Иерархические уровни структурной организации почвы

1. Атомарный – наиболее низкий уровень, рассматриваемый при изучении естественной и искусственной радиоактивности почв – радиоактивные изотопы, присутствующие в почве или внесенные в нее.

2. Кристалломолекулярный (молекулярно- ионный) – молекулы и ионы в почвенном растворе, воздухе, на поверхности твердых почвенных частиц.

3. Элементарные почвенные частицы, выделяемые из почвы при гранулометрическом анализе в виде фракций разного размера. Неоднородны по составу (чистые мономинеральные зерна, полиминеральные образования, органоминеральные комплексы, органические глобулы разного состава и происхождения).

4. Почвенные агрегаты (агрегатное состояние почв) – микро- и макро- агрегаты, структурные отдельности, специфические почвенные новообразования: конкреции, стяжения, натеки, пленки, новообразования солей, гипса, извести, не образующие сплошных горизонтов, и плит, а встречающиеся изолированно в почве.

5. Почва состоит из последовательно сменяющих друг друга вниз от поверхности слоев – генетических горизонтов, образовавшихся в результате изменения исходной горной породы в процессе почвообразования.

6. Закономерные сочетания отдельных почвенных горизонтов дают почвенный профиль (почвенный индивидуум, почву) – особое природное тело.

7. Комбинации и сочетания различных почв составляют почвенный покров.

Гранулометрический состав почв - это относительное (в %) содержание твердых частиц (механических элементов) различного размера.

Количественное определение механических элементов – гранулометрический (механический) анализ. Соотношение частиц разного размера меняется в зависимости от характера исходной породы, типа, интенсивности, длительности выветривания и определяет гранулометрический состав отложений и формирующихся на них почв.

Свойства механических элементов изменяются в зависимости от размера. Близкие по размеру и свойствам частицы группируются в гранулометрические фракции. Группировка частиц по размерам во фракции – классификация механических элементов (Н. А. Качинский, 1965)

Частицы, включающие камни и гравий (> 1 мм) называют скелетом почвы. В пределах фракции мелкозема (S частиц < 1 мм) выделяют физическую глину (S частиц < 0,01 мм) и физический песок (S частиц > 0,01 мм). Фракцию крупной пыли (0,05 – 0,01 мм) иногда называют лессовидной, т. к. она составляет основную массу в лессах. S частиц < 0,001 мм – илистая, тонкодисперсная фракция или плазма.

· Камни (>3 мм) представлены в основном обломками горных пород. Каменистость – отрицательное свойство почв. Наличие камней в почвах затрудняет использование сельскохозяйственных машин и орудий, мешает появлению всходов и росту растений. На слабокаменистых почвах ускоряется износ рабочих поверхностей орудий обработки. Средне- и сильнокаменистые почвы нуждаются в мелиоративных работах по удалению камней. Разделение почв по степени каменистости проводят по содержанию (в % от массы почвы) частиц больше 3 мм: некаменистые – 0,5 %, слабокаменистые – до 5 %, среднекаменистые – 5-10 % и сильно-каменистые – >10 %.

По типу каменистости почвы могут быть валунные, галечниковые, щебенчатые. Валунные часто встречаются в северо-западных районах Нечерноземной зоны, щебенчатые – в горных и предгорных районах.

· Гравий (3 – 1 мм) состоит из обломков первичных минералов. Высокое содержание гравия в почвах не препятствует обработке, но придает им неблагоприятные свойства – провальную водопроницаемость, отсутствие водоподъемной способности, низкую влагоемкость, неудовлетворительную для произрастания сельскохозяйственных культур.

· Песчаная фракция (1 – 0,05 мм) целиком состоит из обломков пород и минералов – кварца и полевых шпатов, совершенно лишена поглотительной способности, обладает высокой воздухо- и водопроницаемостью, не набухает, не пластична, но в отличие от гравия обладает некоторой капиллярностью и влагоемкостью. Поэтому природные пески, особенно мелкозернистые, пригодны для выращивания сельскохозяйственных культур. Для полевых культур пригодны пески с влагоемкостью ³10 %, для лесных – 3-5%.

