Органо-минеральные соединения в почвах

 

Органические вещества почв активно взаимодействуют с минеральной частью. Основными ее компонентами, участвующими в процессах взаимодействия являются; первичные и вторичные силикаты, несиликатные окислы кремния, железа, алюминия, поглощенные и обменные катионы и простые соли, среди которых главнейшее значение имеют карбонаты. Интенсивность и скорость взаимодействия различны и зависят: от природы минералов и типа органических веществ. По характеру взаимодействия выделяют 3 группы органно-минеральных соединений.

1. простые гетерополярные соли

2. комплексно-гетерополярные соли

3. адсорбционные комплексы

 1. Типичными гетерополярными солями гумусовых кислот являются гуматы и фульваты щелочных и щелочноземельных элементов. Механизм их образования следующий: происходит обменная реакция между Н+ кислых функциональных групп гумусовых кислот и обменными катионами минеральных коллоидов. Реакция эта происходит при определенных значениях рН. При рН – слабо кислой и близкой к нейтральной диссоциируют карбоксильные группы СООН ↔ СОО^- + Н⁺. При рН > 7, т.е. щелочной – начинают диссоциировать и фенолгидроксильные группы ОН ↔ О^- + Н⁺.

[минеральный коллоид]Ca⁺² + R-- (COOH)n ↔ [минеральный коллоид]2H⁺ + (COOH)2Ca + R -- (COOH)n-2

Эта обменная реакция протекает в строго эквивалентных количествах и обратима. Образующиеся гуматы Са, выпадают в осадок, образуя на поверхности структурных элементов почв пленку. Емкость обменной сорбции при протекании подобных реакций определяется реакцией среды и природой гумусовых кислот. Для Г.К = 300-700 млг-экв/100 г – в нейтральной среде и до 1000 млг-экв/100 г. - в щелочной среде. Причина столь разных значений зависит от степени диссоциации СООН и ОН.

Для фульвокислот – величины емкости обменной сорбции примерно такие же, но в отличие от Г.К. она более непостоянна во времени и зависит от условий среды. причина этого в более высоком содержании кислых функциональных групп.

Гетерополярные соли гумусовых кислот характеризуются различной растворимостью, а следовательно и разной миграционной способностью.

Гуматы кальция очень плохо растворимы в воде, при любых значениях рН. Гуматы Mg более растворимы и более подвижны. В почвах они находятся преимущественно в виде достаточно хорошо гидратированного геля.

Гуматы К, Na, NH₄ – хорошо растворимы в воде и легко передвигаются по толще почвенного профиля.

Фульваты всех щелочных и щелочноземельных элементов хорошо растворимы в воде при кислой, нейтральной и щелочной реакциях. И только при рН > 10 фульваты Са и Mg выпадают в осадок.

В почвах чистые гуматы или фульваты сильных оснований встречаются редко, обычно образуются более сложные органо-минеральные производные, которые относятся к группе комплексно-гетерополярных соединений.

2. Комплексно-гетерополярные соединения образуются при взаимодействии поливалентных металлов (железо, алюминий, марганец, медь, цинк, никель, и другие) с гумусовыми кислотами. В комплексных соединениях металл входит в состав анионной части молекулы и не способен к обменным реакциям. При этом металл, вступая во взаимодействие с гумусовыми кислотами вытесняет водород из части кислых функциональных групп. Схематически эта реакция выглядит:

 

R - (COOH)n         [R - COO – Me] (COOH)n-x

R – (OH)m + Me → [R – OH – Me]( OH)m + xH⁺

В качестве Ме могут быть Fe(OH)₂⁺; Fe(OH)⁺²; Al(OH)₂^+; Al(OH)⁺² и другие.

Характерной особенностью этих соединений является остаточная емкость обменного поглощения катионов щелочных и щелочноземельных металлов. Это говорит о сохранении некоторой части карбоксильных групп свободными и о способности их к обмену с щелочными и щелочноземельными металлами.

Это могут быть Са, Mg, Na, K.

Карбоксильные группы гумусовых кислот могут связывать металлы тремя способами:

     

        

По способности образовывать соединения с гумусовыми кислотами катионы можно расположить в следующем порядке:

Fe⁺³ > Al⁺³ ≥ Fe⁺² > Cu⁺² ≥ Zn⁺² > Co⁺² > Pb⁺² ≥ Mn⁺²

  Положение металлов в этом ряду может меняться в зависимости от рН среды и природы гумусовых веществ.

