виде суперфосфата.

Алюминий и железо входят в состав первичных и вторичных минералов, накапливаются в форме оксидов и гидроксидов, образуют с органическими веществами комплексные соединения.

Таким образом, минералогический, гранулометрический и химический состав почвы – основное свойство, определяющее ее плодородие, а химический состав служит экологической характеристикой почвы.

2.4. Почвенные растворы и коллоиды

В состав почвенной массы входят частицы разного размера. Самые мелкие из них, раздробленные от 0,2 до 0,001 мкм, относятся к коллоидам. Образуются они путем раздробления более крупных частиц или путем конденсации молекул в агрегаты.

В почвах коллоиды образуют двухфазную систему, состоящую из дисперсной фазы (твердые коллоидные частицы) и дисперсионной среды (почвенный раствор). Высокодисперсные системы по величине частиц делятся на три группы:

– предколлоидные системы – диаметр частиц 1 мкм– 100 нм;

– коллоидные системы – диаметр частиц 100—1 нм;

– молекулярные растворы – диаметр частиц < 1 нм.

Коллоиды в почвах представлены системой минеральных, органических и органоминеральных соединений.

В большинстве почв преобладают минеральные коллоиды, на долю которых приходится 85–90 % их общей массы. К минеральным относятся глинистые минералы (каолинит, монтмориллонит, гидрослюда, вермикулит и др.), гидроксиды железа, алюминия, марганца, кремния и их комплексные соли.

К органическим коллоидам относятся аморфные гумусовые вещества, а также некоторые полисахариды и клетки наиболее мелких бактерий.

Органоминеральные коллоиды представлены сложными образованиями гумусовых веществ с минеральными коллоидами.

Основное свойство коллоидов – способность к поглощению веществ из растворов как в виде молекул, так и в виде ионов. Поглощенные вещества могут обмениваться на другие, находящиеся в растворе, т. е. коллоиды обусловливают поглотительную и обменную способность почв. Это свойство определяется высокой реакционной способностью, обусловленной большой суммарной и удельной поверхностью (1 см² или 1 м² в единице массы или объема), которая тем больше, чем выше дисперсность коллоидов.

С увеличением суммарной поверхности растет суммарная поверхностная энергия и повышается химическая активность коллоидов. Удельная поверхность выше в суглинистых почвах, чем в песках и супесях, и в гумусовом горизонте, чем в нижележащих слоях. Удельная поверхность коллоидов в гумусовых горизонтах суглинистых дерново-подзолистых почв составляет 29 м²/г, в серых лесных – 33 и в черноземах – 48 м²/г.

Свободная поверхностная энергия стремится к сокращению, что достигается или укрупнением частиц, или путем физической адсорбции на их поверхности молекул некоторых веществ.

Вторая характерная особенность коллоидов – наличие двойного электрического слоя ионов на границе дисперсной фазы и дисперсионной среды.

Коллоид имеет сложное строение. Внутренняя его часть, состоящая из агрегатов аморфного или кристаллического вещества разного химического состава, называется ядром. На его поверхности расположен слой прочно удерживаемых ионов, которые вместе с ядром образуют гранулу. Вокруг гранулы двумя слоями располагаются ионы противоположного заряда. К грануле примыкает слой неподвижных противоионов, прочно удерживаемых электростатическими силами ионов потенциалопределяющего слоя, образуя вместе с гранулой частицу. Часть противоионов удалена от частицы, их связь с ней по мере удаления уменьшается. Это диффузный слой, ионы которого способны к эквивалентному обмену на ионы того же заряда из дисперсионной среды и вместе с частицей образуют коллоидную мицеллу. Свободный электрический заряд коллоидной частицы – разность потенциалов вследствие удаления частиц противоионов от границы компенсирующего слоя к внешней границе диффузного слоя.

Заряд коллоида появляется в связи с нарушением равновесия между зарядами, расположенными на поверхности раздела «твердая частица – раствор», а также в связи с изменением химического состава и структуры коллоидного вещества. В кислой среде, когда в растворе много ионов водорода и мало ионов ОН^-, молекулы гидроксидов алюминия и железа диссоциируют как основания, посылая в окружающий раствор ионы ОН^-, и приобретают положительный заряд. При щелочной реакции, наоборот, они ведут себя, как кислоты, посылая в окружающий раствор ионы Н⁺, и приобретают отрицательный заряд. Отрицательный заряд глинистых минералов возникает в результате замещений части ионов кремния внутри кремнекислородных тетраэдров на трехвалентные ионы алюминия. В алюмогидроксильных октаэдрах часть трехвалентных ионов алюминия может быть замещена на двухвалентные ионы магния. Возникающий отрицательный заряд компенсируется соответствующим количеством катионов К⁺, Na⁺, Ca²⁺, которые могут обмениваться на катионы почвенного раствора. При этом катионы, компенсирующие отрицательный заряд, могут попадать как на поверхность, так и в межпакетные пространства кристаллической решетки глинистых минералов, увеличивая тем самым их поглотительную способность. Последняя выше у монтмориллонита по сравнению с каолинитом, который может приобретать положительный заряд в кислой среде.

Коллоиды в почве могут находиться в состоянии геля (коллоидный осадок) или золя (коллоидный раствор). Золь может переходить в гель и наоборот. Переход коллоидов из одного состояния в другое обусловлен изменением электрического потенциала коллоидных частиц и зависит от степени их гидратации. Однако заряженные частицы, отталкиваясь друг от друга, могут долго находиться в растворе, не образуя осадка и не укрупняясь. Коагуляция вызывается действием электролитов, несущих противоположный заряд. При этом коллоиды теряют заряд и слипаются в агрегаты или под действием катионов, или под действием анионов. Механизм коагуляции проявляется как нейтрализация заряда коллоидных частиц и снижение их гидратации, в результате чего они могут соединяться (склеиваться) друг с другом. Коагулирующая способность электролитов зависит от массы и валентности иона: чем выше валентность и чем больше масса в пределах одной валентности, тем выше его коагулирующее действие. Чем больше водная пленка, тем меньше коагулирующая способность иона, так как гидратированный ион не может достаточно близко подойти к частице.

При насыщении катионами коллоиды находятся преимущественно в состоянии золя, а чем выше заряд и ниже степень гидратации, тем сильнее поглощение иона и его коагулирующее действие. Коагуляция может происходить также при встрече коллоидных частиц, несущих различные заряды, которые соединяются друг с другом.

При прочих равных условиях переход золя в гель происходит при уменьшении концентрации солей в растворе. От состава и свойств коллоидов зависит поглотительная способность почвы.