Гумусовые кислоты

Металл

Сu

Zn

Pb

N1

Со

Mn

V

Mo

Дерново-слабоподзолистая глеевая

Гуминовые кислоты Фульвокислоты

6,0

25,0

10,0 100,0

0,2 0,4

1,6

15,0

0,4 0,9

10,0 5,0

40,0 4,0

0,4

Дерново-среднеподзолистая

Гуминовые кислоты Фульвокислоты

8,0 15,0

16,0 150,0

0,6 3,0

0,6 5,0

2,0 1,5

2,0 1,5

6,0 0,5

10,0

Подзолистая иллювиально – железистая

Гуминовые кислоты Фульвокислоты

6,0 15,0

5,0 20,0

0,2 15,0

0,5

2,0 0,5

2,0 0,5

0,2

2,0 1,0

Растение и район

Объект анализа

Химический элемент

Сумма

К

Mg

Na

Р

S

Са

Мn

Si

А1

Fe

Eriophorum vaginatum, тундра, Якутия (Саха)

I

II

III

0,32 0,10

0,12

0,14 0,14

0,16

0,07 0,10

0,10

0,15 0,12

0,20

__

–

0,19 0,26

0,91

0,02 0,06

0,20

0,25 0,35

0,85

0,12 0,19

0,49

0,03 0,11

0,26

1,29 1,39

3,29

Pinus silvestris, тайга, Кольский п-в

I

II

III

0,27 0,11

0,27

0,08 0,09

0,16

Металл

Концентрация

в золе

в сухом веществе

Fe

29000 (16969–204000)

547 (9 – 7762)

Zn

940 (36–75497)

26 (0,7 – 50,0)

Mn

700 (20 – 6800)

18 (0,2 – 128,0)

Ni

180 (16 -721)

4 (0,34 – 11,6)

Cr

120 (32–500)

4 (1,2 – 12,5)

Pb

120 (0,1 -2500)

3 (0,1 –23,0)

Cu

89 (8–335)

2,2 (0,01 – 4,03)

Co

45 (25,9–259)

2 (1,2–6,3)

Cd

15,5 (0,85 – 120)

0,65 (0,03–5,0)

Химический элемент

Тип торфа

верховой

переходный

низинный

М, мг/кг

V, %

М

V

М, мг/кг

V, %

Ti

117,9

52

210,6

89

283,8

72

V

з, о

37

6,8

48

10,8

90

Сг

3,7

51

4,9

51

7,8

36

Мпn

22,1

99

43,3

98

124,8

93

Со

0,7

81

0,9

73

1,3

90

Ni

4,0

63

4,6

77

7,0

44

Сu

3,6

8,5

4,7

95

7,5

61

Zn

18,4

97

8,5

90

11,1

72

Ga

1,2

57

2,7

89

3,1

78

Ge

0,4

76

0,2

95

0,6

81

Zr

4,2

83

11,5

97

17,9

64

Mo

0,3

77

1,1

65

1,6

68

Рb

3,6

64

4,5

98

2,3

71

Ag

0,1

86

0,2

105

0,2

73

Y

0,7

68

2,4

48

2,2

95

Sc

0,1

112

0,3

102

0,3

84

Sr

19,6

53

47,5

52

55,4

40

Автоморфные почвы

Твердое вещество почвы более энергично поглощает молекулы водяного пара, чем молекулы газов, а так как в почве содержание водяного пара обычно высокое, то физико-химическое поглощение газов твердой фазой почвы невелико. По способности сорбироваться компоненты почвенного воздуха можно расположить в следующий ряд: Н₂О > СО₂ > О₂ > N₂.

В составе почвенного воздуха могут присутствовать некоторые неорганические газы, диффундирующие через толщи горных пород из мест их скопления.

В педосфере смыкаются обе ветви грандиозного углерод-кислородного цикла массообмена, функционирование которого является главным условием существования биосферы. С одной стороны, почва обеспечивает продуктивность фотосинтезирующих растений суши, связывающих диоксид углерода в органическое вещество и при этом выделяющих в качестве метаболита свободный кислород. С другой стороны, в почве происходят разрушение отмершего органического вещества, его биохимическое окисление до образования углекислого газа и возвращение последнего в атмосферу. Благодаря этим процессам педосфера играет роль центрального звена в глобальном углерод-кислородном цикле и наряду с океаном выполняет функции регулятора геохимического режима атмосферы.

Оценить массообмен СО₂ в системе педосфера – растительность Мировой суши в первом приближении можно с помощью баланса ежегодной продукции фотосинтезирующих растений. Использование такого приема базируется на следующих положениях.

Масса растительности суши после последнего оледенения и образования современных природных зон на протяжении 10 – 12 тыс. лет (до начала активной хозяйственной деятельности человечества) находилась в состоянии подвижного равновесия. Конечно, в соответствии с вековыми ритмами увлажнения происходили колебания общей биомассы, но ее непрерывного возрастания или деградации не было. Это означает, что количество ежегодно поглощаемого фотосинтезирующими растениями СО₂ было близко к его количеству, которое на протяжении года выделяет почвенный покров Мировой суши.

Количество углерода, связываемого растительностью суши в процессе фотосинтеза, до вмешательства человека было равно 86×10⁹ т/год. Вероятно, близкое (хотя несколько меньшее) количество углерода выделялось педосферой в составе углекислого газа. Как указано выше, в настоящее время растительность под влиянием хозяйственной деятельности сократилась примерно на 25%.

Следовательно, масса углерода, поступающего из педосферы в форме углекислого газа составляет около 74×10⁹ т.

Трансформация органического вещества отмирающих органов растений осуществляется микроорганизмами. Соотношение масс ежегодного опада растительности и напочвенного органического вещества (лесных подстилок, степного войлока) позволяет предполагать, что разложение ежегодно отмирающих продуктов фотосинтеза до образования СО₂ и почвенного гумуса во внетропических ландшафтах происходит в разных природно-зональных условиях за срок от одного года до 7–8 лет. При этом преобладающая часть отмершего органического вещества полностью минерализуется (т.е. разлагается до СО₂), а на образование гумуса расходуется лишь несколько процентов от всей массы углерода, содержащегося в ежегодном опаде. Минерализация разнородных гумусовых соединений происходит значительно медленнее и с разной скоростью.

Как показывают определения радиоуглеродного возраста, наименее устойчивые компоненты гумуса минерализуются за срок около 500 лет. По этой причине постепенно разрушаемая и пополняемая масса наименее устойчивых гумусовых соединений сосредоточена в верхней части профиля почв. Для минерализации более устойчивых компонентов гумуса, сохраняющихся в нижней части профиля, требуются тысячи лет. Высокоустойчивые соединения гуминовых веществ с высокодисперсными глинистыми частицами могут сохраняться десятки и сотни тысяч лет и при переотложении почвенного материала входят в состав осадочных отложений и пополняют фонд рассеянного органического углерода осадочной оболочки Земли.

Микробиологическое разрушение органического вещества в почве является главным источником выделения углекислого газа из педосферы. Вторым по значению источником служит выделение СО₂ корнями растений (так называемое «корневое дыхание»). Соотношение продуцирования углекислого газа микроорганизмами и корнями высших растений в разных типах почв сильно меняется в зависимости от биоклиматических условий, физических свойств почв и типа водного режима. Предполагается, что в среднем корни высших растений поставляют 1/3 всего количества СО₂, выделяемого почвой, а микроорганизмы – ²/3.

Основная часть годовой продукции СО₂ в умеренном поясе приходится на безморозный период года, допускающий биологическую активность как высших растений, так и микроорганизмов. В Н. Кудеяров с сотрудниками (1995) на основании экспериментальных исследований обнаружили, что модуль эмиссии углекислого газа (среднее значение выделения СО₂ из почвы на протяжении вегетационного сезона, измеряемое в г/м² в сутки) у разных типов почв довольно близок и варьирует в пределах 1,5–2,5 г/м² в сутки. В то же время неодинаковая длительность безморозного периода и различная площадь, занимаемая разными типами почв, обуславливают их разную годовую продукцию СО₂. По данным В.Н. Кудеярова, годовая продукция разных типов почв России колеблется от 72 до 541 млн. т СО₂, а в целом для России составляет 3,120×10⁹ т СО₂.

Итак, миграционный цикл массообмена углерода в системе атмосфера–растительность суши–педосфера – атмосфера не полностью замкнут благодаря выведению некоторого количества углерода из миграционного цикла и консервации этого элемента в составе мертвого органического вещества. Несмотря на небольшую часть массы углерода, выбывающего из глобального биогеохимического цикла, незамкнутость этого цикла имеет очень важные последствия. Наличие растительных остатков (лесной подстилки, торфа) и почвенного гумуса обусловливает присутствие в атмосфере кислорода. Кислород сохраняется лишь потому, что он не был израсходован микроорганизмами на биохимическое окисление мертвого органического вещества.

4. Биогеохимическая трансформация минерального вещества педосферы

Взаимодействие живых организмов с земной корой наиболее интенсивно происходит в педосфере. Масса разных типов почв на 90–99% состоит из минерального вещества. По этой причине средний элементарный состав почвенной толщи мощностью 0,5–1,0 м, за исключением углерода и азота, обусловлен составом минерального вещества. Это вещество весьма разнородно, и его компоненты играют неодинаковую роль в геохимии и биогеохимии педосферы.

Современные почвы сформировались преимущественно на рыхлых континентальных отложениях плейстоценового и плиоцен-плейстоценового возраста. Различные генетические типы этих отложений в совокупности образуют рыхлую неконсолидированную толщу, покрывающую Мировую сушу и являющуюся результатом гипергенного преобразования (выветривания) горных пород на протяжении последнего этапа геологической истории. Мощность покрова меняется от 10–20 см на крутых склонах до десятков метров на равнинах и сотен метров и более в тектонических прогибах. В зависимости от мощности покрова он полностью или только его верхняя часть включены в педосферу и являются главной ареной взаимодействия минерального вещества с наземным биосом, мезо- и микроорганизмами почв, мертвым органическим веществом, природными водами и атмосферой.

Рыхлые покровные отложения состоят из многократно перемешанных и переотложенных продуктов выветривания. Это обнаруживается при сопоставлении среднего минералогического состава земной коры континентов и рыхлого покрова суши. В земной коре кварц составляет 12%, полевые штаты – 51%, железомагнезиальные силикаты (оливины, пироксены, амфиболы, слюды) – 24% (Ронов А.Б., Ярошевский А.А., 1976). Иное соотношение обломочных минералов в рыхлом покрове: железомагнезиальных силикатов – около 1–2%, полевых шпатов – не более 10–15%, количество самого устойчивого породообразующего минерала – кварца – возрастает до 50% и более.

Изменение соотношения минералов обусловлено тем, что значительная часть галогенных силикатов под воздействием процессов гипергенеза на протяжении последнего миллиона лет была разрушена и частично трансформирована в гипергенные силикаты минералы глин. Их содержание в рыхлом покрове близко к 20%.

Почвы, формируясь на рыхлых покровных отложениях, наследуют их минералогический состав. Следовательно, минеральная часть почв состоит из материала, переработанного процессами гипергенеза (выветривания) задолго до формирования современных почв. В то же время определенные минералы возникают в процессе современного педогенеза.

Разнородные компоненты минеральной части почв можно объединить в следующие группы:

1) механические обломки минералов и горных пород;

2) высокодисперсные минералы глин;

3) минеральные новообразования, возникшие в процессе формирования профиля почвы.

Каждая из выделенных групп играет определенную роль в почвообразовании.

1. Состав обломочных минералов сильно влияет на валовой химический состав почвы. Чем больше обломочного кварца в минеральном веществе почвы, тем выше относительное содержание кремнезема и меньше других элементов. Чем больше обломочных силикатов, тем больше алюминия. Многие рассеянные элементы сосредоточены в акцессорных минералах (ильмените, магнетите, Цирконе, рутиле и др.), устойчивых к процессам выветривания и поэтому присутствующих в покровных отложениях. Как видно из табл. 6, в магнетите концентрируется медь, в цирконе помимо основного катиона циркония в большом количестве имеется скандий. Особенно выделяются минералы титана (ильменит, рутил, сфен), где на 2–4 математических порядка больше ниобия, тантала, молибдена, олова по сравнению со средним содержанием этих элементов в земной коре. Акцессорные минералы обладают высокой устойчивостью, и содержащиеся в них элементы с большим трудом могут быть мобилизованы и вовлечены в биогеохимические процессы.

Таблица 6. Содержание рассеянных элементов в устойчивых акцессорных минералах, мкг/г

Примечание. Прочерк означает отсутствие данных.

Более важное значение имеют рассеянные элементы, содержащиеся в распространенных обломочных минералах в виде изоморфной примеси и фиксированные на поверхностях дефектов кристаллов. При гипергенном разрушении железомагнезиальных силикатов освобождаются ванадий, хром, цинк, медь, никель, кобальт; при разрушении полевых шпатов – стронций, барий, свинец, рубидий.

Проведенные эксперименты показали, что при разрушении обломочных минералов рассеянные и главные химические элементы, образующие данный минерал, мобилизуются неодинаково. Часть рассеянных элементов мобилизуется очень легко, значительно раньше, чем начинает разрушаться кристаллическая структура минерала, и в раствор переходит большое количество главных элементов. Вероятно, при гипергенном разрушении или трансформации обломочных минералов вначале мобилизуются внеструктурные формы рассеянных элементов, приуроченные к дефектам кристаллов. В дальнейшем мобилизуются другие формы, в том числе изоморфные примеси, входящие в кристаллохимические структуры минералов.

Таким образом, обломочные минералы, являясь наиболее инертными компонентами минерального вещества почв, содержат небольшой резерв сравнительно легко мобилизуемых рассеянных элементов. Концентрация рассеянных элементов в обломочных минералах (в частности, в кварце), выделенных из почв или рыхлых покровных отложений, как правило, более низкая, чем в этих же минералах, находящихся в горных породах, не затронутых выветриванием. Это объясняется тем, что обломки минералов в процессе выветривания и многократного переотложения претерпели сильное дробление и относительно непрочно фиксированные элементы были частично выщелочены растворами кислых метаболитов организмов и гумусовых кислот.

2. Высокодисперсная часть минерального вещества почвы в основном состоит из гипергенных силикатов: каолинита, метагал-луазита, гидрослюд, монтмориллонита и др. В меньшем количестве присутствуют минералы группы оксидов и гидроксидов железа, алюминия, а также рентгеноаморфные вещества.

Диспергирование минерального вещества – одно из главных проявлений его гипергенного изменения на поверхности суши. Под влиянием суточных и сезонных колебаний температуры образуются трещины, приуроченные в минералах к дефектам кристаллов, а в горных породах – к контакту зерен. Расклинивающее действие пленок воды в тонких трещинах и давление льда в более крупных способствуют механическому дроблению пород. Одновременно происходит трансформация галогенных силикатов в гипергенные, частицы которых имеют размеры 1–2 мкм и менее.

В результате прогрессирующего измельчения минерального вещества сильно увеличивается его суммарная поверхность в единице объема и соответственно роль процессов сорбции–десорбции. Возрастанию роли сорбционных процессов способствуют особенности кристаллического строения гипергенных силикатов. Структуры гипогенных силикатов основаны на электростатических (ионных, ионно-ковалентных) связях между элементами. В глинистых минералах электростатические связи имеются только в пределах плоского пакета, а связь между пакетами осуществляется силами типа межмолекулярных. Поэтому химические элементы не только адсорбируются поверхностью высокодисперсных частиц, но также могут входить в межпакетное пространство. Различные типы сорбционных процессов (от катионообменной адсорбции, являющейся важным звеном в биологическом круговороте химических элементов на суше, до хемосорбции) имеют важное значение для регулирования миграции элементов в педосфере. В высокодисперсной части минерального вещества педосферы аккумулировано большое количество тяжелых металлов и других рассеянных элементов.

В силу особенностей строения разные глинистые минералы связывают неодинаковое количество химических элементов. Минералы со структурой, где расстояние между пакетами стабильно, имеют ограниченную сорбционную способность. Например, катинообменная емкость каолинита обычно не более 10 мг-экв/100 г. минерала. Сильно набухающие минералы, у которых межпакетное расстояние может значительно увеличиваться, сорбируют большое количество элементов. Катионообменная емкость монтмориллонита в 10 раз больше, чем каолинита. Емкость поглощения катионов гидрослюд и смешаннослойных минералов составляет несколько десятков мг-экв/100 г. твердого вещества.

Концентрация рассеянных элементов отчетливо меняется по главным компонентам минерального вещества почв. Наиболее низкие значения свойственны обломочному кварцу. По этой причине в рыхлых отложениях песчаного состава содержание рассеянных элементов, как правило, ниже, чем в суглинистых. Это различие тем заметнее, чем меньше сохранилось неустойчивых минералов и чем больше кварца в обломочной части минерального вещества почвы. Более высокие концентрации характерны для фракции высокодисперсных частиц размером менее 1 мкм. Наиболее высокие концентрации отмечены во фракции минералов с большой массой в единице объема, в так называемой тяжелой фракции.

3. Специфическим проявлением перераспределения минеральных компонентов в условиях прерывистого («пульсирующего») почвообразования на протяжении верхнего кайнозоя являются почвенные минеральные новообразования – скопления минералов, возникших при почвообразовании и четко отделяющиеся от вещества почвы. Их морфология разнообразна: округлые сплошные и полые конкреции; трубчатые конкреции; рыхлые скопления, налеты и пленки; плотные корочки, натеки и бороздки на каменистых обломках; зернистые агрегаты и друзы; линзовидные тела и пластообразные панцири. Столь же разнообразен их минералогический состав, в котором имеются представители почти всех классов минералов, но наиболее распространены карбонаты кальция и гидроксиды железа.

По степени окристаллизованности минеральные новообразования современных и плиоплейстоценовых почв могут быть разделены на две группы. Первую составляют новообразования, обладающие хорошей кристалличностью и состоящие из относительно легкорастворимых минералов, преимущественно класса сульфатов. Очевидно, что образование этих минералов происходило путем нормальной кристаллизации из водных растворов. Вторая группа отличается весьма мелкой структурой. Таковы гидроксиды железа и марганца, размеры кристаллических индивидов которых, как правило, не превышают нескольких микрометров, а часто находятся за пределами разрешающей способности оптического микроскопа. Их кристаллическая структура устанавливается лишь при рентгеноструктурном и термохимическом анализе. Структура карбонатных новообразований также весьма мелкокристаллическая, размеры наиболее мелких индивидов составляют несколько микрометров, наиболее крупных – от 0,03 до 0,05 мм.

Новообразования, обладающие очень мелкой или скрытокристаллической структурой, обычно имеют различные варианты метаколлоидной микротекстуры, что свидетельствует о гелевидном состоянии вещества в момент его образования. Следы гелевидного состояния характерны не только для железо- и марганцевооксидных новообразований, но и для карбонатно-кальциевых. Гели гидроксидов железа микробиологического происхождения хорошо известны, образование гелей карбонатов кальция не изучено. По-видимому, гели СаСО₃ возникают при резком биогенном изменении парциального давления СО₂ в почвенных растворах, обогащенных бикарбонатом кальция, что нарушает равновесие системы НСО₃ + Н⁺ + СО₃^2- в растворах и сопровождается быстрым, «взрывным» выпадением карбоната кальция. С течением времени происходит уменьшение объема мелкокристаллических гелей, что сопровождается образованием трещин и пустот внутри известковых конкреций.

Почвенно-гипергенные минералы, образующиеся в результате нормальной кристаллизации из водных растворов, инертны по отношению к минеральной части почв. Обычно эти минералы кристаллизуются в форме мелких кристаллов в пустотах и трещинах, а при образовании крупных кристаллов в песчаных почвах заполняют пространство между песчаными частицами, цементируя их в процессе роста отдельных крупных кристаллов (так называемые «репетекские гипсы» или «гипс типа Фотенбло»).

Новообразования с метаколлоидной микротекстурой (железо-оксидные и карбонатнокальциевые) не только цементируют минеральные частицы, но и определенным образом реагируют с ними. Под микроскопом видно, что эти новообразования координируют и даже частично метасоматически замещают минералы почвообразующих пород. Наиболее легко поддаются замещению высокодисперсные компоненты почв и рыхлых почвообразующих пород, наиболее устойчивым является обломочный кварц.

В новообразованиях, сформированных при участии метасоматических процессов и содержащих значительную механическую примесь минеральных компонентов почвы, присутствует весь спектр рассеянных элементов, имеющихся в местных почвах и почвообразующих породах. При этом концентрация большей части рассеянных элементов в новообразованиях тем ниже, чем меньше механической примеси почвенных минеральных частиц. В то же время отдельные рассеянные элементы селективно аккумулируются в новообразованиях, причем их концентрация тем выше, чем меньше механических примесей минеральных частиц почвы.

В почвах хвойных и смешанных лесов вместе с гидроксидами железа избирательно накапливаются некоторые тяжелые металлы (марганец, свинец, ванадий, хром, медь), а в почвах засушливых ландшафтов в карбонатных и сульфатных новообразованиях аккумулируется стронций. Его концентрация при формировании гипсовых новообразований в почвах пустынь настолько увеличивается, что среди кристаллов гипса иногда (в частности, в почвах пустыни Устюрт) встречаются мелкие кристаллы сульфата стронция – минерала целестина.

Весьма чувствительным геохимическим показателем степени аридности геобиосистем является отношение концентрации Sr/Ba в почвенных новообразованиях (табл. 7). Численные значения этого отношения закономерно возрастают от почв северных степей (черноземов) к серо-бурым почвам пустынь.

Таблица 7. Отношение концентрации стронция к концентрации бария в почвенных новообразованиях

В заключение следует отметить палеогеографическое значение почвенных новообразований. Они имеют относительно крупные размеры, хорошо сохраняются, их легко обнаружить в погребенных и сильно эродированных почвах и даже в переотложенных продуктах плиоплейстоценового почвообразования.

В нижней части почв иногда встречаются новообразования, не соответствующие биогеохимическим условиям современных почв. Так, в некоторых районах Средней Азии в серо-бурых почвах пустынь присутствуют крупные известковые конкреции и остатки мощного горизонта гипса оригинальной шестовато-игольчатой структуры. Эти образования являются реликтами древних гидроморфных почв, сохранившимися в нижней части почв современной пустыни.

Изучение парагенетических ассоциаций реликтовых новообразований почв верхнекайнозойского возраста, их морфологии, микростроения и особенностей химического и микроэлементного состава дает возможность обнаружить объективные данные для восстановления палеогеографических условий геологического прошлого.

5. Проблема возникновения почв и эволюция почвообразования в истории Земли

Роль процессов выветривания в развитии химического состава земной коры континентов. Появление почв было предопределено образованием первых наземных фитоценозов, положивших начало биогенной циклической миграции химических элементов на суше. Согласно геологическим данным, это произошло около 350–400 млн. лет назад. Это не означает, что на протяжении предшествовавших трех миллиардов лет на поверхности древних континентов не происходило гипергенного преобразования (выветривания) горных пород. Этот процесс начался с момента выхода праматериков из-под уровня океана 2,5–3 млрд. лет назад, но характер гипергенных процессов того времени во многом неясен, так как состав пород, слагавших праконтиненты, так же как состав атмосферы и гидросферы, существенно отличались от современного. Учитывая состав газов, поступавших из мантии, и связанную с этим кислотность древней гидросферы, можно предполагать, что основную роль играли процессы гидролитического разложения силикатных пород. Начиная со второй половины протерозоя выветривание постепенно приобретает черты, сближающие его с постдокембрийским. Среди процессов гипергенного преобразования минерального вещества земной коры основная роль переходит к трансформации кристаллохимических структур силикатов – наиболее распространенной группы породообразующих минералов, составляющих более 75% нормативного состава земной коры. Процессы гидролитического разрушения этих минералов на поверхности континентов получили подчиненное значение.

Как известно, земная кора континентов образована тремя комплексами пород, различающимися плотностью, химическим и минералогическим составом. Верхний (наружный) комплекс состоит из осадочных пород, среди которых преобладают силикатно-кварцевые (песчано-глинистые), составляющие около 70% массы рассматриваемого комплекса, и карбонатные, которых немногим более 20%. Осадочная толща распределена на континентах очень неравномерно, 3/4 ее массы сосредоточены в геосинклиналях и подвижных поясах.

Второй комплекс, образующий так называемый гранитный слой, сложен разнообразными кристаллическими породами, в нормативном составе которых около 75% силикатов и 15% кварца, а среднее содержание SiO₂ близко к 65%. Предполагается, что породы этого комплекса образовались из осадочных отложений, поступивших в геосинклинали и подвижные пояса и затем метаморфизованных, гранитизированных и сконсолидированных в мощные кристаллические массивы, которые постепенно наращивали материки и выводили глубинные породы (сланцы, граниты, гнейсы) на поверхность, где они подвергались гипергенному воздействию.

Третий комплекс, образующий нижний, так называемый базальтовый слой, слагает основание земной коры континентов, на поверхность не выходит и пока недоступен для непосредственного изучения. Предполагается, что он сложен бескварцевыми метаморфическими породами, состоящими из железомагнезиальных силикатов (гранулитов, эклогитов), и содержит в среднем около 50% SiO₂. Можно предполагать, что более высокое содержание SiO₂ в гранитном слое по сравнению с базальтовым связано с периодической ассимиляцией гранитным слоем силикатного вещества осадочных отложений, которое обогащено оксидами кремния. Одной из главных причин указанного обогащения является гипергенная трансформация силикатного вещества на поверхности континентов.

Сущность гипергенной трансформации силикатов, образующих кристаллические породы (граниты, гнейсы и др.), заключается в частичном нарушении ионных связей, на которых основаны кристаллохимические структуры гипогенных (глубинных) силикатов, и создании структур, где отдельные элементы, сохраняющие внутри себя ионный тип связи, соединяются между собой более слабыми связями типа ван-дер-ваальсовой или водородной. Гипогенные силикаты имеют трехмерные структуры разного типа, в которых ионы соединены ионным типом связи. В структурах гипергенных силикатов ионы Si⁴⁺, A1³⁺, Mg²⁺, O₂^- и (ОН)^- с помощью ионного типа связи комбинируются в плоские двух- или трехслойные пакеты, соединенные между собой слабыми связями. При перестройке структур гипогенных силикатов в гипергенные часть химических элементов, в первую очередь, кальций, натрий и магний, освобождается, вовлекается в водную миграцию и удаляется, благодаря чему в продуктах выветривания повышается относительное содержание кремния. Кварц, занимающий второе (после силикатов) место в составе кристаллических пород гранитного слоя, слабо затрагивается гипергенными процессами, что также способствует остаточному накоплению SiO₂.

Важной особенностью гипергенной перестройки кристаллохимических структур силикатов является стадийность этого процесса. На первом этапе происходит частичное нарушение ионных связей в исходных минералах. Из структур железомагнезиальных силикатов, относительно легко поддающихся гидролизу, освобождаются ионы железа, магния и кремния, из структур алюмосиликатов – ионы кальция, натрия и частично калия, занимающие наименее прочные позиции. Из фрагментов гипогенных структур образуются слабоустойчивые структуры минералов мутабильного состава типа гидрослюд и гидрохлоритов. При этом ионы Al³⁺ частично переходят из четверной координации в шестерную, что обусловлено энергетически. На заключительном этапе образуются глинистые минералы: каолинит, галлуазит, монтмориллонит, в структуре которых ионы А1⁴⁺ полностью выведены из четверной координации в шестерную.

Стадийность процесса трансформации гипогенных силикатов обуславливает зональное строение коры выветривания, ее профиль, состоящий из горизонтов разного химического и минералогического состава, закономерно сменяющихся снизу вверх от слабо измененной породы до горизонта, состоящего из глинистых минералов и остаточного кварца, если таковой присутствовал в исходной породе. В этом проявляется закон конвергенции конечных продуктов гипергенного преобразования минерального вещества глубоких частей земной коры: несмотря на разнообразие минералогического состава исходных пород верхний горизонт профиля имеет близкий состав.

Изложенные данные позволяют заключить, что на поверхности суши в результате гипергенной трансформации минерального вещества гранитного слоя земной коры происходит перегруппировка химических элементов, сопровождающаяся повышением концентрации оксида кремния. Периодическое поступление продуктов выветривания в недра земной коры способствует постепенному повышению содержания этого компонента в последовательных генерациях вещества гранитного слоя земной коры континентов.

На исходно абиогенный процесс гипергенного преобразования минерального вещества в палеозое наложился сугубо биогенный процесс. Примечательно, что к этому же периоду приурочено начало образования крупных масс конечного продукта гипергенного преобразования пород гранитного слоя – каолинита. Для докембрия образование больших скоплений каолинита нетипично. Есть основания предполагать, что возникновение крупных масс каолинита связано со значительным увеличением суммарной массы наземной растительности и активным включением почвообразования в общий процесс трансформации минерального вещества на поверхности континентов. На протяжении позднего девона – раннего карбона псилофитовая флора сменяется сообществами древовидных хвощовых, папоротниковых, плауновых, тяготеющих к обширным территориям морских и озерных побережий. Фитоценозы гидроморфных лесов позднего палеозоя обладали значительной биомассой и морт-массой, о чем можно судить по запасам каменных углей, которые впервые в истории Земли стали образовываться именно в это время. Крупные промышленные месторождения каменного угля известны только начиная с карбона, хотя существуют сравнительно небольшие залежи углей позднедевонского возраста.

Профили почв рассматриваемого периода, очевидно, имели мощный горизонт растительных остатков, сменявшийся книзу еще более мощным горизонтом, насыщенным почвенными водами с водорастворимыми гумусовыми кислотами типа фульвокислот. Присутствие последних обуславливало низкие значения рН и Eh. Именно эти особенности позднепалеозойских почв резко активизировали процесс гипергенной трансформации структур галогенных силикатов, итогом которой являются структуры типа каолинита. Вместе с тем гидроморфизм палеозойских фитоценозов и заболоченность почв подавляли разложение обильных растительных остатков, что способствовало сильной незамкнутости кругооборота углерода.

Длительный период господства гумидных климатических условий, активного почвообразования и трансформации кристаллохимических структур силикатов в конце палеозоя был прерван поднятием континентов, прогрессирующим сокращением эпиконтинентальных морей и озер, общей аридизацией климата и энергичной эрозией. Профили раннепалеозойских почв были полностью эродированы, а массы каолинита переотложены и вошли в состав песчано-глинистых отложений пермо-триасового возраста.

Рассмотренный пример показывает, что условия, определявшие интенсивную гипергенную трансформацию минерального вещества земной коры и образования глубоких профилей выветривания, а именно: понижение поверхности континентов, подавление эрозионных процессов, сокращение площади суши за счет широкого развития внутриконтинентальных морей и связанная с этим гумидизация климата, обильная растительность и энергичная переработка микроорганизмами опада с образованием водорастворимых гумусовых кислот – детерминировались определенными этапами глобальных геотектонических циклов фанерозоя.

Известно, что кульминационный орогенический этап каждого такого цикла заканчивался воздыманием континентов, увеличением площади суши, прогрессирующей эрозией и аридизацией климата. Длительный этап выветривания рельефа сменялся не менее продолжительным этапом постепенного опускания континентов, затопления их значительной части эпиконтинентальными морями, гумидизацией климата и формированием профиля выветривания. На графике, показывающем изменение площади мировой суши на протяжении последних 570 млн. лет (рис. 2), отчетливо видны периоды сокращения континентальной суши, связанные с глобальными геотектоническими циклами. Им соответствуют эпохи гипергенной трансформации минерального вещества земной коры.

Следы наиболее ранней эпохи, приуроченной к каледонскому циклу, плохо изучены и недостаточно ясны. Профили выветривания следующей эпохи, связанные с герцинским циклом (формировавшиеся уже с участием процессов почвообразования), были также полностью разрушены, но судя по составу и объему продуктов выветривания, смытых и вошедших в состав осадочных отложений, гипергенное преобразование силикатного вещества континентов было весьма интенсивным и сопровождалось образованием крупных масс каолинита. Главные черты этой эпохи рассмотрены выше.

Завершение герцинского тектонического цикла сопровождалось консолидацией разобобщенных блоков земной коры в единый поднятый суперконтинент, что повлекло за собой аридиза-цию климата, деградацию растительности и интенсивную эрозию выветрелой толщи позднего палеозоя. Вымирание представителей гидроморфной флоры позднего палеозоя сопровождалось образованием новых видов. В конце раннего мезозоя в условиях установившегося гумидного климата новая флора в форме лесных сообществ стала распространяться по поверхности постепенно расчленявшегося суперконтинента.

Рис. 2. Изменение площади Мировой суши на протяжении фанерозоя. Эпохи биостазии и активной гипергенной трансформации минерального вещества выделены отрезками жирных линий

Леса мезозоя, состоявшие из древних хвойных, гинкговых и цикадовых, развивались за счет атмосферного увлажнения, что способствовало их более широкому распространению. Продуктивность, по-видимому, превышала продуктивность лесов позднего палеозоя, но большая часть опада успевала перерабатываться почвенными микроорганизмами. Благодаря этому масса каменных углей мезозоя в 2–3 раза меньше запасов каменных углей месторождений верхнепалеозойского возраста, что свидетельствует об уменьшении незамкнутости кругооборота углерода, характерной для гидроморфных лесов позднего палеозоя. Микробиологическая переработка обильного опада хвойно-цикадовых лесов сопровождалась образованием большого количества водорастворимых гумусовых кислот, способствовавших активной трансформации кристаллохимических структур гипогенных силикатов. Остатки мощных профилей выветривания мезозойского возраста сохранились во многих районах Мира. Все профили имеют однотипное строение, отражающее стабильность гипергенной трансформации минерального вещества.

На протяжении мезозоя выделяется несколько эпох относительного тектонического покоя и образования глубоко проработанных профилей. Наиболее длительная эпоха, очевидно, имела возраст более 10 млн. лет. Выделяется также верхнемеловая эпоха.

Установление длительности формирования профилей выветривания весьма сложно. Скорость процесса гипергенной трансформации кристаллохимических структур силикатов настолько мала, что ее экспериментальное определение невозможно. На основании геологических и палеоботанических данных можно лишь ориентировочно оценить суммарное время образования и устойчивого климаксного существования древних почв с глубоким профилем выветривания. Имеющиеся данные свидетельствуют, что указанные интервалы времени измеряются миллионами лет.

В конце мезозоя – начале палеогена мощные профили были эродированы с полным уничтожением верхнего органического горизонта. Тектонические условия гипергенной трансформации минерального вещества в палеогене были менее благоприятны, чем в мезозое. Почвы этого периода не успевали вырабатывать глубокие, хорошо дифференцированные профили выветривания, мобилизованные химические элементы полностью не выносились и входили в состав различных новообразований – карбонатов кальция, оксидов кремния, железа и алюминия. Местами сохранились следы корней древесно-кустарниковой сезонно увлажняемой теплолюбивой растительности раннего палеогена, фрагменты окремнелой древесины и опаловые фитолитарии (Цеховский Ю.Г., 1987).

Активизация альпийского тектогенеза, приходящаяся на последние 35–40 млн. лет, знаменовалась серией орогенических стадий и последующими поднятиями континентов, увеличением площади суши, энергичной эрозией и массовым переотложением продуктов выветривания разного возраста. Все это затрудняло образование глубоких профилей выветривания, для формирования которых требовались длительные периоды тектонического покоя в миллионы лет. Гипергенная трансформация силикатов стала обрываться на стадии образования промежуточных структур мутабильного состава. По этой причине в переотложенных продуктах выветривания неогеново-плейстоценового возраста доминируют гидрослюды, гидрохлориты и смешаннослойные глинистые силикаты, а конечные продукты гипергенной трансформации – минералы группы каолинита содержатся в виде примеси, поступившей из более древних профилей выветривания. Отмеченные особенности наиболее характерны для самых поздних – плейстоценовых – отложений, которые почти сплошь покрывают поверхность современной суши и по этой причине являются наиболее распространенными почвообразующими породами. Современные почвы полностью унаследовали особенности минералогического состава плейстоценовых отложений.

Наряду с особенностями минерального состава, почвы и переотложенные продукты выветривания и почвообразования плейстоценового и отчасти плиоценового возраста обладают отличительной биогеохимической особенностью. В них присутствуют специфические органоминеральные компоненты, представленные микрорастениями весьма устойчивых гумусовых соединений с гидроксидами железа, карбонатами кальция и глинистыми минералами. Присутствие указанных компонентов определенным образом связано с глубокими изменениями в наземной растительности в позднем кайнозое. Около 30 млн. лет назад появились травянистые фитоценозы из двудольных, которые постепенно распространились по всей территории природных зон со сбалансированным и недостаточным атмосферным увлажнением. Это отразилось на составе почвенных микроорганизмов и структуре гумуса, в котором высокомолекулярные сильно полимеризованные органические соединения стали доминировать над низкомолекулярными водорастворимыми кислотами, что повлекло за собой образование устойчивых комплексных соединений гуминовых кислот с кальцием и железом и еще более устойчивых микросрастаний негидролизуемых гуминовых веществ с высокодисперсными глинистыми частицами.

Устойчивость гумино-минеральных срастаний так высока, что они не разрушаются даже при переносе в составе речных взвесей. По данным Н.Т. Кузнецова и соавторов (1987), во взвесях рек Средней Азии, образованных за счет смыва почв, содержание устойчивых форм гумуса в среднем составляет около 1% (в некоторых случаях превышает 2%).

В условиях периодического разрушения почвенного покрова водной и ветровой эрозией устойчивые органоминеральные микроагрегаты переотлагались и входили в состав континентальных отложений плейстоцена наряду с обломочными частицами. По данным М.А. Глазовской (1997), между содержанием гумуса и глинистыми минералами в покровных отложениях Восточно-Европейской равнины имеется положительная линейная связь (рис. 5.3).

Рис. 3. Связь содержания гумуса с содержанием фракции < 0,001 мм в поверхностных отложениях Русской равнины

Изложенные выше факты дали основание впервые И.П. Герасимову (1946), а затем О.П. Добродееву (1984) и М.А. Глазовской (1996) рассматривать формирование состава рыхлого покрова континентов не как результат образования чисто минеральных продуктов с их последующим переотложением, а как специфический процесс педолитогенеза, в который определенный вклад внесли биогеохимические процессы, протекавшие в почве. Благодаря тому, что на протяжении последних миллионов лет в континентальные отложения непосредственно поступали устойчивые органоминеральные образования, рыхлый покров континентов играл (и играет) роль своеобразного резервуара рассеянного органического углерода. Согласно подсчетам М.А. Глазовской (1997), содержание углерода в форме органоминеральных образований в нижней части профиля почв современных травянистых ландшафтов (черноземов, каштановых почв и др.) составляет 1/3 общих запасов углерода в этих почвах. В распространенных типах рыхлых покровных отложений (лессах, лессовидных и покровных суглинках и др.), сформированных за счет переотложения материала профилей плейстоценовых почв, среднее содержание рассеянного органического углерода оценивается в 2,5–4,5 кг/м³.

6. Распределение рассеянных элементов в педосфере

Как отмечено ранее, химический состав педосферы весьма неоднороден. Относительное содержание большей части химических элементов в почвах разных районов может различаться в сотни и тысячи раз. Эта закономерность, обнаруженная Р. Митчеллом (1955) на первых этапах изучения рассеянных элементов в почвах, имеет фундаментальное значение для биогеохимии педосферы. Наименьшие вариации свойственны лишь некоторым макроэлементам, например кремнию и алюминию, относительное содержание которых в педосфере меняется в п раз.

В связи со столь сильной вариабельностью концентраций большое значение приобретает статистическая обработка аналитических данных. Имеющийся опыт показал, что нормальное и логнормальное распределение аналитических данных часто нарушается некоторым количеством проб с относительно высокой концентрацией. Это вызывает завышение среднего арифметического; среднее геометрическое значительно ниже. Объективное представление об уровне концентрации элемента в почве конкретной территории дают модальные (наиболее часто встречающиеся) значения и их среднеквадратические отклонения.

Среди многих факторов, влияющих на значения модальных концентраций рассеянных элементов в почве, главным является содержание высокодисперсных минералов (фракция частиц < 0,001 мм) органического вещества. С увеличением содержания глинистых минералов и органического вещества возрастает концентрация тяжелых металлов. На уровни модальных концентраций рассеянных элементов также влияют провинциальные геохимические особенности покровных отложений, на которых сформирована почва, и минералого-петрографическое разнообразие коренных пород, служащих источником обломочных минералов, слагающих покровные отложения. Важным фактором является гидрологический режим и интенсивность промывания профиля почвы.

Концентрация элементов меняется по профилю почв, причем неодинаково в разных типах почв. Поэтому при характеристике концентрации элементов в почвенном покрове конкретной территории имеется в виду их концентрация в верхнем гумусовом горизонте. Так как основная часть суши покрыта автоморфными (так называемыми зональными) типами почв, сведения о средней концентрации элементов в почвенном покрове крупных регионов или всей суши базируются на данных, относящихся к автоморфным почвам.

Как следует из изложенного, установление средней концентрации элементов в педосфере связано с большими трудностями. Первые попытки были предприняты в начале 50-х гг. XX в. А.П. Виноградовым, Р. Митчеллом и Д. Свайном. Данные ученых базировались преимущественно на результатах исследования рассеянных элементов в почвах умеренного и бореального поясов Северного полушария и не учитывали особенности содержания элементов в почвах тропических территорий, составляющих большую часть педосферы. Более поздние сводки приведены в работах Х. Боуэна (1966), Р. Брукса (1972), А. Розе и др. (1979). Данные А.П. Виноградова долгое время служили эталоном среднего содержания рассеянных элементов в почвах.

Более обосновано определение значения средних концентраций для конкретных минералого-геохимических провинций и крупных регионов. Примером могут служить результаты изучения содержания химических элементов в почвенном покрове США, полученные X. Шаклеттом и Дж. Борнген.

В таблице сопоставлены среднеарифметические и среднегеометрические значения концентраций элементов, рассчитанные для большого количества проб, предельные значения, а также определенные нами округленные модальные значения. Сравнивая модальные значения концентрации элементов в почвах США с данными для почв мира, видно, что последние отражают лишь порядок модальных значений. Это неудивительно, учитывая влияние многочисленных факторов и соответственно сильную вариацию концентрации в разных почвах. Из данных табл. 5.8 следует, что концентрации многих элементов в почвенном покрове США варьируют в пределах n×(100 – 1000). Наименьшая амплитуда колебаний (около 1n) характерна для элементов, прочно закрепленных в минеральной части почв. Таковы Th, Rb, Li, В, La, Y, Yb.

Таблица 8. Концентрация рассеянных элементов в почвенном покрове суши, мкг/г

Напомним, что эти же элементы слабо поглощаются растениями и имеют К₅ < 1.

В процессе взаимодействия живого вещества суши с минеральным субстратом почвенная толща дифференцируется на генетические горизонты, образующие в совокупности профиль почвы. В разных типах почв строение профиля и процессы биогеохимической трансформации органического вещества сильно различаются. Соответственно неодинаково распределяется содержание химических элементов по профилям разных почв.

В дерново-подзолистых почвах растительные остатки разлагаются с образованием хорошо растворимых в воде фульвокислот, обусловливающих кислую реакцию почв. Фульвокислоты образуют внутрикомплексные соединения с металлами и вымываются с ними из верхней части профиля. Фильтрующиеся кислые воды также выносят из верхней части профиля дерново-подзолистых почв высокодисперсные частицы, которые осаждаются в горизонте вымывания В. Здесь же выпадают гидроксиды железа, образующие тонкие пленки на минералах и сгустки аморфного вещества. Глинистые частицы и гидроксиды железа прочно сорбируют металлы, благодаря чему увеличивается их концентрация в горизонте В.

Иной характер имеют биогеохимические процессы в черноземе. При трансформации остатков растений в нем образуются нерастворимые в воде гуминовые кислоты и гуматы. Их гели склеивают дисперсные частицы в водопрочные агрегаты и не позволяют их перемещать фильтрующимся почвенным водам. Гуминовые кислоты, образуя устойчивые комплексные соединения с металлами, удерживают их от вымывания. Поэтому в черноземах более высокая концентрация металлов и других рассеянных элементов, чем в дерново-подзолистых почвах. Содержание гуминовых кислот постепенно уменьшается вниз по профилю и соответственно уменьшается концентрация металлов.

Распределение валового содержания металлов по профилю дает обобщенную картину распределения разных форм нахождения металлов. Изучение форм меди в дерново-подзолистых почвах центральной части Восточно-Европейской равнины показало, что водорастворимые формы составляют 0,1–0,9% ее валового содержания; обменно-адсорбированные – от 0,7 до 3,9%; прочносорбированные – от 7 до 24%; связанные с гидроксидами железа от 40 до 55%. В составе органического вещества в гумусовом горизонте А₁ находится от 24 до 36% общего содержания меди в этом горизонте. Значительная часть рассеянных элементов прочно сорбирована высокодисперсными глинистыми минералами. Поэтому в суглинистых почвах относительное содержание металлов в 2–3 раза больше, чем в песчаных, богатых обломками кварца.

Повышенная концентрация рассеянных элементов в верхнем, гумусовом, горизонте почвы связана с поглощением элементов растениями и поступлением их в почву с отмирающими органами растений. Концентрация элементов в нижнем горизонте обусловлена их содержанием в почвообразующем субстрате – рыхлых покровных отложениях. Они состоят из перемешанных компонентов местных коренных пород и аллохтонного материала, перенесенного поверхностными водами или ветром. Состав покровных отложений отражает интегрированный минералогический состав коренных пород относительно крупного региона. По этой причине в покровных отложениях и минеральной части почв хорошо выражены провинциальные черты минералогического состава определенных территорий. В силу того, что минералы являются носителями рассеянных элементов, в минеральной части почв разных регионов уровни содержания некоторых рассеянных элементов отличаются. Например, в рыхлых плейстоценовых отложениях, покрывающих Казахскую герцинскую платформу, и образованных на них почвах относительно высоко содержание титана, ванадия, меди, свинца, молибдена. В почвообразующих породах и минеральной части почв Восточно-Европейской равнины повышено содержание циркония, в Приуралье – никеля, кобальта, меди.

Американские биогеохимики X. Шаклетт и Дж. Борнген обнаружили различие в уровнях концентрации рассеянных элементов в почвенном покрове США к востоку и западу от меридиана 96° з.д. В почвенном покрове восточной половины США более высокие уровни концентрации циркония, рубидия, ниобия, в западных регионах – тяжелых металлов и близких им элементов. Очевидно, что в этом проявилось провинциально-геохимическое различие рыхлых покровных отложений и развитых на них почв. Учитывая геологическое строение США, можно предположить, что в минеральной части почвенного покрова восточных территорий преобладает материал, связанный с длительной переработкой пород докембрийского фундамента; на содержание металлов в почвах западных территорий оказали влияние коренные породы с ясно выраженной металлогенической специализацией.

Еще отчетливее черты минералого-геохимической провинциальности почв проявляются в тропиках. Это связано с тем, что большая часть тропической суши лишена мощного покрова аллохтонного ледникового или эолового (лессового) материала. Почвообразующим субстратом служат рыхлые красноцветные покровные отложения плиоцен-плейстоценового возраста. Нами установлено, что в этих отложениях и развитых на них почвах в вулканическом регионе Северо-Восточной Танзании повышено относительное содержание бериллия, иттрия, лантана, ниобия, циркония. В аналогичных отложениях, покрывающих докембрийские кристаллические породы плато Уганды, больше хрома и ванадия.

В итоге закономерного изменения содержания и соотношения минералов-носителей рассеянных элементов в толще покровных отложений и педосфере образовались минералого-геохимические провинции. Неодинаковые уровни концентрации рассеянных элементов на разных территориях сказываются на биогеохимических циклах массообмена этих элементов.

Изменение содержания рассеянных элементов в толще рыхлых покровных отложений проявляется не только на большой территории в виде слабо контрастных провинциальных различий, но и на ограниченной площади очень контрастно, в виде геохимических аномалий.

Покровные отложения, образующиеся в процессе планации рельефа, состоят из местных компонентов с варьирующим количеством аллохтонного материала. В этих отложениях вокруг выходов рудных тел формируются ореолы рассеяния неправильных, более или менее изометричных очертаний. Их характерная особенность – быстрое уменьшение концентрации рассеивающихся элементов кверху и сокращение площади ореолов рассеяния от рудного тела к поверхности. Маломощные отложения, в составе которых преобладают обломки местного материала, благоприятны для образования открытых, т.е. выходящих на поверхность, ореолов. В отложениях, где доминируют аллохтонные компоненты, формируются плохо выраженные угнетенные ореолы. Перерыв в накоплении отложений и возрастание в них аллохтонного материала способствуют экранированию геохимической аномалии и образованию захороненного (погребенного) ореола рассеяния, не проявляющегося на поверхности.

Соотношение в пространстве природных геохимических аномалий, обусловленных рассеянием металлов из залежей руд (ореолов рассеяния), и территорий с различным уровнем концентрации металлов в почвенном покрове показано на рис. 4.

Рис. 4. Местный геохимический фон и природные геохимические аномалии на территории юго-восточной части штата Миссури, США

Это картосхема юго-восточной части штата Миссури, где находится так называемый свинцовый пояс – район старейших в США разработок свинца. Район месторождений на схеме оконтуривается границей распространения концентраций свинца в рыхлом покрове более 70 мкг/г. В западной части плато Озарк имеется еще одна геохимическая аномалия с более низким уровнем концентрации свинца: от 30 до 70 мкг/г. Значительная часть всей территории характеризуется несколько повышенным геохимическим фоном свинца (15–30 мкг/г) по сравнению со средней концентрациейэтого металла в педосфере США (16 мкг/г). В то же время мощные аллохтонные рыхлые накопления имеют более низкий уровень концентрации свинца: менее 15 мкг/г.

Процессы взаимодействия растительности и почвенной биоты с минеральным субстратом способствуют формированию геохимических аномалий на поверхности почвы. В лесной подстилке аккумулируются металлы, рассеивающиеся из рудного тела, в то время как их концентрация в горизонте вымывания и почвообразующей породе неотличима от местного геохимического фона. В данном случае древесная растительность, по образному выражению В.М. Гольдшмидта (1938), действует как «геохимический насос», перекачивающий рудные элементы из глубины на поверхность. Геохимическая аномалия в лесной подстилке или гумусовом горизонте может быть более отчетливой, чем биогеохимическая аномалия в растениях.

Взятие проб с поверхности почв и рыхлых отложений с последующим определением металлов для обнаружения залежей руд получило название металлометрии. Металлометрия после Второй мировой войны быстро завоевала популярность во всем мире. При помощи металлометрических работ были открыты крупные месторождения олова, вольфрама, молибдена, цинка, свинца и др.

Следует отметить, что сильная дифференцированность профиля почв создает определенные трудности для использования металлометрии. Интерпретация результатов анализов может быть осложнена отбором проб без учета геохимической специфики генетических горизонтов. Поэтому на территории распространения почв с сильно дифференцированным профилем (например, подзолистых) металлометрические работы следует проводить в почвенно-биогеохимической модификации.

На рис. 5 показаны результаты определения концентрации меди и никеля в почве и рыхлых отложениях, отобранных с определенных глубин по профилю, пересекающему участок рудопроявления Нюдуайвенч (Кольский полуостров). Установлено, что концентрация металлов в озоленном веществе лесной подстилки (горизонт A₀ иллювиально-железистого подзола) сильно возрастает над рудной зоной, в то время как в пробах, взятых с большей глубины – в нижней части почвенного профиля и почвообразующей породе (моренных отложениях) – аномальных концентраций металлов не обнаружено.

Эффективность поиска залежей руд может быть усилена, если определять не валовое содержание, а специфические для почвы формы нахождения металлов. Ранее отмечалось, что в процессе взаимодействия живых организмов с минеральным веществом почвы образуются комплексные соединения, которые плохо растворяются в воде, но извлекаются специальными экстракциями. Следовательно, определяя не общее (валовое) содержание металлов в почве, а их содержание в органических соединениях, извлекаемых кислотно-щелочными экстракциями, можно обнаружить скрытую почвенно-геохимическую аномалию, указывающую на месторождение (Добровольский В.В., 1964).

Так как концентрация органических соединений рассеянных металлов в почве очень мала, Л.В. Антропова (1975) предложила аналитические данные не пересчитывать на массу почвы, а использовать отношение металл – углерод гумуса. Этот прием дал хорошие результаты.

Рис. 5. Распределение концентраций никеля и меди в озоленном веществе горизонта железо-иллювиального подзола (а), в нижней части почвы (б) и в рыхлой почвообразующей породе (в) надмедно-никелевым рудопроявлением Нюдуайвенч; разрез по скважине 720 (г): 1 – концентрация меди; 2 – концентрация никеля

Благодаря высокой сорбционной способности торфяные залежи обогащаются металлами из грунтовых вод, омывающих неглубоко залегающие руды. Используя это явление, финский геолог М. Сальми предложил метод поиска руд путем анализа торфа. Он обнаружил геохимические аномалии меди, свинца, цинка, ванадия и титана в торфяниках вблизи рудных тел, перекрытых ледниковыми отложениями мощностью до 10–12 м.

Приведенные примеры показывают, что изменение концентрации металлов и других рассеянных элементов на поверхности суши в виде почвенно-геохимических провинций и почвенных аномалий широко распространенное явление. Можно предполагать, что изменчивость концентраций рассеянных элементов, имеющих важное физиологическое значение, сыграла определенную роль в эволюции наземной жизни и многообразии ее форм.

Литература

1. Бирюкова О.Н., Орлов Д.С. Органические соединения и оксиды углерода в почве и биосфере // Почвоведение. – 2001. – №2. – С. 180–191.

2. Вернадский В.И. О значении почвенной атмосферы и ее биогенной структуры // Почвоведение. – 1944. – №4/5. – С. 137–143.

3. Глазовская М.А. Геохимия природных и техногенных ландшафтов СССР. – М.: Высш. шк., 1988. – 328 с.

4. Взаимодействие почвы с атмосферой / Г.А. Заварзин, Д.Г. Звягинцев, Л.О. Карпачевский и др. – М.: Изд-во МГУ, 1985.

5. Кабата-Пендиас И., Пендиас X. Микроэлементы в почвах и растениях. – М.: Мир, 1989. -439 с.

6. Микроэлементы в почвах Советского Союза / Под ред. В.А. Ковды и Н.Г. Зырина. – М.: Изд-во МГУ, 1937. – 281 с.

7. Микроэлементы в почвах СССР / Под ред. Н.Г. Зырина и Г.Д. Белициной. – М.: Изд-во МГУ, 1981. – 252 с.

8. Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв. – М.: Изд-во МГУ, 1974. – 333 с.

9. Химия тяжелых металлов, мышьяка и молибдена в почвах / Под ред. Н.Г. Зырина и Л.К. Садовниковой. – М.: Изд-во МГУ, 1985. – 208 с.