· Пыль крупная и средняя (0,05 – 0,005 мм). Фракция крупной пыли (0,05 – 0,01 мм) по минералогическому составу мало отличается от песчаной, поэтому обладает некоторыми физическими свойствами песка: не пластична, слабо набухает, обладает низкой влагоемкостью. Для средней пыли (0,01 – 0,005 мм) характерно повышенное содержание слюд, придающих фракции пластичность, связность. Средняя пыль, лучше удерживает влагу, но обладает слабой водопроницаемостью, не способна к коагуляции, не участвует в образовании структуры ® почвы, обогащенные фракцией крупной и средней пыли, в сухом состоянии легко распыляются, во влажном – склонны к заплыванию и уплотнению; имеют при значительном содержании пыли вне агрегатов неблагоприятные водно- и воздушно-физические свойства.

· Пыль мелкая (0,005-0,001 мм) имеет довольно высокую дисперсность, состоит из первичных и вторичных минералов ® обладает рядом свойств, не присущих более крупным фракциям: способна к коагуляции и структурообразованию, обладает поглотительной способностью, содержит повышенное количество гумусовых веществ. Однако обилие тонкой пыли в почвах в свободном, не агрегированном состоянии придает почвам неблагоприятные свойства: низкая водопроницаемость, большое количество недоступной воды, высокая способность к набуханию и усадке, липкость, трещиноватость, плотное сложение.

Т. о., различные фракции механических элементов имеют неодинаковые свойства ® почвы и породы также будут обладать неодинаковыми свойствами в зависимости от разного содержания в них тех или иных фракций механических элементов. Все многообразие почв и пород по механическому составу можно объединить в несколько групп с характерными для них физическими, физико-химическими и химическими свойствами.

Классификация почв по гранулометрическому составу (Н. А. Качинский, 1965)

* 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.

Минералогический состав почв - основную долю вещественного состава рыхлых почвообразующих пород и почв (за исключением торфяных) образуют минеральные частицы. В зависимости от происхождения и размеров они делятся на две основные группы:

· зерна первичных минералов, перешедших в мелкозем из разрушенных плотных магматических, метаморфических или осадочных пород;

· тонкодисперсные частицы вторичных, главным образом глинистых минералов, которые возникли из первичных минералов или новообразованы в ходе выветривания и почвообразования.

Первичные минералы представлены преимущественно частицами больше 0,001 мм, вторичные – меньше 0,001 мм.

В большинстве почв первичные минералы преобладают по массе над вторичными, за исключением ферраллитных почв, в которых первичных минералов часто меньше, чем вторичных.

Самые распространенные первичные минералы –кварц, полевые шпаты, амфиболы и пироксены, слюды

Основную массу горных пород составляют кислородные соединения кремния – силикаты. Главным элементом структуры силикатов является т. н. кремнекислородный тетраэдр.Тетраэдры, соединяясь через кислородные ионы, образуют различные сочетания (типы структур): островные, кольцевые, цепочечные (цепные), ленточные, листовые (листоватые, слоистые), каркасные.

■ Островные силикаты– ККТ не связаны друг с другом. Самый распространенный минерал этой группы – оливин –состоит из изолированных кремнекислородных тетраэдров, которые соединяются ионами двухвалентного железа и магния: (Mg,Fe)₂[SiO₄]. Минералы группы оливина в зоне гипергенеза чрезвычайно неустойчивы и быстро разрушаются. Более редкие островные силикаты – топаз (Al₂SiO₄(F,OH)₂) и циркон(ZrSiO₄), отличающийся крайне высокой устойчивостью к выветриванию (он в почти неизменном виде сохраняется в течение миллиардов лет). К островным силикатам относятся также гранаты.

■ Кольцевые силикаты– в основе строения – 6 (реже 3 или 4) ККТ, соединенных в кольцо Si₆О₁₈^12-:

берилл (изумруд, аквамарин) Be₃Al₂Si₆O_18, турмалин NaFe₃Al₆(OH)₄(BO₃)₃Si₆O₁₈

В цепных, ленточных, листовых, каркасных структурах ККТ образуют бесконечные радикалы, сочленяясь в цепочки, ленты, листы, каркасы. Формула таких радикалов показывает не количество атомов в кремнекислородных группах, а только отношение атомов в бесконечной группе, число атомов в элементарном повторяющимся звене.

