минералов, хлорита. Несмотря на наличие общих для всех гли нистых минералов свойств (слоистое кристаллическое строение, высокая дисперсность, поглотительная способность), отдельные их группы за счет различия в своем строении и свойствах при значительном содержании могут существенно влиять на свойства почв.
Минералы группы каолинита относятся к диоктаэдрическим слоистым алюмосиликатам, имеющим жесткую кристаллическую решетку. Емкость поглощения каолинита не превышает 25 мг-экв на 100 г; минерал не впитывает воду в межпакетное простран ство и поэтому не обладает способностью к набуханию. В связи с этим почвы, содержащие в значительном количестве каолинит, характеризуются общей низкой емкостью поглощения, однако в связи с низкой набухаемостью имеют хорошую водопроницаемость и небольшую липкость. Содержание каолинита в почве обычно незначительно, за исключением почв субтропической и тропиче ской зон, а также почв на древних корах выветривания. К группе каолинита относится минерал галлуазит, отличающийся от него значительным содержанием межслоевой воды, а также большей емкостью поглощения (40—60 мг-экв на 100 г).
Минералы группы гидрослюд или, как их часто называют, минералы группы иллита представляют собой трехслойные алю мосиликаты с нерасширяющейся решеткой. Емкость поглощения гидрослюд составляет 45—50 мг-экв на 100 г. Гидрослюды содер жат значительное количество калия (до 6—8% К2О), частично усвояемого растениями. Минералы этой группы широко распро странены в осадочных породах и в различных количествах присутствуют почти во всех почвах, особенно часто в подзолис тых и сероземах. К гидрослюдам близок минерал вермикулит, характеризующийся расширяющейся кристаллической решеткой и большей емкостью поглощения (до 100 мг-экв и более).
Минералы монтмориллонитовой группы или, как их нередко называют, минералы группы смектита характеризуются трех слойным строением с сильно расширяющейся при увлажнении кристаллической решеткой, в связи с чем они способны к погло щению воды и значительному набуханию. Гидрофильность мине ралов этой группы обусловлена не только особенностями строе ния подвижной кристаллической решетки, но и их высокой дис персностью (содержание фракций менее 0,2—0,3 мкм достигает 40—50% от общего количества частиц менее 0,001 мм). В связи с особенностями структуры и дисперсностью емкость поглощения монтмориллонита составляет 80—120 мг-экв на 100 г. Для мине ралов этой группы характерны разнообразные изоморфные за мещения. Так, для одного из часто встречающихся представи телей этой группы минералов — бейделлита — характерно заме щение части кремния на алюминий, для другого представителя этой группы — нонтронита — замещение части алюминия на же лезо. Минералы группы монтмориллонита чаще свойственны почвам, имеющим нейтральную и слабощелочную реакцию, —
86
черноземного, каштанового типов, солонцам, реже почвам других типов. Монтмориллонита обычно много в слитых почвах.
Группа смешаннослойных минералов является одной из на иболее распространенных в почвах умеренного и холодного гумидного, а также арктического поясов, где глинистые минералы на 30—80% представлены этой группой (Б. П. Градусов, 1976) Смешаннослойные минералы состоят из слоев различных инди видуальных минералов, в связи с чем обозначаются составными названиями, например: гидрослюда-монтмориллонит, хлорит-вер микулит. В зависимости от характера переслаивания и доли участия индивидуальных минералов смешаннослойные образова ния могут иметь довольно различные характеристики с точки зрения химических, физических свойств, емкости поглощения.
Глинистые минералы группы хлорита, нередко встречающи еся в почве, могут быть по своему происхождению как первичны ми, так и вторичными. Кристаллическая решетка последних со стоит из чередования слоев слюдяного и бруситового типов.
В последнее время получены данные, свидетельствующие о том, что с присутствием в почве так называемых почвенных хлоритов, представляющих собой слоистые силикаты, содержа щие в межслоевых промежутках полимерные ионы гидроксида алюминия, может быть в значительной мере связана гидролити ческая кислотность почв (Т. А. Соколова, 1982).
Основными методами изучения глинистых минералов в отли чие от первичных являются рентгендифрактометрический, терми ческий, электронно-микроскопический.
Абсолютно строгой приуроченности различных видов глинис тых минералов к определенным типам почв и даже почвообразующих пород нет, в каждой почве можно обнаружить присутствие не скольких групп глинистых минералов, хотя намечается их четкая связь с гранулометрическим составом почв (рис. 12). Объясня ется это чрезвычайно сложным их генезисом, включающим в себя процессы новообразования и трансформации на фоне унаследованности от почвообразующих пород, как рыхлых, так и плотных осадочных и даже магматических.
Можно наметить два основных пути гипергенного образова ния глинистых минералов. Первый из них представляет собой постепенное стадийное изменение первичных минералов в глинис тые с унаследованием их кристаллической структуры, он харак терен для слоистых силикатов — слюд и хлоритов. Второй обна руживается при выветривании полевых шпатов, ортосиликатов, вулканических стекол, где глинообразование происходит путем полного разрушения исходных минералов и последующего синтеза новых минералов из образовавшихся продуктов при их взаимодействии и кристаллизации.
Характер и скорость разрушения первичных и синтеза вто ричных глинистых минералов в большей мере зависят от увлаж нения и температурных условий. В условиях холодных гумидных областей в продуктах выветривания основных пород преоблада
87
ют аморфные гидроксиды и органоминеральные соединения при отсутствии вновь образованных глинистых минералов (В. О. Тар¬ гульян, 1971). В тропических почвах глинистые минералы могут образовываться за сравнительно короткий срок. Так, например, глинистые минералы группы гидрослюд и монтмориллонита были обнаружены, хотя и в небольшом количестве, в почвах на элювии лавы вулканов тропической зоны 300- и 1000-летнего возраста (Н. И. Горбунов, 1974).
Влияние условий среды на формирование глинистых минера лов четко может быть прослежено только при образовании почв на элювии изверженных пород.- Однако подавляющая часть почв формируется на дериватах плотных осадочных пород и рыхлых почвообразующих породах, в которых глинистые минералы могли образоваться еще до наложения современного почвообразова ния.
Рис. 12. Минералогический состав почв
разного гранулометрического |
состава |
|
(по |
Д. Шредеру, 1978): |
|
а - песчаная |
почва на дюнных |
песках |
б — суглинистая почва на лессе; в — гли¬ нистая почва на аллювии; 1 — каолинит, 2 — монтмориллонит, 3 — иллит и пере¬ ходные минералы; 4 — слюды, 5 — поле¬ вые шпаты; 6 — кварц, 7 прочие ми¬
нералы
Кроме того, и в случае почвообразования на элювии магматиче ских пород глинистые минералы могли образоваться в процессе поствулканической гидротермальной переработки исходных по род, переходя в мелкозем при их разрушении (В. Н. Разумова, 1977, Б. П. Градусов, В. В. Иванов, 1983).
Определенные трудности в изучении распространенности от дельных групп глинистых минералов по различным типам почв и профилю почвы создаются отсутствием точных методов количе ственного учета содержания глинистых минералов, по мере совершенствования этих методов могут вскрыться и отличия в содержании этих минералов в зависимости от типа почвообразо вания и различных почвенных процессов.
Минералы гидроксидов железа и алюминия. Из них наиболь шее значение имеют гематит и гетит из минералов группы железа и гиббсит из минералов группы алюминия. Минералы этих групп встречаются в иллювиальных горизонтах подзолистых почв, желтоземах и красноземах; в значительных количествах гетит и гиббсит присутствуют в ферраллитных и железистых почвах, где они образуются из аморфных гидратов оксидов железа и алю миния при их кристаллизации. Присутствие пленок из тонкодис персных минералов гидроксидов железа на поверхности почвен-
88
ных агрегатов делает их более влагоемкими, минералы этой группы могут связывать в малоподвижных формах значительное количество фосфорной кислоты. Для диагностики минералов гидроксидов железа и алюминия основным методом является термический
Аллофаны. Они образуют самостоятельную группу вторичных минералов Формирование этих минералов в почвах может быть обусловлено взаимодействием кремнекислоты и гидроксидов алю миния, высвободившихся при разрушении первичных и вторич ных минералов, а также из золы растительных остатков. Присут ствие в почве аллофанов повышает емкость ее поглощения, но увеличивает гидрофильность, липкость, набухаемость почв.
Минералы-соли встречаются в виде примесей к глинистым минералам главным образом в почвах аридных и семиаридных зон. (Следует учитывать, однако, что иногда в почвах могут присутствовать минералы-соли, являющиеся по своему проис хождению первичными.) Значительная часть минералов-солей при высокой влажности почвы растворяется, насыщая почвенный раствор, а при высыхании они опять выпадают в осадок, форми руя твердую фазу почв
Наиболее широко распространенными минералами-солями в почвах являются карбонаты: кальцит, люблинит, арагонит — СаСО3; доломит — СаСО3•MgCO3; сода — Na2CO3•10Н2О; тро на— NaHCO3•Na2CO3•2H2O. Среди сульфатов наиболее рас пространены гипс — CaS04•2H20, полугидрат — CaSO4•0,5H2O, ангидрит — CaS04 , мирабиллит—Na2SO4•10H2O, тенардит — Na2SO4. Среди хлоридов в почвах преобладает галит — NaCl, хотя встречаются и СаС12 и MgCl2. Большое количество солей характерно для соленосных почвообразующих пород (примор ские отложения, древние морские осадки) и засоленных почв. В постоянно переувлажненных болотных и маршевых почвах могут присутствовать сульфиды железа и других тяжелых метал лов, которые после дренирования и окисления переходят в суль фаты и карбонаты.
3.5. Общая оценка минералогического состава почв
Вотношении общей оценки минералогического состава почв
впочвоведении существует две точки зрения.
Согласно одной из них, наиболее старой, «классической», каждый «зональный» тип почвы характеризуется своим особым минералогическим составом, особенно составом вторичных гли нистых минералов. Согласно другой, более современной точке зрения, строгой приуроченности специфического минералогиче ского состава к определенным типам почв, а тем более к природ ным зонам не существует. Особо резкий спор идет, естественно, в отношении вторичных, прежде всего глинистых минералов.
89