Прочность (или устойчивость к разрушению) органо-минеральных комплексов выражают через величину рК – константы устойчивости.

рК = 2рН + lg[Me]⁺ⁿ

Емкость связывания металлов в комплексе с гумусовыми кислотами различна и колеблется в широких пределах. Так, например, содержание железа в железо-гуминовых солях 50-150 мг, а алюминия от 27 до 55 мг на 1 г гуминовых кислот. Фульвокислоты связывают до 250 мг Fe и до 140 мг Al на 1 г кислот. Максимальная насыщенность железом и алюминием, как гуминовых кислот, так и фульвокислот характерна для краснозема, значительна для дерново-подзолистой почвы и минимальна для черноземов.

Однако, хотя в почвах и существует очень большое разнообразие соединений железа и алюминия, но образование комплексно-гетерополярных солей возможно только в форме основных ионов Fe (OH)₂⁺; Al (OH)₂⁺; AlOH⁺²; FeOH⁺².

С другими формами железа и алюминия образуются адсорбционные комплексы.

3. Адсорбционные комплексы

Под адсорбционными комплексами понимают продукты взаимодействия гуминовых веществ с кристаллическими и аморфными минералами почв или органоминеральные продукты поглощения гумусовых веществ минералами (табл. 63).

 

 

Адсорбционные комплексы называют также глино-гумусными комплексами или минералоорганическими соединениями. Образование адсорбционных комплексов возможно за счет межмолекулярных связей (собственно адсорбция) и за счет ионных или координационных связей (хемосорбция).

Межмолекулярные силы действуют практически между любыми молекулами, но это взаимодействие слабое, и образующиеся органоминеральные производные непрочны. Эта форма связи имеет наибольшее значение для неполярных или полярных нейтральных молекул.

Высокомолекулярные вещества адсорбируются более интенсивно. Ионная связь может возникать в тех случаях, когда органическое вещество несет положительный заряд. Это могут быть органические катионы, как, например, аминокислоты при рН ниже изоэлектрической точки:

 

 

Механизм образования органоминеральных производных в этом случае можно рассматривать как катионный обмен:

где ППК — минеральная часть почвенного поглощающего комплекса; М+ — насыщающий катион.

Если глинистая часть почвы насыщена водородным ионом, то такая Н-глина служит донором протонов:

Большая часть гумусовых веществ несет преобладающий отрицательный заряд, что влечет за собой отрицательное поглощение анионов. Однако отрицательно заряженные ионы частично могут удерживаться электростатическими силами, поскольку на сколах кристаллов алюмосиликатов могут быть положительные заряды. В кислой среде это явление проявляется более заметно.

Значительное место в образовании органоминеральных соединений отводится водородным связям. Электроотрицательными атомами, между которыми возникает водородная связь, являются атомы кислорода на поверхности глинистых минералов и атомы кислорода или азота гумусовых веществ. Кислород на поверхности глинистого минерала образует водородную связь

 

 

Гидроксильная группа минерала реагирует с кислородом эфирных групп:

Водородная связь с органическими веществами может осуществляться и за счет адсорбированных молекул воды. Среди возможных механизмов образования соединений гумусовых веществ со слоистыми алюмосиликатами ведущая роль принадлежит, вероятно, поливалентным катионам, особенно Fe³⁺ и А1³⁺, способным одновременно образовывать связь и с анионом гумусовой кислоты, и с отрицательно заряженными группами на поверхности алюмосиликатов. Схема образования таких соединений посредством катионных мостиков, показана на рис. 61. Образующий мостик катион может быть непосредственно связан ионной связью с отрицательно заряженными группами. В другом варианте одна из координированных катионом молекул воды образует водородную связь с кислородом карбонильной группы адсорбируемого аниона.

По влиянию на адсорбцию гумусовых кислот катионы, образующие мостики, располагаются в ряд:

Fe3+ > А13+ > La3+ > Cu2+ > Co2+ > Zn2+ > Са2+ > Ва2+ > Cs+ > K+ > Na+

Гидроксиды железа и алюминия, присутствующие в почве в виде свободных минералов или покрывающие пленками поверхности алюмосиликатных минералов, адсорбируют гумусовые кислоты по иным механизмам. Оксиды и гидроксиды алюминия и железа (при рН < 8) несут на своей поверхности некоторое число положительных зарядов. В этом случае остаток гумусовой кислоты может быть связан по типу реакции анионного обмена:

т. е. будет удерживаться за счет обычных электростатических сил.

Кроме перечисленных способов взаимодействия минералов с органическими веществами, следует назвать еще один механизм, характерный для слоистых алюмосиликатов с расширяющейся решеткой, прежде всего для монтмориллонита. Этот механизм состоит в том, что молекула органического вещества проникает в межпакетное пространство слоистого алюмосиликата и там закрепляется. Такое поглощение называют интермицеллярным. Явление интермицелярного  поглощения хорошо изучено для монтмориллонита. Реальной способностью к интермицелярному поглощению обладают только фульвокислоты при сильно кислой реакции среды (рН 2, 5). Наблюдаемое при этом расширение решетки монтмориллонита невелико и может быть вызвано проникновением в межпакетный промежуток только боковых цепей фульвокислот (а не всей молекулы) или продуктов их частичного расщепления, например, аминокислот.

Соотношение компонентов в этих соединениях может быть различно.

Замечено, что хемосорбция уменьшает количество свободных кислых функциональных групп, уменьшая реакционную способность.

Эти комплексные гели имеют разную степень подвижности (миграционную способность). Например,  железогуминовые гели с невысоким содержанием железа могут частично пептизироваться водой, после насыщения свободных функциональных групп щелочными катионами. А алюмогуминовые гели еще более подвижны и могут пептизироваться полностью, образуя комплексные золи. Это чаще всего происходит в солонцах или солодях. При насыщении этих золей Са, они снова превращаются в гели (т.е. коагулируют).

Кремнегумусовые комплексы

Природа кремнегумусовых комплексов практически не изучена. Известно лишь, что их образование возможно за счет адгезионных сил при дегидратации (иссушении) пленок гумусовых кислот или их солей на поверхности кристаллического или аморфного кремнезема (адгезия-склеивание).

Раздел 2. Элементный химический состав почв (6часов)

Тема 1. Педоморфные элементы (4часа).

Элементный химический состав почв – первая неооходимая характеристика почвы в целом (не разделяя ее на компоненты).

Под элементным химическим составом почв (или валовым составом) подразумевается – набор и количественное соотношение химических элементов в почвенной массе. Знание химического элементного состава почв позволяет определить химические свойства, раскрыть генезис почв, судить о их плодородии. Помимо этого химический элементный состав почв отражает процессы почвообразования, т.е. по химическому составу можно разделить почвенный профиль на генетические горизонты.

А1 – органно-аккумулятивный горизонт, всегда содержит повышенное количество элементов биогенов: С, Р, N.

А2 – горизонт накопления кремнезема относительно содержания всех других элементов.

В(m, fe, h) – иллювиальные горизонты, в которых могут относительно накапливаться такие элементы: С, Fe, Al.

В(Cа, S) – горизонты накопления солей (карбонатов, гипса и др.).

По распределению химических элементов в почвенном профиле диагностируются процессы почвообразования, например подзолообразование, буроземообразование, дерновый процесс, осолодение, лессиваж и т.д.

По химическому составу почв можно судить о потенциальном почвенном плодородии по содержанию: С, P, N, S, Ca, K. Присутствие в почвенной массе повышенных количеств тяжелых металлов: Pb, Cu, Zn, Cd, Hg свидетельствует о загрязнении почв и ее токсичности по отношению к растениям.

На содержание тех или иных элементов в почвах существенно влияет механический состав почв (т.е содержание различных фракций). Крупные фракции, скелет, состоит преимущественно из первичных минералов (кварца, полевых шпатов). По мере уменьшения размеров фракций от песка до ила уменьшается содержание первичных минералов и преобладающими становятся вторичные, глинные, минералы.

По абсолютному содержанию в почвах все элементы делятся на несколько групп.

1. Si, O (десятки процентов)

2. Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, C (от десятых долей процента до нескольких процентов).

Это макроэлементы.

3. Ti, Mg, N, P, S, H (десятые и сотые доли процента). Это переходная группа к микроэлементам.

4. Ba, Sr, B, Pb, Cu, V, Cr, Ni, Co, Li, Mo, Cs, Se и другие. Это микро- и ультромикроэлементы. Содержатся в количествах 10^-3 – 10^-10 долях %.

Для почвоведения наибольший интерес представляет классификация элементов по особенностям миграции в ландшафтах – классификация Перельмана. Выделяется 2 группы: воздушные мигранты и водные мигранты. Воздушные мигранты представлены: пассивными элементами (инертные газы – He, Ne, Ar и другие) и активными элементами, образующими соединения в условиях атмосферы (O, H, C, N). Водные мигранты различаются по степени подвижности в восстановительной обстановке и окислительной обстановке.

1. Очень подвижные и подвижные: Cl, Br, S, Ca, Na, Mg, Cr, Ra, F, B.

2. Слабо подвижные: K, Ba, Rb, Li, Be, Cs, Tl, Si, P, Ge, Zn, Sb, As.

В восстановительной, глеевой среде многие элементы становятся очень подвижными (Fe, Mn, Co).

3. Малоподвижными элементами являются: Al, Ti, Cr, Bi, W. Они малоподвижны в большинстве природных обстановок.

Элементы можно разделить по степени биофильности:

1. максимальная биофильность – С.

2. высокая – N, H.

3. средняя – O, Cl, S, P, B, Br и другие

4. низкая – Fe, Al.

Степень биофильности характеризует роль живых организмов (растений) в миграции химических элементов. Способность растений поглощать те или иные химические элементы, называют коэффициентом биологического поглощения. Рассчитывается он по отношению содержания элемента в золе растения к содержанию его в почве. Следовательно, чем больше содержание элемента в золе растения и меньше в почве, тем больше его биофильность.

Оценивая роль отдельных элементов в почвообразовании, выделяют группу элементов, играющих конституционную роль, т.е элементы входящие в состав кристаллической решетки минералов и элементы органики: Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, O, C, N, H, P.

Выделяют также группу педоморфных элементов, оказывающих влияние на строение почв. Особую роль среди педоморфных элементов играют элементы-пигменты: С, Fe, Mn, Ca, Si.

Элементный химический состав почв (валовой состав) выражают чаще всего в виде % окислов. Подобный способ выражения позволяет проверить точность анализа (100 ± 1, 5). Однако формы соединений в почвах очень разнообразны и не всегда они содержатся в виде окислов, а для элементоы с переменной валентностью не известно в каких формах валентности они находятся в той или иной почвенной ситуации. Поэтому этот способ выражения условен. Более достоверно выражать элементный состав почв в % элементов. Для этого необходимо % содержание окисла умножить на коэффициент. К= атомная масса элемента / молекулярная масса окисла. В последнее время все чаще стали выражать результаты валового анализа в молях и мольных долях. Такой способ выражения дает представление о химических реакциях, протекающих в почвах и об участии элементов в этих реакциях в виде атомов или молекул. Чтобы найти число молей элемента в 1г почвы необходимо: % содержание элемента умножить на 10 и поделить на атомную массу элемента, например:

               % Fe x 10

Моль/кг = -------------

                 Ат. масса Fe

Мольные доли – это число молей данного элемента отнесенная к числу молей всех элементов, входящих в состав почвы. Мольные доли исчисляются от 0 до1.

При изучении элементного состава почв очень часто рассчитывают запасы того или иного элемента во всей толще почвенного профиля или в отдельном генетическом горизонте.

А = 1000 х Н х V x X

А – запас элемента в кг/га

Н – мощность почвенного профиля или горизонта в см.

V – объемная масса г/см³

Х – содержание элемента в %

Чаще всего эти расчеты делают для углерода гумуса.

В ходе процессов почвообразования количество элементов и их соотношения не остаются постоянными, они меняются. Соотношения между отдельными группами элементов часто используются как диагностические признаки в процессах почвообразования. Очень широко используются такие соотношения: C: H, C: N, C: O, SiO₂: Al₂O₃, SiO₂: Fe₂O₃, которые характеризуют тип строения гумусовых веществ, степень минерализации гумуса, коры выветривания.

Для оценки потери или накопления щелочных и щелочноземельных элементов в почвах используют отношения: Na₂O+K₂O/Al₂O₃, CaO+MgO/ Al₂O₃.

 

Кремний ( Si )

 

Кремний – один из наиболее распространенных элементов в земной коре. Его кларковое содержание = 29, 5%. Кремний в литосфере входит в соединения, в которые, как правило, входит кислород. В земной коре встречается в виде: первичного кварца, простых силикатов, сложных силикатов (алюмосиликатов).

Первичный кварц очень устойчивый минерал и его можно рассматривать как пассивный материал в зоне выветривания. Сложные силикаты (алюмосиликаты) тоже довольно прочные в условиях земной коры соединения. Выветриванию в основном подвергаются простые силикаты, они легко подвергаются гидролизу, особенно силикаты – соли сильных оснований и слабых кислот или соли сильных кислот и слабых оснований.

Высвобождаясь из кристаллической решетки минералов кремнезем переходит в раствор. Растворимость кремния зависит от нескольких факторов: рН – среды, температуры, концентрации. Долгое время считали, что кремнезем практически нерастворим в кислой среде, в то время как в щелочной очень хорошо растворим. На самом деле кремнезем имеет два интервала растворимости, в очень кислой среде (рН = 2, 5) растворимость достигает 70-80 мг/л, в щелочной (рН = 9 и больше) растворимость кремнезема достигает 120-140 мг/л. Причем при разных значениях рН кремнезем находится в разных формах, так например, при рН = 9 он находится в мономолекулярной форме (Si(OH)₄, при рН больше 9 большая часть кремнезема находится в диссоциированном состоянии. При увеличении концентрации, т.е при значениях выше 120-140 мг/л происходит полимеризация молекул кремнезема с образованием коллоидных гелей.

nSi(OH)₄ ↔ [SiO(OH)₂]n + nH₂O

Вторым фактором, влияющим на растворимость кремнезема, является температура. Экспериментально проверено, что при повышении температуры с 20⁰ до 70⁰С растворимость кремнезема увеличивается в 4 раза, при этом он находится в мономолекулярной форме до концентрации 200мг/л, свыше которой начинается реакция полимеризации с образованием коллоидных гелей.

В обычных условиях, т.е. при температуре 10-20⁰С и при рН=6-8 гели кремнезема могут растворяться в присутствии щелочных солей (NaHCO₃ и Na₂CO₃) и наоборот растворимость гелей резко падает в присутствии кислых и нейтральных солей: сульфатов, карбонатов и бикарбонатов Ca и Mg. Они вызывают образование осадка аморфного кремнезема.

В почвенных растворах кремний может находиться в двух формах: мономолекулярное (диспергированное), коллоидное. В почвах значительная часть кремния находится в виде первичного кварца, а так же в составе алюмосиликатов (глинистых минералов). Содержание кремния в различных по происхождению почвах различно. Например – подзолистые почвы (70-90%), бурые лесные почвы – (50-60%), черноземы – (60-70%). Содержание кремния в почвах зависит от почвообразующих пород (содержания его в породах), а так же от процессов почвообразования. Так в подзолистых горизонтах валового кремния всегда больше, чем в других генетических горизонтах данного профиля. Растворимого (подвижного) кремния обычно не более 1 – 2% и содержание его является хорошим диагностическим признаком, отражающим процессы осолодения.

 

Al (алюминий)

 

Кларковое содержание – 8, 05. В коре выветривания встречается в виде:

Безводных окисей (корунд Al₂O₃)

Алюминатов (алюмината магния – MgAlO₄, алюмината железа – FeAlO₄, алюмината марганца – MnAlO₄), которые все вместе образуют шпинели.

Алюмосиликатов – наиболее распространенных соединений, являющихся основным источником алюминия (85% всей массы земной коры). Это первичные минералы – ортосиликаты и полисиликаты (мусковит, эпидот, микроклин, ортоклаз, плагиоклазы). Вторичные минералы – глинистые минералы (группы монтмориллонита, каолинита, вермикулит, хлориты, гидрослюды и т. д.).

Роль алюминия в почвообразовании очень велика. В сильнокислой среде, в присутствии серной кислоты, а это возможно при переменном окислительно-восстановительном режиме и окислении сульфидов в болотных почвах, алюминий находится в виде катиона, образующего алюминевые квасцы (KAl(SiO₄)₂x12H₂O – квасцовый камень – алунит). Квасцы хорошо растворимы в воде, поэтому попадая в почву они легко трансформируются, переходя в различные гидроокислы.

В нейтральной среде алюминий находится в виде аниона и образует гидратированный комплексный анион, из которого образуются октаэдры с шестью молекулами воды и алюминием в центре (гексакваалюминий).

В щелочной среде алюминий находится в виде комплексного аниона, образуя достаточно хорошо растворимые алюминаты.

Al(OH)₃ + NaOH ↔ Na[Al(OH)₄] – гидроксил алюминат.

С гумусовыми кислотами, преимущественно с фульвокислотами, а также с низкомолекулярными органическими кислотами (муравьиной, уксусной, щавелевой, янтарной, винной и др.) алюминий образует относительно растворимые комплексные соединения. В форме этих соединений алюминий легко мигрирует вниз по профилю и зачастую выносится из почв.

Алюминий в почвах может находиться и в форме гидроокисей. Чаще всего в почвах встречается гиббсит или гидроаргеллит (Al(OH)₃). Гидроокислы алюминия могут быть как в окристаллизованном (гиббсит), так и в аморфном состоянии, образуя натеки, пленки, конкреции.

Формы нахождения алюминия в почвах:

- обменный

- необменный

- растворимый

- коллоидальный

- кристаллический

Обменный алюминий представлен трехвалентным катионом (Al⁺³), cовместно с протоном Н⁺ он насыщает ППК и участвует в образовании обменной кислотности. Обменный алюминий обычно уравновешивает растворимый.

Растворимый (разновидность обменного) алюминий гидролизует воду

Al⁺³ + H₂O ↔ Al(OH)⁺ + H⁺ при этом освобожденный водород увеличивает кислотность почв. Растворимый алюминий очень активен и оказывает влияние на многие процессы. В присутствии обменного кальция алюминий теряет свою растворимость и активность, поэтому известкование почв является важным приемом в снижении активности алюминия и снижения кислотности почв.

Обменный и растворимый алюминий оказывает отрицательное воздействие на минеральное питание растений, оказывает токсическое воздействие на корни растений, препятствует поглощению растениями двухвалентных катионов.

Необменный или фиксированный алюминий закрепляется в необменной форме между слоями разбухающих минералов (глинистых минералов), особенно это характерно для кислых почв. Считается, что такое межплоскостное внедрение алюминия приводит к разрушению глин.

Коллоидальный алюминий образуется после разрушения слоев разбухающих глин. Коллоидальный алюминий часто взаимодействует с гелем кремнезема, образуя при этом аллофаны.

Кристаллический алюминий образуется из коллоидального при избытке кремнезема и при дегидратации. Таким образом идет кристаллизация ранее аморфных соединений алюминия, с образованием окристаллизованных окислов и даже глинистых минералов.

В разных типах почв, с разными внутрипочвенными условиями содержание и формы алюминия различны.

Кислая среда – в основном подзолистые почвы. Освобожденный из минеральных соединений алюминий (при кислотном гидролизе) чаще всего связывается гумусовыми кислотами, преимущественно фульвокислотами в органно-минеральные комплексы и находясь в псевдорастворимом состоянии мигрирует вниз по профилю, а иногда и за пределы его.

Биологически активная нейтральная среда – в основном почвы степей, саванн. Почвы богаты обменным кальцием. Гумус преимущественно гуматный. В этих условиях алюминий может бесконечно долго существовать в виде органического аниона, т.е. входит в состав глинисто-гумусового комплекса.

Тропические почвы с большими сезонными колебаниями микроклимата. Кислые ферраллитные почвы бедные по содежанию органического вещества. Образующийся при выветривании горных пород алюминий находится в основном в коллоидальной форме, который при избытке кремнезема образует глинистые минералы, при недостатке кремнезема переходит в кристаллическую форму гиббсита.

Fe (железо)

Кларковое содержание – 4, 65

В почвах и коре выветривания находится в 2-х и 3-х валентных формах. Первичные соединения железа более разнообразны, чем алюминия. Железо встречается: самородное (быстро переходит в гидрат окиси – Fe(OH)₃), оксид железа, имеющий коллоидальную форму (Fe₂O₃ x nH₂O), соединения с серой, мышьяком и сурьмой (FeS, FeAs₂), хлориды железа (FeCl₃ x 2KCl x H₂O), ферриты (гематит – Fe₂O₃, магний феррит – MgFe₂O₄, магнетит – FeFe₂O₄, ильменит – FeTiO₃ и др.), силикаты и феррисиликаты, где железо замещает алюминий.

В процессе выветривания все эти соединения железа изменяются, образуя другие соединения, среди которых наиболее активной является гидроокись железа.

В почвах различают четыре основных состояния железа, не считая железо, входящее в состав первичных минералов.

- коллоидное состояние

- обменное и растворимое

- свободное и нерастворимое

- псевдорастворимое комплексное

Коллоидное состояние, это обычно гидроокись железа, которое входит в состав глинисто-гумусового комплекса или поглощена этим комплексом, обычно захватывая окислы железа в межплоскостные пространства. Эта форма железа не является обменной.

Обменное и растворимое состояние, в этом состоянии бывает только двухвалентное железо в восстановительных условиях гидроморфных почв (до 500 мг на 100г почвы).

Свободное и нерастворимое – это гидроокислы железа (аморфные и окристаллизованные). Они обычно образуют пленки вокруг крупных частиц, зачастую являясь цементом (сидерит – красный Fe₂(CO₃)₃, гетит – буро-красный Fe₂O₃ x 2H₂O, гематит – красный Fe₂O₃ x H₂O).

Псевдорастворимое комплексное состояние железа. В слабо кислой и бедной гумусом среде образуются комплексы кремнезема с закисным и окисным железом. В кислой среде, богатой органическим веществом образуются органно-железистые комплексные соединения. Образование псевдорастворимых комплексов происходит в определенных внутрипочвенных условиях, при рН меньше 5, 5, восстановительная среда, обилие растворимого гумуса.

Осаждение растворимого железа происходит тоже при определенных внутрипочвенных условиях, рН = 6, 3-7, 4, насыщенность почвенных растворов катионом Са, а так же хорошая аэрация почв. Осаждение железа, как правило, сопровождается сорбцией растворимого гумуса (1г Fe₂O₃ захватывает 0, 2-0, 3 гумуса), образуя сорбционные комплексы. В гидроморфных нейтральных почвах в превращениях железа большую роль играют железо бактерии, они накапливают железо, образуя конкреции.

В настоящее время аналитически можно выделить шесть форм железа:

- органно-минеральные

- аморфные

- слабо окристаллизованные несиликатные

- средне окристаллизованные несиликатные

- сильно окристаллизованные несиликатные

- силикатные

Органно-минеральные формы извлекаются пирофосфатом натрия. Аморфные формы извлекаются реактивом Тамма (смесь щавелевой кислоты и щавелевокислого натрия). Слабо, средне и сильно окристаллизованные формы определяются методом Джексона. Силикатные формы определяются по разности между валовым железом и железом, определенным по методу Джексона. Формы железа очень важный диагностический признак почв. В разных по происхождению почвах, содержание этих форм различно.

Бурые лесные почвы накапливают все формы железа. Аморфные с глубиной уменьшаются, а окристаллизованные увеличиваются.

Подзолистые гумусо-иллювиальные почвы. Верхние горизонты( АоА1 и А2) обеднены всеми формами железа, незначительно присутствует только силикатное. Горизонты В, ВС обогащены всеми формами, но среди них преобладающими являются аморфные и слабо окристаллизованные.

Бурые псевдоподзолистые почвы. В верхней элювиальной части почвенного профиля преобладают слабоокристаллизованные формы. В иллювиальной – увеличивается содержание сильноокристаллизованных форм и уменьшается количество слабоокристаллизованных.

В почвах с преобладанием глеевого процесса при поверхностном сезонном переувлажнении (отбеленные почвы) отсутствуют сильноокристаллизованные формы, а преобладают аморфно-свободные за счет гидратации слабоокристаллизованных.

При грунтовом увлажнении преобладают слабоокристаллизованные и присутствуют остаточные сильноокристаллизованные.

Подзолы. В горизонте А1 – аморфно-свободное и сильно окристаллизованное биогенного происхождения. Горизонт А2 обеднен всеми формами железа, особенно аморфными. В горизонте В происходит аккумуляция и образование окристаллизованного железа.

Водный и тепловой режимы почв оказывают сильное воздействие на несиликатные формы железа, которые легко реагируют на изменение тепла и влаги.

Дюшафур описывает схему эволюции гидроокислов железа в процессе деградации бурых лесных почв. Презентация.

Са (кальций), Mg (магний)

Кларковое содержание кальция – 3, 3, магния – 2, 07. Эти элементы входят в состав силикатов, алюмосиликатов (полевых шпатов, фельдшпатидов, пироксенов, амфиболов, гранатов и т.д.). Магний присутствует в слюдоподобных минералах: тальк, слюды, хлориты.

Выветривание горных пород, содержащих эти минералы, начинается обычно с образования карбонатов. Причем на первых стадиях выветривания первичных минералов в первую очередь разрушаются кальциевые силикаты, магниевые же считаются более устойчивыми.

Наиболее активная роль в почвообразовании принадлежит Са, так как он входит в состав ППК всех без исключения почв. Количество Са, входящего в ППК определяет характер этого комплекса и свойства почв: кислотность, емкость поглощения, качественный состав гумуса, и т. д. Са будучи активным элементом оказывает влияние на реакции растворения или осаждения полуторных окислов (Fe₂O₃, Al₂O₃), Mn, Si. С кремнием кальций образует кремний-известковые панцыри. Содержание валового Са в незасоленных почвах не превышает 1-3%. В засоленных почвах кальций содержится в составе карбоната кальция и гипса (CaCO₃, CaSO₄)

Магний в отличие от кальция в меньших количествах содержится в составе ППК, за исключением почв, формирующихся на горных породах с большим содержанием магния. Зато магний входит в состав глинных минералов: хлоритов, вермикулитов, гидрослюд, поэтому в меньшей степени, чем кальций выносится из коры выветривания. Так же магний играет большую роль в жизнедеятельности растений, поскольку входит в состав хлорофилла. Содержание валового магния в почвах так же невелико, 1-3%.

 

Na (натрий), К (калий)

Щелочные элементы натрий и калий, наряду с щелочноземельными элементами кальцием и магнием входят в состав первичных породообразующих минералов, которые при выветривании на первых стадиях также образуют карбонаты.

Натрий наиболее активный элемент, поскольку растворимость натрия значительно выше чем у калия. Содержание натрия в почвах в больших количествах приводит к накоплению его в профиле в виде хлоритов (NaCl), сульфатов (Na₂SO₄) и соды (Na₂CO₃), что приводит к засолению почв. Почвы, содержащие соли натрия, как правило, имеют неблагоприятные водно-воздушные свойства, при насыщении водой набухают, становятся липкими, вязкими, воздухонепроницаемыми. Неблагоприятны и их химические свойства, катион натрия внедряясь в ППК разрушает его (диспергирует), щелочная среда способствует растворению гумуса, который становится подвижным и выносится из верхней корнеобитаемой толщи почвенного профиля. Таким образом почвы засоленные солями натрия неплодородны.

Калий в отличие от натрия в меньших количествах содержится в составе простых солей, зато много калия закрепляется в кристаллических решетках глинистых минералов, особенно гидрослюд (иллит). Калий является очень важным элементом в питании растений. Доступным для растений считается обменный калий, т.е. калий входящий в состав ППК. Почвы, богатые калием, содержат обменного калия – 0, 3-0, 5 мг-экв на 100 г почвы.

 

Р (фосфор)

Кларковое содержание 0, 1%. Встречается в апатитах и его формах: хлорапатит - (Ca₅(PO₄)₃Cl, фторапатит - (Ca₅(PO₄)₄F.

Превращение фосфора в почвенном профиле примерно такое%

Ювенильные формы → растворение → поглощение организмами → образование водозных минералов → опять поглощение организмами и так далее.

Водозные минералы

Это средние и кислые соли ортофосфорной кислоты Н₃РО₄ – ортофосфаты. В природе они составляют очень большую долю – 95% - всех природных фосфатов. Ортофосфорная кислота – достаточно сильная. Она образует различной степени замещенности соли с катионами NH4⁺, Na⁺, K⁺, Mg⁺², Ca⁺², Fe⁺³, Al⁺³ и другими. Однозамещенные, двухзамещенные и трехзамещенные ортофосфаты щелочных металлов и аммиака – хорошо растворимы в воде и в результате гидролиза создают щелочную реакцию среды, например рН1% раствора Na₂HPO₄ = 8, 9.

Соединения фосфора в почвах очень разнообразны. Одних только фосфатов кальция в природе около 60 разновидностей. Наиболее встречаемые в почвах: дикальций фосфат – Ca₂HPO₄, трикальций фосфат – Са₃(РО₄)₂, ортокальций фосфат – Са₄(РО₄)₃ х 3Н₂О, гидроксилапатит – Са₁₀(РО₄)₆ х (ОН)₂, варисцит – AlPO₄ x 2H₂O, штренгит FePO₄ x 2H₂O.

Еще более разнообразны формы соединений фосфора с органическим веществом почв. В составе органической части почв фосфор представлен: фосфолипидами (около 1% органического фосфора), нуклеозитфосфатами, нуклеиновыми кислотами (2-3%). Кроме этого существуют: фосфопротеины, сахарофосфаты, фосфорилированные карбоновые кислоты. Значительная часть фосфора входит в состав гуминовых и фульвокислот. В составе гуминовых кислот может находиться от 2-3 до 50-80% всего органического фосфора почвы.

Ортофосфаты образуют с органическим веществом связи через катионные мостики Са, Fe, Al.

/ COO – Ca – HPO₄

R

\ OH

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: