Предмет, методы и задачи химии почв

Химия почв является одним из разделов науки о земле «Почвоведения».

Поэтому, многие понятия, изучаемые в разделе «Химия почв» уже ранее рассматривались в курсе почвоведения, минералогии, физики почв.

«Химия почв» не имеет своих «собственных» методов изучения. Используются методы: сравнительно-географический, профильно-генетический, аналитический, которые в свою очередь широко используются в почвоведении и его разделах.

В современной «Химии почв», как научной дисциплины приоритет имеют 4 научных направления:

Первое направление – «Химия почвенной массы». В нем рассматривается большой круг вопросов, которые условно можно разделить на три большие группы:

- учение о химическом составе почвы

- свойства почвы

- строение и свойства почвенных компонентов

Учение о химическом составе почвы - элементный состав твердой и жидкой фаз почвы.

Строение и свойства почвенных компонентов – строение и свойства минеральных и органических компонентов.

Свойства почвы – поглотительная способность, реакция среды, окислительно-восстановительные свойства.

Второе направление – «Химия почвообразовательных процессов». В нем рассматриваются вопросы: трансформация вещественного состава при почвообразовании: синтез и разложение минеральной части почв, разложение органической части почв – процессы гумификации, химизм элементарных процессов почвообразования.

Третье направление – Химические основы почвенного плодородия. Это направление составляет основы лекционного курса «Агрохимия».

Четвертое направление – Аналитическая химия почв. Это направление изучается в лекционном и лабораторном курсе «Химический анализ почв».

История развития дисциплины «Химия почв»

Систематические исследования состава и свойств почв начались в конце 18 и начале 19 столетия, хотя о «Химии почв» как дисциплине тогда еще не было и речи. Исследованиями занимались в основном химики, выполняя заказы практиков.

Все многообразие вопросов, которыми они занимались можно разделить на 3 основных направления:

1. Изучение почвенного гумуса

2. Изучение поглотительной способности почв

3. Разработка теории минерального питания.

Изучение и разработка этих трех направлений продолжалось в течении всего 19 столетия и первой половины 20 века. Позднее к ним присоединилась 4 проблема – природа почвенной кислотности. В разное время внимание к перечисленным проблемам было разным. Многие открытия были сделаны уже в 20 веке, причем во второй половине его.

  Изучение почвенного гумуса

В 1786 году Ф. Ахард действием раствора щелочи на почву и на торф получил темно-бурый раствор. Затем при добавлении в раствор серной кислоты он получил осадок гуминовой кислоты. «Гуминовая кислота» - земляная кислота.

В 1796 году Л. Вокелен действием щелочи на древесные остатки вяза тоже получил вещество бурого цвета. В последствии Т.Томсон назвал это вещество «ульмином» - ulmus – вяз.

В конце 18 столетия возникает «гуминовая теория питания растений». Согласно этой теории основным питательным веществом для растений является гумус, а остальные вещества создают лишь обстановку или условия питания. Эту теорию сформулировал и широко пропагандировал профессор Берлинского университета А.Тэер (1752-1828). Поддерживал эту теорию и известный шведский ученый И. Валлериус (1761).

Много внимания уделял изучению органического вещества почв, и в частности, изучению гумусовых кислот шведский ученый Берцелиус (1779-1848). Им было выделено два новых вещества из природных вод, которые он назвал «креновая кислота» и «апокреновая кислота». Так же из разлагающейся древесины он выделил гуминовую кислоту. В современной химии почв эти кислоты мы объединяем под общим названием «фульвокислоты».

Первые серьезные исследования в области химии гумуса провел профессор Московского Университета Герман Р. (1836 г). Он модифицировал методику выделения гумусовых кислот. Установил многообразие гумусовых кислот, что кстати отвечает современным представлениям о групповом составе гумуса. Построил классификацию гумифицированных органических веществ. Помимо этого он выдвинул идею о том, что азот является конституционным элементом в построении гумусовых веществ. Так же он первый обратил внимание на то, что при длительном использовании почв в с/х производстве в них уменьшается содержание перегноя (гумуса).

В 20 столетии над проблемой изучения гумусовых веществ работали уже многие ученые из разных стран.