■ Цепочечные и ленточные силикаты.Одинарные цепочки ККТ характерны для пироксенов с формулой радикала (Si₂O₆)^4-¥, сдвоенные цепочки или ленты – для амфиболов с формулой радикала (Si₄O₁₁)^6-¥. Цепочки соединяются различными катионами (Fe, Al, Mg, Ca, Na и K). Пироксены и амфиболы весьма распространены в изверженных и метаморфических породах и составляют около 16% литосферы. Широко известные представители пироксенов – авгит и диопсид, амфиболов – роговая обманка. В целом пироксены менее устойчивы, чем амфиболы.

■ Листовые (слоистые) силикаты обычно имеют пластинчатое или чешуйчатое строение.Слюдысостав-ляют около 4% литосферы и содержатся во многих изверженных и метаморфических горных породах. Плоские слои ККТ, обращенные вершинами друг к другу, связаны со слоями октаэдров, в центре которых – ионы алюминия (Mg,Fe), а в вершинах – ОН^- - группы ® образуются трехслойные пакеты, соединенные между собой ионами К⁺

Представитель светлых слюд – мусковитKAl₂(OH)₂[AlSi₃O₁₀] (в квадратных скобках выделены элементы, образующие кислородные тетраэдры).

Часто также встречаются темные железо-магнезиальные слюды – биотит K(Mg,Fe)₃(OH)₂[AlSi₃O₁₀].

Слюды в процессе выветривания легко теряют ионы щелочей, которые соединяют трехслойные листы ® железомагнезиальные слюды менее устойчивы, чем светлые.

■ Каркасные силикаты.Минералы этого подкласса являются самыми распространёнными, составляя 65% от массы земной коры. В их кристаллической решетке ККТ соединены в трехмерные решетки, каркасы, не имеющие активных ионов кислорода ® создается бесконечный нейтральный радикал (SiO₂)⁰¥. Такую структуру имеет кварц – наиболее распространенный минерал земной коры, отличающийся большой прочностью, содержащийся в изверженных, метаморфических и осадочных породах. Кристаллохимическая структура кварца обеспечивает ему высокую устойчивость к процессам выветривания. Как правило, в коре выветривания зерна кварца остаются целыми или только корродированными по периферии.

Полевые шпаты – весьма распространенные породообразующие минералы, составляющие около половины массы всей земной коры. Выделяются два изоморфных ряда:

Первый ряд образуют калинатровые полевые шпаты,представителями которых являются ортоклаз и микроклин с формулой K[AlSi₃О₈].

Второй ряд – плагиоклазы – представляет собой непрерывную изоморфную смесь двух конечных членов: альбита Na[AlSi₃O₈] и анортита Ca [Al₂Si₂O₈].

Значение первичных минералов разносторонне: от их количества (особенно крупнозернистых фракций) зависят агрофизические свойства почв, они являются резервным источником зольных элементов питания растений, а также образования вторичных минералов.

Вторичные минералы практически целиком сосредоточены в тонкодисперсных гранулометрических фракциях <0,001 мм и представлены глинистыми минералами, минералами гидроокисей и окисей, аллофанами и минералами-солями.

Силикаты в зоне гипергенеза распространены не меньше, чем в изверженных породах, но представлены минералами совершенно иного кристаллохимического строения. Особенно типичны для коры выветривания глинистые минералы – вторичные алюмосиликаты.

Для них характерны:

· чрезвычайная дисперсность и крайняя незначительность размеров;

· кристаллическое строение у большинства минералов (их кристаллическая структура слоистая, напоминает структуру слюды, но строение пакетов и характер их связи у различных минералов этой группы неодинаковы);

· наличие химически связанной воды;

· поглотительная способность.

Глинистые минералы образуются:

1) в результате синтеза из простых продуктов выветривания первичных минералов – гидроокисей, солей;

2) путем постепенного изменения первичных минералов в процессе выветривания и почвообразования (характерно для слюд и хлоритов);

3) биогенным путем при минерализации растительных остатков.

Важнейшие глинистые минералы – это минералы групп каолинита, гидрослюд, монтмориллонита, смешаннослойных минералов, хлорита.

Несмотря на наличие общих признаков, отдельные группы за счет различий в своем строении могут по-разному влиять на свойства почв.

¨ Минералы каолинитовой группывстречаются в рыхлых корах и почвах в небольшом количестве, за исключением ферраллитных и древних кор выветривания, где они являются основными глинистыми минералами.

Каолинит – один из конечных продуктов выветривания первичных силикатов. Кристаллическая решетка каолинита и его группы двухслойная (1:1), состоит из одного слоя ККТ и одного слоя алюмогидроксильных октаэдров.

Обменная способность – способность глинистых минералов поглощать ионы из окружающей среды и выделять эквивалентное количество других ионов, находящихся в данном минерале в обменном состоянии. Показателем обменной способности глин является ёмкость поглощения – количество обменных катионов (в молях или мг-экв /100 г).

У каолинита расстояние между пакетами постоянно, т. к. доступ воды в межпакетное пространство затруднен из-за сильной связи между пакетами ® каолинит трудно диспергируется, имеет малую ёмкость поглощения (<20ммоль/100г), приходящуюся на внешние механически разорванные грани (разрыв связей Si–O, Al–OH), и практически не набухает.

¨Минералы монтмориллонитовой группы(группы смектита) распространены в рыхлых породах и почвах, за исключением ферраллитных (где их мало или совсем нет); имеют кристаллическую решетку трехслойного типа (2:1), состоящую из двух слоев ККТ и заключенного между ними слоя алюмогидроксильных октаэдров. Трехслойные пакеты в кристаллах придают им слоистую структуру.

Кристаллическая решетка монтмориллонита подвижна. Верхние и нижние плоскости элементарных пакетов монтмориллонита покрыты атомами кислорода ® связь между пакетами слабая ® молекулы воды могут свободно проникать между пакетами и раздвигать их ® минералы сильно набухают.

¨ Минералы группы гидрослюд(группы иллита) Отличаются от слюд большим содержанием связанной воды, легко удаляющейся при нагревании, и меньшим содержанием катионов, образующих связи между слоями. Широко распространены в почвах. Подобно понятию «полевые шпаты», понятие «гидрослюды» включает в себя целую серию минералов.

Кристаллическая структура гидрослюд занимает переходное положение между структурой слюд и монтмориллонита

Гидрослюды – важный источник калия для растений.

¨Смешаннослойные минералы– одна из наиболее распространенных групп в почвах умеренного, холодного и арктического поясов (до 30 – 80% от всех глинистых минералов). В кристаллической решетке чередуются октаэдрические и тетраэдрические слои разных минералов: монтмориллонита с иллитом, вермикулита с хлоритом и т. п. ® имеют различные химические и физические свойства.

¨ Минералы группы хлоритаимеют четырехслойную, ненабухающую кристаллическую решетку. Хлориты – алюмосиликаты, содержащие Fe, Mg, реже Cr, Ni. По условиям образования они могут быть и первичными минералами.

¨ Аллофаны (аллофаноиды)возникают в результате взаимодействия кремнекислоты и гидроксидов алюминия, освободившихся при разрушении первичных и вторичных минералов, а также из золы растительных остатков. Это аморфные минералы переменного состава: п(Al,Fe)₂O₃×т SiO₂×kН₂О. Присутствие их в почве повышает емкость поглощения, но увеличивает гидрофильность, липкость, набухаемость почв.

Значение глинистых минералов:

· в силу присущей им поглотительной способности они определяют ёмкость поглощения почв и наряду с гумусом являются основным источником поступления минеральных элементов в растения;

· высокодисперсные соединения почвы (глинистые минералы, аллофаны, полуторные окислы, гумусовые вещества) формируют почвенную структуру, определяют водно- и воздушно-физические свойства почвы, от которых напрямую зависит плодородие.

