Шпаргалка по "Геологии"

значительно варьировать  в зависимости от наличия примесей или вы-

ветрелости минералов.

Натрий входит в состав конечного члена изоморфного  ряда плагиоклазов

— альбита Na [AlSisOs], расчетное  содержание Na в кото-

ром составляет 7,8%, а также  в состав других плагиоклазов, представленных

изоморфными смесями альбита  и анортита Са [Al2Si208].

Натрий и калий образуют однотипные соединения, но геохимическое

поведение их различно. Об этом свидетельствует уже то, что натрий

содержится преимущественно  в полевых шпатах и фельдшпатидах,

а калий — в слюдах и слюдоподобных минералах. Эти  различия обусловлены

химическими особенностями  элементов. При одинаковом заряде

ионы К+ и Na+ существенно  различаются по ионным радиусам и

степени гидратации.

Приуроченность калия  к слюдам обусловлена их кристаллохимиче-

скими особенностями. Слюды  относятся к трехслойным силикатам, в

которых октаэдрический слой гидраргиллитового типа заключен между

двумя слоями кремнекислородных  тетраэдров. В тетраэдрических слоях

около четверти ионов Si4+ замещены на А13+, что создает избыточный

отрицательный заряд, который  компенсируется ионами калия. В струк-

туре мусковита внешние  атомы кислорода тетраэдрических  слоев расположены

так, что образуют гексагональные кольца. Два трехслойных

пакета, образующие элементарную ячейку мусковита, совмещены

таким образом, что противоположные  гексагональные кольца совпадают,

образуя пустоты, в которых  и размещаются ионы К+ в двенадцатикратной

координации. Радиус иона К+ равен 1,33 А, радиус иона кислорода,

соответствующий в первом приближении радиусу этих пустот,

равен 1,36 А. Таким образом, калий плотно входит в пустоты  и прочно

связывает пакеты слюды, что  выгодно в термодинамическом  отношении.

Меньший по размерам ион Na+ (радиус 0,98 А), а тем более Li+

(радиус 0,68 А) не могут  обеспечить столь выигрышного  положения в

структуре слюды.

В каркасных силикатах  ионы металлов расположены в пустотах жесткой

решетки и меньший по размерам ион Na+ может легче занимать

различные положения.

Эти особенности Na и К  отражаются на их распределении по резервам

и по фракциям механических элементов почвы. Полевые шпаты

и другие, как их иногда называют, первичные минералы тяготеют к

крупным фракциям, тогда  как слюдоподобные минералы —  к тонко-

дисперсной части почв.

 В песчаных фракциях  солонца резко понижено содержание

Na и К — в 10 и даже 20 раз по сравнению с почвой  в целом, что

вызвано преобладанием кварца или других минералов, не содержащих

рассматриваемых элементов. В пылеватой фракции содержание К и

Na нарастает, но затем  содержание натрия резко уменьшается  во фракции

<0,001 мм, а количество  калия непрерывно нарастает от  среднего

песка к илу. Это объясняется  тем, что в илистой фракции  преобладают

слоистые силикаты с повышенным содержанием калия.

Специфика калия и натрия проявляется также в зональном  распределении

обменных К+ и Na+. Обменный Na+ присутствует в значительных

количествах только в солонцах и засоленных почвах как следствие

накопления натриевых  солей в почвенном растворе. Обменный

К+ распределен в различных  почвах более равномерно в соответствии

с содержанием слюдистых  минералов и емкостью катионного обмена.

Это создает необходимые  условия для питания калием растений. Обменный

К+ считается доступным  растениям, и его определяют метода-

ми вытеснения; например, по методу Масловой ион К+ вытесняют  из

почвы 1 н. раствором CH3COONH4:

ПК++СНзСООНН4=^ГШН4++СНзСОО-+К+.

Почвы, богатые калием, содержат 0,3—0,5 мг-экв обменного К+ в 100 г.

Сродство калия к слюдам удерживает его в составе почв и рыхлых

горных пород более  прочно, чем натрий.

В результате этих особенностей почвы аккумулятивных ландшафтов

накапливают преимущественно  натриевые, а не калиевые соли.

В почвенных растворах  солончаков количество Na обычно в десятки

раз превышает содержание К.

Эта разница еще больше возрастает, если сравнивать не массы,

а количества вещества. Поскольку  атомные массы Na и К различаются

почти в два раза (23 и 39), то при вычислении числа молей  соотношение

Na : К изменяется в пользу Na в 1,7 раза (23:39). Следовательно,

геохимическое и почвенно-химическое поведение К резко отлично  от

поведения Na, хотя они и  являются ближайшими соседями в периодической

системе элементов.

Соединения Са и Mg более  разнообразны в почвах, чем соединения

щелочных металлов, и кроме  устойчивых силикатов они входят в

состав карбонатов и сульфатов, накапливающихся не только в крайне

аридных условиях, как это  характерно для К и Na, но и лугово-степ-

ных почвах, и даже в некоторых  почвах таежной зоны.

Конституционное значение из элементов II группы имеют только

Са и Mg; барий иногда накапливается  в областях карбонатных аккумуляций

(см. рис. 6,г).

Устойчивых в условиях земной коры соединений щелочных земель

(подгруппа кальция) много  больше, чем соединений щелочных  металлов.

Они также входят в состав полевых шпатов, фельдшпатидов и  других

силикатов (пироксены, амфиболы, оливины, гранаты). Магний присутствует

в слюдоподобных минералах (тальк), слюдах, хлоритах

 Силикаты относительно  устойчивы в почвенных условиях

и образуют тот основной минералогический скелет, на основе которого

формируется твердая часть  почвы.

Важную почвенно-химическую и геохимическую роль играют простые

кальциевые и магниевые  соли: карбонаты, сульфаты, фосфаты,

хлориды и фториды.

Растворимость хлоридов щелочей  и щелочных земель велика и

составляет от 34 г безводного КС1 в 100 г воды до 75 г/100 г для СаС12.

Хорошо растворимы сульфаты калия и натрия (11 и 19 г/100 г воды

•соответственно), а также  карбонаты и бикарбонаты щелочных металлов.

При такой растворимости  количество воды, используемой для

приготовления водной вытяжки (500 мл на 100 г почвы), достаточно

для полного растворения  этой группы солей даже в солончаках. Поэтому

эту группу называют легкорастворимыми, или водорастворимыми,

солями. Высокая растворимость  позволяет использовать для извлечения

таких солей и более  узкое отношение почва : раствор, например смачивание

почвы до влажности 30—50%. Полученный в таких условиях

экстракт имитирует почвенный  раствор и дает более правильное представление

о реальном солевом составе  почв, не искаженном влиянием

обменных реакций, протекающих  при большом разбавлении.

Увлажнение до 30—50% теоретически обеспечивает полное растворение

легкорастворимых солей  в преобладающем числе почв. Однако

процесс растворения при  низкой влажности лимитируется скоростью

диффузии ионов из тонких пор, и поэтому для достижения равновесия

во многих почвах требуется  длительное время.

Скорость диффузии в разбавленных растворах солей определяется

первым законом Фика:

/=0(Ca-Ci)/x,

где / — скорость потока диффундирующего  вещества между объемами

раствора с концентрациями С2 и Си (С2—С^/х—градиент концентрации,

D — коэффициент диффузии. Скорость потока / показывает количество

вещества, диффундирующего  за 1 с через поперечное сечение

потока площадью 1 см2. Соответственно, коэффициент диффузии имеет

размерность см2с-1. Изменение  концентрации диффундирующего вещества

во времени описывается  вторым законом Фика:

дС __. D d2C

dt дх- '

где t — время.

В разбавленных растворах  коэффициент диффузии Na+ при 25° С

равен 1,35-10-5 ciAr1, для К+ — 1,98-10~5 и Са2+ — 0,78-10"5 см2с->.

В почве скорость диффузии значительно меньше и коэффициенты

диффузии имеют величины порядка Ю-6—Ю-7 см2с-1. Это обусловлено

тем, что диффузия замедляется  взаимодействием ионов с зарядами на

поверхности почвенных микропор. Вторая причина — извилистость пути,

по которому происходит диффузия. В природных условиях ограничивающим

фактором является и невысокая  влажность. При естественном

увлажнении за сутки диффундирующие катионы проходят в почве

путь порядка сотых  и десятых долей сантиметра.

Скорость диффузии может  играть решающую роль при установлении

химических равновесий в  почвах, когда она является лимитирующим

фактором. Большое значение она имеет в процессах минерального

питания растений.

К труднорастворимым солям  щелочно-земельных катионов, встречающимся

в почвах, относится CaSCu; его  растворимость в воде составляет

0,20 г на 100 г воды. В присутствии  других солей, не имеющих

одноименных ионов, растворимость  этого соединения повышается.

К числу наиболее труднорастворимых  из числа обычно встречающихся

в почвах солей относятся: СаС03 — его произведение растворимости

3,8-10-9 (растворимость 6,5-Ю-3 г/100 г); Са3(Р04)2 с ПР =

= 2- Ю-29, CaF2—4- Ю-11. Сравнительно  труднорастворимы также MgC03,

•СаНР04 и гидроксиды Са(ОН)2 и Mg(OH)2. Растворимость ряда соединений

щелочных земель изменяется во времени. Если свежеосажден-

€2

ный Mg(OH)2 имеет произведение растворимости 6-Ю-10, то после

старения осадка ПРд^ощ, уменьшается  на два порядка до 7-1(Н2.

Низкая растворимость CaF2 влияет на характер загрязнения почв

фторидами. Поскольку ПРСарг на два порядка ниже, чем произведение

растворимости СаСОз, то попадающие вследствие техногенного загрязнения

в карбонатные почвы фториды  могут в них накапливаться

в форме CaF2.

Распределение соединений, содержащих щелочные и щелочно-зе-

мельные катионы в почвенном  профиле и в зонально-генетическом ряду

почв, обусловлено тремя  причинами: 1) влиянием почвообразующей

породы; 2) водным режимом; 3) растворимостью солей.

От почвообразующих пород  почвы унаследовали силикаты и алюмосиликаты

щелочей и щелочных земель. Содержание и состав этих

форм соединений обусловлены  составом породы, а их географическое

распространение связано  с геологической историей территории. Выветривание

и трансформация силикатов  и алюмосиликатов осуществляется

медленно. По наблюдениям  Н. И. Горбунова, на вулканической лаве

за 300 лет образовалась только тонкая прослойка мелкозема в 0,5—1 см,

а за 1000 лет — маломощная почва в 30—40 см. По мнению И. Бар-

шада, максимум глинообразования тяготеет к верхнему слою почвы в

2—10 см и в течение  года из 100 г материнской породы  образуется

только 0,01—2 мг глинистой  массы. Высокая интенсивность трансформации

силикатов характерна для  тропического почвообразования, например

в латеритах. Породы могут  быть источниками не только силикатов,

но также оксидов и  простых солей.

Многие почвообразующие  осадочные породы обогащены гипсом

CaS04-2H20, кальцитом СаСОз  и (или) легкорастворимыми солями.

На начальных стадиях  почвообразования это определяет преобладающие

формы соединений Са, Mg, Na и  К в почвах. В сформированных

почвах содержание и профильное распределение этих элементов существенно

связано с особенностями  почвообразования и типом водного

режима. В почвах, формирующихся  в гумидном климате даже на известняках,

происходит, как правило, быстрое разрушение карбоната

кальция и встречающиеся  в профиле некоторых почв обломки  известняков

имеют обычно остаточный характер. Мелкоземистая масса вокруг

таких обломков выщелочена от карбонатов и не вскипает при

действии HCI.

Профильное и зональное  распределение простых солей  щелочей и

щелочных земель подчиняется  типу водного режима. В дерново-подзолистых

почвах в морфологически выраженной форме можно встретить

только СаС03 — одну из наиболее труднорастворимых солей; это упомянутые

выше остаточные обломки  известняков. В гумидных регионах

на участках выклинивания жестких грунтовых вод образуются вторичные

аккумуляции СаСОз- Наиболее типичны такие аккумуляции для

пойменных и долинных почв, где СаС03 нередко образует довольно

мощные слои известкового туфа в луговых почвах или пропитывает  на

различных глубинах слои пойменных  торфяников. Такого рода карбонатные

торфяники после соответствующей  подготовки могут эффективно

использоваться для улучшения  кислых дерново-подзолистых почв.

Аккумуляции карбонатов в  таежно-лесной зоне следует рассматривать

как интразональные (или  азональные) явления; типичными для  почв

этой зоны являются только аккумуляции соединений полуторных окислов,

особенно железа, в иллювиальных горизонтах.

При движении к югу первые типичные зональные аккумуляции

солей встречаются в черноземных  почвах. Это хорошо известный псев-

домицелий типичных черноземов, сформированный преимущественно

игольчатым кальцитом  СаС03. Уменьшение коэффициента увлажнения

я ослабление промывного режима в почвах создают условия для  накопления

в почвах простых солей. В  первую очередь накапливаются

наиболее труднорастворимые  соли. Дальнейшее нарастание сухости

климата в зонах каштановых и бурых почв влечет за собой постепенное

приближение карбонатных  скоплений к поверхности, увеличение

их массы и концентрирование в виде белоглазки. Одновременно, но

вначале в более глубоких горизонтах, появляются гипс CaS04-2H20

или полугидрат CaSO4-0,5H2O, растворимость  которых примерно в

30 раз выше растворимости  СаС03. И наконец, в аридных условиях