Американские ученые О. Шрейнер и Е. Шори (1908-1930) обнаружили в составе гумуса более 40 индивидуальных органических соединений. Это различные углеводы, органические кислоты, альдегиды, жиры, ароматические соединения и многие другие вещества. Эти их исследования показали, что почвенный гумус очень сложен по составу.

В это же время, т.е. в начале 20 столетия профессор Московского Университета В.В. Геммерлинг выдвигает идею о полидисперсности гумусовых кислот. В последствии его идея была подтверждена экспериментально. Уже в 50-60 годах было установлено, что окраска гумусовых кислот напрямую зависит от их молекулярных масс. Примерно в это же время, т.е. в первой половине 20 столетия ведутся исследования по происхождению гумусовых веществ. В составе гумуса обнаружены очень сложные вещества: ароматические структуры, циклические бензоидные вещества и много других (целый ряд функциональных групп).

Все эти положения о химизме гумусовых кислот в дальнейшем были использованы академиком И.В. Тюриным и его учениками М.М. Кононовой, В.В. Пономаревой, А.Н. Александровой при разработке учения о групповом и фракционном составе гумуса, при разработке методов изучения гумуса. Надо сказать, что этими методами ученые пользуются и поныне.

Еще тогда, во времена Тюрина и до наших дней в изучении почвенного гумуса сложилось три направления:

1.эколого-биохимическое

2.структурно-аналитическое

3.синтетическое

Синтетическое направление характеризуется поиском путей синтеза гумусовых кислот из простых мономерных соединений – фенолов, моносахаридов, аминокислот и др. В этом направлении работал немецкий ученый В. Фляйг.

Структурно-аналитическое направление характеризуется более углубленным исследование состава и строения препаратов гуминовых кислот, выделенных из почв. Надо отметить, что это направление в изучении гумуса было и остается очень популярным, и в этом направлении работало очень большое число ученых из разных стран.

В нашей стране этим занимались А.А. Шмук, С.С. Драгунов, В.И. Касаточкин, Т.А. Кухаренко, Л.Н. Александрова.

За рубежом такие известные ученые: Г.Фельбек и В.Форсит (США), М.Шнитцер (Канада), Т.Холси, Т Нагои, К. Кумада (Япония) и многие другие.

Наиболее популярным направлением особенно у нас в стране все же было и является в настоящее время эколого-биохимическое. Оно было разработано В.Тюриным и его учениками. Наиболее важным достижением в этом направлении была разработка гипотезы «образование гуминовых кислот». Надо признать, что эта гипотеза была признана и за рубежом.

Изучение поглотительной способности почв

Оказывается, еще во времена Аристотеля об этом свойстве почв было уже кое-что известно. Например, почвенные колонки использовали для опреснения морской воды, пропуская ее через почвенные колонки.

В 1850 году была опубликована работа английского фермера П.Томсона, в которой подробно описан эксперимент, поставленный им. В результате эксперимента было установлено, что если промывать колонку с почвой, в которую предварительно добавлен (NH₄)₂SO₄ водой, то в вытекающем из колонки растворе появляется Са (СаSO₄).

Позднее английский химик Дж. Уэй повторил эти опыты и проделал серию подобных, и в результате пришел к следующему заключению:

1. Катионы Na ⁺, K⁺ и NH₄⁺ при внесении их в почву в виде солей почвой поглощаются и одновременно вытесняют катионы Са⁺². Причем поглощение и вытеснение происходит в эквивалентных количествах.

[почва]Са⁺² + 2К⁺ ↔ [почва]2К⁺ + C а⁺²

2.  Карбонаты поглощаются почвой без вытеснения из нее Са и анионов.

3. Кальциевые соли сильных кислот (Ca (NO₃)₂, CaCI₂, CaSO₄) почвой не поглощаются.

4. Поглощаются катионы только глинистыми частицами, песок и органическое вещество в этом не участвуют.

5. Нагревание почвы или обработка ее кислотой нарушает способность почвы поглощать катионы.

6. Поглощение происходит быстро, практически мгновенно.

7. Поглощение катионов происходит необратимо.

8. Увеличение концентрации добавленной соли повышает количество поглощенных почвой катионов.

Эти и ряд других выводов были сделаны Уэем на основании проведенных им экспериментов. Эти исследования в то время не были теоретически обоснованы. В последствии многие из них были подтверждены экспериментами других ученых.