¨ Минералы окислов и гидроокислов– это гидроксиды Si, Al, Fe, Mn, образующиеся при выветривании первичных минералов в виде гидратированных высокомолекулярных гелей и постепенно подвергающиеся дегидратации и кристаллизации с образованием оксидов и гидроксидов кристаллической структуры. Этому способствуют высокая температура, замерзание, высушивание, окислительные условия почвы.

* Гидроксид кремния (SiO₂×nН₂О) по мере старения переходит в твердый гель – опал – с содержанием воды от 2 до 30%, затем, теряя воду, – в кристаллические формы халцедона и кварца (SiO₂).

* Гидроксид марганца кристаллизуется в виде минерала пиролюзита MnО₂, псиломелана mMnО×МnО₂×nН₂О.

¨ Минералы-солиобразуются при выветривании первичных минералов и в результате почвообразовательного процесса. В условиях сухого климата накапливаются в почвах в больших количествах. Качественный и количественный состав их определяют степень и характер засоления почв. При высокой влажности часть солей может растворяться, насыщая почвенный раствор, а при высыхании опять выпадать в осадок, формируя твердую фазу почв.

* Карбонаты: кальцит СаСО₃ (образуется при выветривании в засушливых условиях обычно в виде тонких налетов, стяжений, иногда – в форме сплошных кор, покрывающих поверхность); магнезит MgCO₃; доломит СаСО₃×MgCO₃; сода Na₂CO₃×10Н₂О.

* Сульфаты и хлориды : гипс CaSO₄×2H₂O; ангидрит CaSO₄; мирабилит Na₂SO₄×10Н₂О; галит NaCl. Большое количество солей характерно для соленосных почвообразующих пород (морские осадки) и засоленных почв. В постоянно переувлажненных болотных почвах могут присутствовать сульфиды железа и других тяжелых металлов, которые после дренирования и окисления переходят в сульфаты и карбонаты

Морфология почв

Фазовый состав почвы

Почва – это многофазное природное тело, состоящее из твердой, жидкой, газовой фаз и живого вещества населяющих почву организмов.

1. Твердая фаза почвы –это её основа, формирующаяся из материнской горной породы и в значительной степени сохраняющая состав и свойства последней. Это полидисперсная и поликомпонентная органоминеральная система, образующая твердый каркас почвенного тела. Она состоит из остаточных минералов или обломков горной породы и вторичных продуктов почвообразования – растительных остатков, продуктов их частичного разложения, гумуса, вторичных глинистых минералов, простых солей и оксидов элементов, освобожденных при выветривании породы на месте или принесенных со стороны, различных почвенных новообразований. Твердая фаза почвы характеризуется химическим, минералогическим, гранулометрическим, агрегатным (структурным) и микроагрегатным составом, сложением, порозностью.

2. Жидкая фаза почвы –это вода в почве, почвенный раствор, исключительно динамичная по объему и составу часть почвы, заполняющая ее поровое пространство. В районах с низкими зимними температурами в холодный сезон жидкая фаза почвы переходит в твердое состояние (замерзает), превращаясь в лед; при повышении температуры часть почвенной воды может испариться, перейдя в газовую фазу почвы. Жидкая фаза – это «кровь» почвенного тела, служащая основным фактором дифференциации почвенного профиля, так как главным образом путем вертикального и латерального передвижения воды в почве происходит перемещение тех или иных веществ в виде суспензий или растворов, истинных либо коллоидных.

3. Газовая фаза почвы –это воздух (заполняющий в почве поры, свободные от воды), состав которого существенно отличается от атмосферного и очень изменчив во времени. В сухой почве воздуха больше, во влажной – меньше, т. к. вода и воздух в почве являются антагонистами, взаимно замещая друг друга в общем объеме почвенных пор.

4. Живая фаза почвы –это населяющие ее организмы, непосредственно участвующие в процессе почвообразования: многочисленные микроорганизмы (бактерии, актиномицеты, грибы, водоросли), представители почвенной микро- и мезофауны (простейшие, насекомые, черви и пр.) и корневые системы растений.