Большие работы по изучению поглотительной способности почв провел голландский химик Ван-Беммелен (1830-1911). Он утверждал, что главную роль в проявлении почвами поглотительной способности играют «адсорбционные соединения» - так он называл цеолитоподобные силикаты (кремневая кислота, глинистые минералы), т.е. то, что мы сейчас называем «минеральными коллоидами».

Однако, наибольший вклад в изучение поглотительной способности почв сделал русский ученый, академик К.К.Гедройц (1872-1932). В своих работах он провел классификацию видов поглотительной способности почв (эта классификация актуальна до настоящего времени), сформулировал важнейшие положения поглотительной способности почв, многие из которых, вошли в число основных законов и понятий современной химии почв.

Изучение минерального питания растений

Основоположником этого направления в химии почв был немецкий химик Ю.Либих. Исследования в этом направлении положили начало развитию Агрохимии – как самостоятельной научной дисциплины.

Изучение проблемы почвенной кислотности

Разработка этого направления стала возможной только после появления достаточных знаний в области поглотительной способности почв, знаний по химии почвенных коллоидов, почвенных растворов. Поэтому исследования, связанные с почвенной кислотностью начались только в 20 столетии. Эти исследования связаны с такими известными учеными: Вейтч (1904), Дайкухара (1914). Ими первыми было обнаружено, что при взаимодействии почвы с растворами нейтральных солей (NaCI, KCI) в почвенный раствор переходят ионы Al⁺³. Сущность происходящей при этом реакции не до конца раскрыта до настоящего времени. Существует две гипотезы, раскрывающие механизм обмена катионов между твердой фазой почв (почвенными коллоидами) и почвенными растворами.

Первая гипотеза – обменного водорода, согласно которой потенциальная кислотность почв обусловлена наличием протонов водорода в ППК, а появление ионов алюминия в почвенном растворе объясняется разрушением кристаллических решеток минералов в результате кислотного гидролиза (при высокой кислотности почвенного раствора).

Вторая гипотеза – обменного алюминия, согласно которой потенциальная кислотность почв обусловливается наличием обменного катиона алюминия в ППК, который напрямую вытесняется катионами почвенного раствора.

Сторонниками обменного алюминия были А.В. Соколов, немецкий ученый Х. Каппен, американский ученый К. Маршал и другие.

Но фундаментальный вклад в познание почвенной кислотности внес русский ученый В.А.Чернов, изложив результаты своих исследований в монографии «О природе почвенной кислотности» (1947). Чернов установил, что в большинстве кислых почв преобладают обменные ионы Аl⁺³, тогда как обменные ионы Н⁺ характерны преимущественно для высокогумусированных и торфяных почв. Эта точка зрения, несмотря на продолжающуюся дискуссию, в настоящее время широко распространена.

Современные направления в химии почв

Одновременно с изучением природы почвенной кислотности велись интенсивные исследования по изучению окислительно-восстановительных режимах почв. Этими вопросами занимались советские ученые С.В. Зонн, И.П. Сердобольский, Д.С. Орлов и др.

В 1980 году И.С. Каурычев и Д.С. Орлов издали книгу «Окислительно-восстановительные процессы и их роль в генезисе и плодородии почв». В этой работе они обобщили результаты исследований как советских, так и зарубежных ученых, и по существу, изложили современные представления об окислительно-восстановительных режимах.

Последние десятилетия 20 века в сфере внимания Химии почв, как научной дисциплины оказались вопросы по изучению содержания в почвах микроэлементов и их роли в плодородии почв. Долгие годы возглавлял это направление Академик Л.В. Пейве. В последствии это направление развил академик В.Б. Ильин.

В последнее время очень актуальна проблема загрязнения почв отходами промышленности (тяжелыми металлами, радиоактивными элементами), сельского хозяйства (пестицидами, гербицидами, отходами животноводческих комплексов). В связи с этим возникла необходимость изучения влияния загрязняющих веществ на свойства почв. Большой вклад в решение этой проблемы внесли ученые: М.А. Глазовская, Н.Г. Зырин и другие.

Тема 2. Строение свойства и состав минеральных почвенных компонентов. Пути их трансформации (внутрипочвенное выветривание) (5часов).

Первичные (породообразующие) минералы по своему происхождению связаны с магматическими и метаморфическими породами, которые измельчены в результате физического выветривания. Они наследуются почвами от почвообразующих пород и поэтому содержание их в разных по генезисупочвах различно. Эти минералы составляют скелет почв, тогда как глинистые минералы – плазму.

Наиболее распространенные группы первичных минералов в почвах: полевые шпаты (кислые, основные, средние плагиоклазы), амфиболы, пироксены, оливины, слюды, ну и, конечно, кварц. Все это кремнекислородные соединения. Элементарной ячейкой их является кремнекислородный тетраэдр. В нем один маленький катион Si ⁺⁴ окружен четырьмя крупными анионами О^-2.

[ SiO 4]^-4 Соединяются тетраэдры между собой через вершины (кислородные ионы) – кислородные мостики. Следовательно, каждый кислородный ион одновременно связан с двумя катионами Si ⁺⁴. Соединяясь таким образом кремнекислородные тетраэдры могут образовывать различные структуры: цепочные (одинарные), двойные цепочные, островные, каркасные Презентация.   Минералы группы пироксенов образуют одинарные цепочные структуры (элементарная ячейка – [ Si ₂ O ₇ ]^-6), двойные цепочки образуют амфиболы ( элементарная ячейка - [ Si ₄ O ₁₂ ]^{- 10}), островные структуры – оливины.

Если кремнекислородные тетраэдры соединяются между собой так, что каждый из четырех ионов О^-2 принадлежит двум тетраэдрам, то получаются структуры непрерывные в трех измерениях (трехмерные каркасы) и они не имеют активных (незаполненных ионов О^-2 ). Такие структуры – каркасы имеют кварц и полевые шпаты. Элементарная ячейка такой структуры [ Si ₄ O ₁₂ ]^-8.

Слюды образуют листоватую (слоистую) структуру. Здесь тетраэдры соединяются друг с другом тремя вершинами – образуя гексагональную (шестиугольную) сетку – в виде плоского листа Презентация.

Известно, что первичные минералы в почвах подвергаются действию агрессивных гумусовых кислот, воды, углекислоты, т.е. первичные минералы подвергаются химическому выветриванию. Так вот установлено, что наиболее прочной (менее всего подверженной химическому выветриванию) являются трехмерные каркасы (структура кварца и полевых шпатов). Трехмерные каркасы практически не имеют активных (не заполненных) ионов О^-2. Поэтому минерал кварц полностью на 100% состоит из двуокиси кремния ( SiO ₂ ). Тогда как другие структуры (цепочные, листовые, островные) имеют незаполненные ионы О^-2, поэтому остающиеся (незаполненные) валентности О^-2 заполняются катионами других элементов (К, Na, Ca, Mg, Fe, Al ) и другие. Это приводит к тому, что минералы с такими структурами становятся менее прочными и более всего подвержены химическому выветриванию. Но каркасные структуры имеет не только кварц, но и минералы группы полевых шпатов, а они менее устойчивы к химическому выветриванию, чем кварц, особенно основные и средние плагиоклазы. Это объясняется тем, что у части тетраэдров ион Si ⁺⁴ замещен ионом Al ⁺³. Образующийся в результате замещения алюмокислородный комплекс [ AlO ₄ ]^-5 – на 1 заряд больше, чем [ SiO ₄ ]^-4. Этот лишний отрицательный заряд компенсируется любым одновалентным катионом ( Na, K, ...). Такие замещения, т.е. замещение катиона в тетраэдре – называются изоморфными замещениями.

Минералы, в которых Si ⁺⁴ – в тетраэдрах частично замещен на Fe ⁺³ – называются феррисиликатами, а если Si ⁺⁴ – так же частично замещен на Al ⁺³ – алюмосиликатами. Например, минералы из группы полевых шпатов: альбит Na [ AlSi ₃ O ₈ ] – один ион Si ⁺⁴ – замещен на Al ⁺³, а лишний заряд компенсируется катионом Na ⁺, анортит – Ca [ Al ₂ Si ₂ O ₈ ] – уже замещено два катиона Si ⁺⁴ и два заряда компенсируется катионом Са^{+2 .}  Изоморфные замещения происходят в кристаллической решетке во время ее образования, т.е. кристаллизации минерала. Подобные изоморфные замещения приводят к образованию минералов неустойчивых к процессам химического выветривания.

Установлено так же, что устойчивость минералов к выветриванию зависит (или определяется) ионными радиусами элементов, входящих в состав минералов.

При кристаллизации минерала, (т.е. при образовании кристаллической решетки) она всегда стремится, как можно плотнее заполнить пространство атомами химических элементов. Чем меньше размеры атомов, тем их больше упакуется в единицу пространства. Как, например: песок и галька в одинаковом объеме.

Но в состав минералов входят разные элементы. Следовательно, упаковка кристаллической решетки минерала зависит от размеров атомов всех, входящих в него элементов. Было установлено, что чем больше разница в радиусах катиона и аниона (входящих в состав минерала) – тем меньше число больших анионов способно соприкасаться с небольшим по размерам катионом.

Отношение величины ионного радиуса катиона Rk к ионному радиусу аниона Ra – носит название координационного числа.

Наиболее плотная упаковка образуется при отношении Rk: Ra = 1.

Первичные минералы неустойчивы в термодинамических условиях земной поверхности. Они разрушаются (выветриваются). Учитывая вышеназванные причины, мы теперь можем предположить, какие минералы будут быстрее разрушаться, а какие нет. Порядок (очередность) изменения минералов на поверхности Земли представляет такой ряд: оливины – пироксены – амфиболы – слюды – полевые шпаты – кварц.

Разрушение минералов идет по линиям наиболее слабых связей. Слабыми связями или причинами могут быть: 1. большие ионные радиусы сопутствующих катионов или катионов участвующих в изоморфных замещениях.

Na⁺ (R – 0, 98 A)

K⁺ (R – 1, 33 A)

Ca⁺² (R – 1, 04 A)

Mg⁺²(R – 0, 78A)

Si⁺⁴ (R – 0, 52 A)

Al⁺³ (R – 0, 67 A)

Fe⁺³ (R – 0, 87 A)

В почвенном профиле под воздействием H ₂ O, H ₂ CO ₃, минеральных и органических кислот первичные минералы химически изменяются в результате реакций гидратации, гидролиза, растворения, окислительно-восстановительных реакций. Причем первые стадии выветривания приводят к возникновению щелочных условий.

Гидратация – представляет собой присоединение молекул воды к поверхности минералов. Почвенные первичные минералы несут на своей поверхности заряды (эти заряды образуются при измельчении минералов под воздействием физических факторов выветривания), т.е. образуются осколки минералов – эти осколки имея заряд притягивают диполи воды 2Н⁺     О^-2, заряды воды в свою очередь притягивают элементы минералов несущих заряд. Таким образом вода приводит к разрушению кристаллической структуры минерала и растворению его составляющих.

К⁺ + ОН^-   Н⁺ → КОН

Реакция гидролиза - приводит к замещению катионов кристаллической решетки на ионы Н⁺ воды.

1. K[AlSi₃O₈] + 8H₂O (2H⁺ + O^-2) → H[AlSi₃O₈] + KOH

И в первом и во втором случае образующаяся щелочь придает раствору щелочную среду, а в щелочных условиях возможно замещение ионов О^-2 в тетраэдрах силикатов на ионы ОН^- и образование гидрата окиси кремния

Si (OH)₄ или геля кремнекислоты.

2. H[AlSi₃O₈] + KOH → Si (OH)₄ + Al (OH)₃ + H₂O

При этом алюминий тоже высвобождается из кристаллических решеток минералов и переходит в гидрат окиси алюминия, но гидрат окиси алюминия в щелочных условиях выпадает в осадок и, следовательно, не выносится из зоны выветривания. А вот кремнекислота в щелочных условиях из геля переходит в золь и выносится за пределы зоны выветривания. По этой схеме идет формирование латеритных кор выветривания. Сиаллитные коры выветривания на первой стадии выветривания тоже так формируются. Но при их образовании кислые продукты гумусообразования нейтрализуют щелочные условия в зоне выветривания и образующаяся кремнекислота не выносится, а вовлекается во вторичное минералообразование (глинообразование).

Окислительно-восстановительные реакции– присутствие в кристаллической решетке поливалентных элементов приводит к окислению этих элементов, а элементы с увеличением валентности имеют и больший ионный радиус, следовательно ячейка для него становится тесной. Происходит расшатывание кристаллической решетки.

Например R – Fe+2 = 0, 80 A

             R – Fe+3 = 0, 97 A

Это можно проследить на примере оливина:

_3. Mg [ Fe ⁺² SiO ₄ ] + O ₂ → Mg [ Fe ⁺³ SiO ₄ ]⁺ + H 2 O → Si ( OH )₄ + Fe ( OH )₃ + Mg ( OH )_2.

Как мы уже говорили наибольшей устойчивостью к выветриванию обладает кварц. Поэтому кварц накапливается в почвенном профиле и довольно в больших количествах. Так в подзолистых горизонтах подзолистых почв содержание кремния кварца может достигать 80-90%.

Разрушение первичных минералов в процессе выветривания приводит к образованию вторичных минералов разнообразных по сложности структур. Появляются минеральные компоненты: оксиды, гидрооксиды, минералы – простые соли, глинистые минералы.

Минералы простые соли. Основания, образовавшиеся при выветривании, образуют с кислотами химические соединения в виде простых солей: карбонаты, сульфаты, нитраты, хлориды, фосфаты и т. д. В последствии,  при условии аридности климата, происходит их дегидратация, кристаллизация и образуются их минералы: СаСО₃ – кальцит, MgCO ₃ – магнезит, Са, Mg ( CO ₃ )₂ – доломит, Na ₂ SO ₄ x 10 H ₂ O – мирабилит, NaCI – галит и другие. Многие из перечисленных минералов хорошо растворимы в воде и накапливаются только в почвах аридных территорий. Хорошо растворимы хлориды, а так же сульфаты К и Na, бикарбонаты и карбонаты щелочей. К трудно растворимым солям щелочно-земельных катионов, встречающимся в почвах, относятся гипс (CaSO₄), карбонат кальция, магния (СаСО₃, MgCO₃), двух и трех замещенные ортофосфаты кальция (Ca₃(PO₄)₂, CaHPO₄. Растворимость ряда солей щелочноземельных элементов изменяется во времени. Свежеосажденные соли, более растворимы, чем соли прошедшие стадию старения.

 Распределение соединений содержащих щелочные и щелочноземельные элементы в почвенном профиле и в зонально-генетическом ряду почв обусловлено тремя причинами:

- влиянием почвообразующей породы

- водным режимом

- растворимостью солей

Общие закономерности распределения и накопления солей в почвах установил Ковда.

- По мере увеличения аридности климата увеличивается доля легкорастворимых солей в почвенном профиле.

- Последовательность выпадения солей в осадок и переход их в твердое состояние определяется растворимостью соли. Растворимость солей и гидрологический режим почв определяют и распределение солей в вертикальном почвенном профиле.

CaCO ₃ → CaSO ₄ → Na ₂ SO ₄ → MgSO ₄ → Na ₂ CO ₃ → NaCI → MgCI ₂ → NaNO ₃ и т.д.

Первые типично зональные аккумуляции солей встречаются в черноземах (СаСО3) и чем дальше на юг тем их больше, и уже в бурых, серых полупустынных и пустынных почвах присутствует почти полный набор солей вплоть до образования солончаков, где соли лежат на поверхности почв.

Группа минералов гидрооксидов алюминия и железа.

Гидрооксиды алюминия и железа в почвах и почвообразующих породах представлены многими индивидуальными минеральными видами, но мы рассмотрим только те из них, которые чаще всего встречаются в почвах. Из минералов гидрооксидов алюминия наибольшее распространение в почвах имеет гиббсит, реже встречается бемит. Возможно, что в почвах часто присутствует также аморфный гидрооксид алюминия, представленный, видимо, гидроксополимерами, однако его выделение из почвы в качестве самостоятельной фазы и детальное изучение как индивидуального минерала не представляется практически возможным.

Гиббсит (синоним – гидроаргеллит) имеет формулу Al ( OH )₃ или Al ₂ O ₃ x 3 H ₂ O и слоистое строение. Кристаллическая решетка состоит из накладывающихся друг на друга слоев октаэдров, состоящих на 2/3 из алюминия по диоктаэдрическому закону, т.е трехвалентный Al ⁺³ соединяясь с шестью одновалентными ионами ОН^-, на соединение с ними тратит ½ валентности. Следовательно, для того, чтобы полностью компенсировать валентность иона ОН^- он должен одновременно связывать два катиона Al⁺³. Такое строение кристаллической решетки называется диоктаэдрическим Презентация. Все вершины октаэдров заняты гидроксильными группами, половина которых ориентирована перпендикулярно плоскости слоя, а вторая половина – в направлении незаполненных Аl октаэдров Презентация.

Между водородами гидроксильных групп (перпиндикулярно ориентированных) одного слоя октаэдров и кислородами гидроксильных групп (наклонно ориентированных) соседнего слоя октаэдров формируются прочные водородные связи.

 В почвах кристаллический гиббсит образует шестиугольно-таблитчатые кристаллы правильной или неправильной формы, аморфный - натечные формы и конкреции. Чаще всего он встречается в почвах на аллитных корах выветривания, иногда встречается в иллювиальных горизонтах подзолистых почв.

Бемит  имеет формулу AlO ( OH ) или Al ₂ O ₃ x H ₂ O. В отличие от гиббсита, у бемита только половина вершин октаэдров занято гидроксильными группами, в остальных находятся ионы кислорода. Кристаллическая решетка состоит из сдвоенных зигзагообразных цепочек октаэдров, в пределах которых каждый октаэдр имеет с соседними 2 общих ребра, причем в пределах каждой сдвоенной цепочки в вершинах этих общих ребер находится кислород Презентация. Между соседними цепочками формируются прочные водородные связи. Бемит встречается в почвах редко, в основном характерен для бокситов и древних аллитизированных кор выветривания.

Гетит имеет химическую формулу α - FeOOH. Ионы Fe ⁺³ находятся в шестерной координации, но занимают только половину возможных октаэдрических позиций. В вершинах октаэдров находятся ионы кислорода и гидроксильные группы. Занятые Fe ⁺³ октаэдры образуют сдвоенные цепочки, вытянутые вдоль оси с, между которыми находятся сдвоенные цепочки пустых октаэдров, в результате чего формируются туннелеобразные пустоты Презентация.

Лепидокрокит является еще одной полиморфной модификацией минерала с формулой γ - FeOOH. В вершинах октаэдров также находится кислород и гидроксильные группы, а октаэдры формируют зигзагообразные слоистые структуры, в пределах которых октаэдры сочленяются через общие ребра с кислородами в вершинах, и между которыми формируются водородные связи Презентация.

Ферригидрит имеет приблизительную формулу Fe ₅ HO ₈ · 4 H ₂ O и является плохо окристаллизованным минералом, представленным агрегатами сферических частиц диаметром от 2 до 6 нм.

- аллофаны Al ₂ O x SiO ₂ x nH ₂ O. Соосаждение свободной кремнекислоты и гидроокислов алюминия приводит к образованию аллофанов. В основном они характерны для почв гумидных областей богатых вулканическим материалом.

Многие исследователи считают, что аллофаны являются начальными членами ряда современного минералообразования (глиноообразования). Синтез их происходит в кислых почвах гумидных областей богатых вулканическим материалом (пеплом, вулканического стекла), которые достаточно легко подвергаются химическому выветриванию.

Считается, что аллофаны образуются так же в результате разрушения каолинитовых структур (минералов группы каолинита) под воздействием кислых агрессивных растворов. Происходит это преимущественно в почвах вечнозеленых тропических лесов.

Присутствие аллофанов в почвах повышает емкость катионного обмена почв, увеличивает ее гидрофильность, липкость, набухаемость и т. д.

Оксиды и гидрооксиды железа представлены:

- Гематит Fe ₂ O ₃. Этот железистый минерал характерен для почв гумидных жарких областей (тропиков). Для образования и накопления гематита необходимы повышенная влажность, высокая температура, высокое содержание органического вещества и пониженные значения рН. Гематит окрашивает почвы в красный цвет.

- Гетит FeOOH. Характерен для почв влажных тропиков. Является одним из устойчивых (конечных) продуктов выветривания и почвообразования. Накапливается в верхних горизонтах почв вечнозеленых лесов и в иллювиальных горизонтах подзолистых почв, желтоземов и красноземов. Очень часто гетит образует конкреции (совместно с Mn) в почвах с избыточным увлажнением. Гетит окрашивает почвы в желто-бурый цвет.

Минералы – окислы железа, так же как и алюминия образуются в результате выветривания (чаще всего в условиях теплого климата с достаточно высокой температурой и при непосредственном контакте с атмосферным воздухом).

Глинистые минералы

В результате выветривания кроме вторичных минералов простого состава (оксидов, гидрооксидов, минералов-простых солей) образуются вторичные алюмосиликаты (глинистые минералы). Эти минералы широко представлены в почвах, зачастую преобладают в них. И если первичные породообразующие минералы составляют скелет почвы, то глинистые минералы – ее плазму.

Считается, что глинистые минералы, содержащиеся в почвах, не обязательно являются продуктами современных процессов выветривания первичных минералов, входящих в состав почвенного мелкозема. Это могут быть: 1) Унаследованные глинистые минералы, практически без изменений перешедшие из почвообразующих пород в почву. Исследования почвоведов-геохимиков показали, что такие слоистые алюмосиликаты как хлорит, серицит образуется в кристаллических породах на стадии их кристаллизации. Образование их происходит чаще всего по слюдоподобным минералам в результате изоморфных замещений. 2) Трансформированные глинистые минералы (стадийная трасформация) по типу упрощения или усложнения. При этом сохраняется структура минерала (двух, трех или четырех слойная). 3) Новообразованные минералы – продукты современных процессов внутрипочвенного выветривания.

Число глинистых минералов велико, но для почв наибольшее значение имеют минералы следующих групп: монтмориллониты (смектиты), каолиниты, гидрослюды, хлориты, вермикулиты, смешаннослойные минералы.

1. Группа каолинита. Кристаллическая решетка двухслойная – состоит из одного слоя кремнекислородных тетраэдров и одного слоя алюмогидроксильных октаэдров. Эти два слоя образуют пакет 1: 1 – SiO ₂: Al ₂ O ₃. В кремнекислородном слое все вершины повернуты в одну сторону и являются «кислородными мостиками», связывающими тетраэдрический и отаэдрический слои. О^-2 – одновременно связан с Si ⁺⁴ и Al ⁺³. Пакеты наслаиваются друг на друга – образуя кристалл минерала. Элементарная ячейка каолинита не симметрична, поскольку одна сторона пакета - октаэдры, другая – тетраэдры. Одна сторона пакета – образована кислородными атомами, другая гидроксильными Презентация. Между пакетами образуется довольно прочная водородная связь, препятствующая увеличению межпакетных промежутков ( 7, 14 А ). Для каолинитов характерен отрицательный заряд, потому как на поверхности пакетов располагаются гидроксильные группы ОН^-. Величина заряда непостоянная и зависит от рН среды, при увеличении рН – нарастает диссоциация поверхностных групп ОН^- и увеличивается заряд.

В группу каолинита входят минералы: каолинит, диккит, накрит и галлуазит. Собственно каолинит – Al ₄ ( OH )₈ x [ Si ₄ O ₁₀ ]. Галлуазит отличается от каолинита наличием воды, входящей в кристаллическую решетку. Он обладает большей емкостью поглощения. Если у каолинита Е = 10 мг-экв/100 г, то у галлуазита Е = 40-60 мг-экв/100 г. Его формула Al ₂ ( OH )₄ x [ Si ₂ O ₅ ] x 2 H ₂ O. Гидратированным галлуазитом или метагаллуазитом называют минерал с 4 молекулами воды.

Диккит и накрит отличаются от каолинита углами сдвигов отдельных пакетов.

Содержание каолинита и минералов этой группы, обычно, в почвах небольшое, за исключением почв субтропической и тропической зон, а так же почв, формирующихся на древних корах выветривания. Почвы, содержащие в значительном количестве каолинит характеризуются низкой емкостью катионного обмена, однако в связи с низкой набухаемостью имеют хорошую водопроницаемость и небольшую липкость. По цвету чистый каолинит белый или буроватый с зеленоватым оттенком. В условиях земной поверхности он устойчив к выветриванию, устойчив в условиях кислой среды.

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: