Выветривание минералов

Обновлено: 24 июля 2026 English Español

Сегодня мы начинаем наш разговор о самом удивительном и загадочном процессе — о том, как безжизненная, твердая горная порода превращается в колыбель жизни, в почву. Мы начнем с самого начала, с первого шага этого долгого пути, и ответим на вопрос: какие силы запускают этот механизм? Как миллионы лет неживой материи обретают душу и становятся плодородной средой?

Наша главная цель — понять базовые принципы, которые помогут нам впоследствии разбираться в бесконечном разнообразии почв мира. Весь этот долгий путь называется выветриванием. Выветривание — это не просто разрушение, это процесс трансформации, включающий в себя как распад старых минералов, так и синтез новых, которые и определяют свойства будущей почвы (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017). И прежде чем начнутся сложные химические реакции, породу нужно подготовить, раздробить, чтобы каждая песчинка и каждый крошечный кристалл были готовы к изменениям. Эту первую, подготовительную роль играет физическое выветривание.

1. Физическое выветривание: Разрушители твердыни

Физическое выветривание — это процесс механического распада горной породы и минералов на более мелкие фрагменты без изменения их химического состава и минералогической структуры (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). Представьте, что вы берете кусок скалы и разбиваете его молотком — вы изменили его размер, но не состав. В природе роль такого молотка выполняют различные физические агенты. Хотя химический состав не меняется, значение физического выветривания для почвообразования колоссально: оно увеличивает поверхность породы, открывая доступ для будущих химических реакций и биологической деятельности. В этом смысле физическое выветривание — это великий подготовитель (Foth, 1990).

Температурное выветривание (Термокластика)

Один из главных агентов разрушения — это перепады температур. В течение дня солнечные лучи нагревают поверхность камня, а ночью она остывает. Минералы, из которых состоит порода, расширяются и сжимаются с разной скоростью и в разной степени (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). Например, темные минералы нагреваются и остывают быстрее, чем светлые. Это создает внутреннее напряжение на границах зерен, и со временем, повторяясь изо дня в день в течение тысяч лет, это напряжение приводит к растрескиванию и шелушению породы.

Особенно эффективен этот процесс в регионах с резкими суточными колебаниями температур, таких как пустыни, где днем поверхность камня может раскаляться до 80 °C, а ночью остывать до 20 °C (Scheffer et al., 2018). Такой процесс иногда называют «шелушением» (exfoliation), когда от поверхности скалы постепенно откалываются слои, как кожура от луковицы (Weil & Brady, 2017).

Морозное выветривание (Криокластика)

Еще более мощный разрушитель — вода, которая замерзает. При замерзании вода расширяется примерно на 9% и создает колоссальное давление (Birkeland, 1984). Если вода проникает в трещины, царапины и поры камня, то при замерзании она действует как клин, расширяя эти трещины. Процесс многократного замерзания и оттаивания приводит к тому, что огромные глыбы раскалываются на множество угловатых обломков. Этот процесс наиболее активен в холодных регионах и высокогорьях, где циклы «замерзание-оттаивание» повторяются десятки и сотни раз в году (Weil & Brady, 2017). Неслучайно на многих горных вершинах мы видим поля каменистых осыпей, которые являются прямым результатом морозного выветривания.

Солевое выветривание

В засушливых районах, где вода часто испаряется, а не просачивается вглубь, огромную роль играет солевое выветривание. Вода содержит растворенные соли. Когда она испаряется с поверхности или из трещин в породе, соли кристаллизуются. Кристаллы солей растут и оказывают давление на стенки пор и трещин, что также приводит к разрушению камня (Birkeland, 1984). Этот процесс, как и морозное, многократно усиливается при повторяющихся циклах увлажнения и высыхания (Scheffer et al., 2018). Солевое выветривание — один из главных факторов, создающих причудливые формы выветривания в пустынях.

Другие факторы

К физическому выветриванию также относятся абразия — трение и истирание частиц друг о друга под действием воды, ветра или льда (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017), разрушение корнями деревьев, которые, проникая в трещины, работают как естественные клинья (Birkeland, 1984), и даже воздействие огня. При лесных пожарах поверхность камня быстро нагревается и расширяется, в то время как внутренние слои остаются холодными, что ведет к шелушению и трещинам (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

2. Химическое выветривание: Перерождение материи

Если физическое выветривание — это разрушитель, то химическое выветривание — творец. Оно изменяет саму суть минералов, их химический состав и кристаллическую решетку. Именно здесь, в химических реакциях, твердая, инертная порода начинает «ожить» и превращаться в ту самую тонкую и активную субстанцию, которая способна удерживать воду, питать растения и давать начало жизни. Главный агент этого процесса — вода, но не просто как растворитель, а как активный химический реагент. Ключевая реакция, которая запускает это перерождение, — гидролиз. Мы рассмотрим его подробнее и увидим, как полевой шпат превращается в каолинит.

2.1. Гидролиз: Сердце химического выветривания

Гидролиз (от греч. hydor — вода и lysis — разложение) — это химическая реакция обмена между минералом и водой, в которой ионы водорода (H⁺) воды замещают катионы металлов (K⁺, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺) в кристаллической решетке минерала (Eash et al., 2016; White, 2006). Этот процесс и есть та самая главная «машина», которая перерабатывает первичные минералы во вторичные.

Пример: Превращение полевого шпата в каолинит

Классический и самый яркий пример гидролиза — это превращение ортоклаза (калиевого полевого шпата) в каолинит. Это, по сути, и есть альфа и омега выветривания для многих пород. Давайте разберем этот процесс по шагам, используя уравнение реакции (Foth, 1990; White, 2006; Weil & Brady, 2017):

Исходное вещество: Ортоклаз — KAlSi₃O₈

Реагенты: Вода (H₂O) и углекислый газ (CO₂), который, растворяясь в воде, образует слабую угольную кислоту (H₂CO₃). Угольная кислота — главный поставщик ионов H⁺ в почвенном растворе. Она образуется в результате дыхания корней растений и микроорганизмов (Buol et al., 2011).

Продукты реакции: Гидролиз ортоклаза можно представить как сложный процесс, общая схема которого выглядит так:

$$\underset{\text{ортоклаз}}{2KAlSi_3O_8} + \underset{\text{угольная кислота}}{2H_2CO_3} + \underset{\text{вода}}{9H_2O} \to \underset{\text{каолинит}}{Al_2Si_2O_5(OH)_4} + \underset{\text{кремниевая кислота}}{4H_4SiO_4} + \underset{\text{ионы калия}}{2K^+} + \underset{\text{гидрокарбонат-ионы}}{2HCO_3^-}$$

Что же произошло в этом уравнении?

1. Атака протонами: Ионы водорода (H⁺) из угольной кислоты «атакуют» кристаллическую решетку ортоклаза. Они вытесняют ионы калия (K⁺), которые переходят в почвенный раствор. Ионы калия — это ценный элемент питания растений, который становится доступным для корней (Foth, 1990).

2. Разрушение каркаса: Потеря калия делает решетку нестабильной. Вода продолжает взаимодействовать с оставшимся алюмосиликатным каркасом, разрывая связи между кремнием и алюминием. Этот процесс, по сути, является «расплетанием» сложной трехмерной структуры полевого шпата.

3. Синтез нового минерала: Образовавшиеся в результате гидролиза молекулы кремниевой кислоты (H₄SiO₄) и ионы алюминия перестраиваются в новую структуру. Кремниевые тетраэдры и алюминиевые октаэдры соединяются в слои, образуя кристаллическую решетку глинистого минерала — каолинита (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

4. Образование растворимых продуктов: Кремниевая кислота и бикарбонаты (HCO₃^-) — это растворимые соединения. Они могут либо удаляться из почвы с фильтрующейся водой (процесс выщелачивания), либо участвовать в других химических реакциях (Weil & Brady, 2017).

Этот процесс — основа всего почвообразования. Из нерастворимого, массивного полевого шпата рождается тонкодисперсный, химически активный каолинит. Именно такие глинистые минералы, наряду с полуторными оксидами, станут впоследствии главной ареной для всех ионообменных процессов, которые и определяют плодородие почвы. Обратите внимание: для каждой молекулы полевого шпата требуется много молекул воды и угольной кислоты. Без воды и биологической активности (которая поставляет CO₂) эта реакция была бы невозможна или проходила в тысячи раз медленнее (Weil & Brady, 2017).

2.2. Другие типы химического выветривания

Помимо гидролиза, в химическом выветривании участвуют и другие процессы:

Окисление: Это реакция минералов с кислородом. Наиболее важна для почвообразования реакция окисления железа (Fe²⁺ → Fe³⁺). В первичных минералах (например, оливин, биотит) железо находится в закисной (двухвалентной) форме. На воздухе, в присутствии воды, оно окисляется до окисной (трехвалентной) формы и образует нерастворимые гидроксиды железа (гематит — Fe₂O₃, гетит — FeOOH) (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). Именно эти соединения придают большинству почв их характерные желтые, оранжевые и красные оттенки (Foth, 1990).

Гидратация: Присоединение молекул воды к минералу. Например, превращение безводного сульфата кальция (ангидрит) в гипс (CaSO₄·2H₂O). Хотя это не меняет химическую формулу радикально, гидратация увеличивает объем минерала, что может способствовать физическому разрушению породы (White, 2006).

Растворение: Это конгруэнтное растворение, когда минерал переходит в раствор целиком, без образования нового твердого вещества. Хороший пример — растворение кальцита (CaCO₃) в воде, содержащей углекислоту:

$$CaCO_3 + H_2CO_3 \to Ca^{2+} + 2HCO_3^-$$

Этот процесс приводит к образованию карстовых пещер и разрушению известняковых пород (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). Гипс (CaSO₄·2H₂O) и галит (NaCl) также легко растворяются.

Комплексообразование (Хелация): Это очень важный, но часто упускаемый из виду процесс. Органические кислоты, выделяемые микроорганизмами, лишайниками и корнями растений, образуют с ионами металлов (особенно Fe и Al) устойчивые водорастворимые комплексы-хелаты. Эти комплексы «вытягивают» металлы из кристаллической решетки минералов, что значительно ускоряет их разрушение. Это процесс, где химия тесно переплетается с биологией, — мост к нашему следующему разделу (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017).

Мы увидели, как химия, с помощью воды и кислот, перестраивает мир минералов, превращая массивные кристаллы в тончайшие глины. Но двигателем этого процесса, источником той самой угольной кислоты и сложных органических кислот, является жизнь. Живые организмы не только пользуются продуктами выветривания, но и сами активно его направляют.

3. Биологическое выветривание: Жизнь как архитектор

Если физическое выветривание — это молот, а химическое — это вода и кислота, то биологическое выветривание — это искусный мастер, который объединяет их усилия и направляет их в нужное русло. Биологическое выветривание — это преобразование минералов и горных пород под воздействием живых организмов и продуктов их жизнедеятельности (Муха и др., 2003). Именно жизнь делает процесс почвообразования необратимым и направленным.

Биологическое выветривание — это не отдельный процесс, а мощнейший катализатор, который ускоряет как физическое, так и химическое выветривание на порядки. Без жизни на Земле почва, как мы ее знаем, просто не существовала бы. Как отмечал выдающийся ученый В. И. Вернадский, процессы выветривания, особенно в биосфере, всегда биогенны и биокосны, а микроскопическая жизнь играет в них ведущую роль (Муха и др., 2003).

3.1. Растения: Корни как клинья и химические фабрики

Роль растений в выветривании многогранна.

Физическое воздействие: Корни деревьев и крупных трав проникают в микротрещины породы. По мере роста корень утолщается, и давление, которое он оказывает на стенки трещины, может достигать 1–1.5 МПа (Scheffer et al., 2018). Это сравнимо с давлением замерзающей воды! Корни работают как природные клинья, раздвигая и раскалывая даже самые прочные скалы.

Химическое воздействие: Корни растений выделяют в ризосферу — зону вокруг корня — широкий спектр органических кислот (лимонную, яблочную, щавелевую) и сложных органических соединений-хелаторов (Birkeland, 1984). Эти вещества активно растворяют минералы, извлекая из них необходимые элементы питания. Кроме того, корни, как и все живые организмы, дышат, выделяя углекислый газ (CO₂), который, растворяясь в воде, образует угольную кислоту — главный агент гидролиза (Buol et al., 2011). Концентрация CO₂ в почвенном воздухе может быть в десятки и сотни раз выше, чем в атмосфере, поэтому почвенные растворы гораздо агрессивнее по отношению к минералам.

3.2. Микроорганизмы: Невидимые армии

Бактерии, грибы, актиномицеты и водоросли — это невидимые, но самые многочисленные и активные участники выветривания.

Продукция кислот: Микроорганизмы являются мощными продуцентами органических и неорганических кислот. Например, некоторые бактерии окисляют серу до серной кислоты, а азот — до азотной, создавая чрезвычайно агрессивную среду для минералов (Eash et al., 2016; Муха и др., 2003). Грибы выделяют лимонную и щавелевую кислоты, которые активно растворяют силикаты.

Комплексообразование: Микроорганизмы выделяют сложные органические вещества, которые образуют с ионами металлов (Fe, Al, Mn) устойчивые водорастворимые комплексы — хелаты. Эти хелаты «вытягивают» металлы из кристаллической решетки, разрушая минерал изнутри (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017).

3.3. Лишайники: Пионеры жизни

Лишайники — это симбиотические организмы, состоящие из гриба и водоросли (или цианобактерии). Они первыми заселяют голые скалы и становятся настоящими «первопроходцами» выветривания (Eash et al., 2016).

Физическое разрушение: Гифы гриба механически проникают в породу, разрыхляя ее поверхность (Муха и др., 2003).
Химическая атака: Лишайники производят специфические органические кислоты (например, щавелевую кислоту), которые активно растворяют минералы. Исследования показывают, что корки выветривания под лишайниками значительно толще и химически изменены сильнее, чем на незаселенных участках (Birkeland, 1984). Например, под слоем лишайников может происходить шестикратное обогащение железом (см. сравнение лишайникового и безлишайникового выветривания в Birkeland, 1984, Table 3-3).

3.4. Почвенная фауна: Перемешивание и ускорение

Животные, обитающие в почве — дождевые черви, муравьи, термиты, грызуны — играют роль «мелиораторов» (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Биотурбация: Они активно перемешивают почвенную массу, перенося частицы из нижних горизонтов в верхние и наоборот. Это перемешивание способствует контакту свежих минеральных частиц с органическими кислотами, водой и кислородом, что многократно ускоряет все процессы выветривания.
Аэрация: Роющая деятельность животных создает ходы и поры, улучшая аэрацию почвы и способствуя проникновению воды и воздуха вглубь (Scheffer et al., 2018).
Дробление: Пропуская почву и растительные остатки через пищеварительный тракт, черви и другие беспозвоночные дополнительно измельчают минеральные частицы, увеличивая их поверхность для химических реакций.

Мы увидели, как жизнь не просто пользуется результатами выветривания, но активно направляет и ускоряет его, объединяя физику и химию в единый процесс. С появлением жизни на Земле выветривание стало биогеохимическим процессом.

Теперь, когда мы знаем, как разрушаются и преобразуются минералы, возникает логичный вопрос: как быстро это происходит? И почему одни минералы исчезают за тысячи лет, а другие остаются практически неизменными миллионы лет? Ответы на эти вопросы мы найдем в следующих разделах нашей лекции, посвященных скоростям выветривания и ряду устойчивости Голдича.

4. Скорости процессов: Время как главный творец

Время — это пятый и, возможно, самый загадочный фактор почвообразования. Мы не можем увидеть его, но можем измерить его работу по тому, как далеко зашли процессы трансформации. Скорость выветривания — это не константа. Это величина, которая зависит от множества переменных, и понимание этих зависимостей — ключ к пониманию почвенного покрова Земли (Jenny, 1941; Weil & Brady, 2017).

4.1. От чего зависит скорость выветривания?

Представьте себе химическую реакцию. Её скорость зависит от температуры, концентрации реагентов, площади поверхности и наличия катализаторов. Точно так же и выветривание:

Климат (Температура и Влажность): Это главные регуляторы. В химии есть эмпирическое правило: при повышении температуры на 10 °C скорость большинства химических реакций возрастает в 2-3 раза (Weil & Brady, 2017). Именно поэтому в жарких и влажных тропиках выветривание идет на порядки быстрее, чем в холодной Арктике или засушливой пустыне. Вода — это универсальный растворитель и реагент. Без воды реакции гидролиза и окисления практически останавливаются.

Свойства породы (Минеральный состав и структура): Это наш «ряд устойчивости Голдича», о котором мы поговорим подробнее в следующей главе. Некоторые минералы, как кварц, практически не поддаются химическому воздействию, в то время как другие, как оливин, «сгорают» за считанные тысячи лет (Birkeland, 1984; White, 2006). Кроме того, пористая, трещиноватая порода имеет огромную поверхность для реакций, по сравнению с массивной, плотной скалой.

Площадь поверхности: Физическое выветривание подготавливает материал, увеличивая его поверхность. Представьте куб со стороной 1 см. Его площадь — 6 см². Если мы раздробим этот куб на кубики по 1 мм, общая площадь поверхности возрастет до 600 см²! Во столько же раз возрастет и скорость химических реакций (Foth, 1990). Поэтому процессы физического и химического выветривания всегда действуют в тесной связке, усиливая друг друга.

Присутствие живых организмов: Как мы уже обсуждали, микроорганизмы, растения и их выделения — это мощнейшие катализаторы. Они поставляют кислоты, хелаторы и увеличивают концентрацию CO₂ в сотни раз, что резко ускоряет все реакции.

Время: Скорость выветривания не постоянна во времени. Обычно она наиболее высока на начальных этапах, когда свежий, реакционноспособный материал только начинает подвергаться воздействию. Со временем, по мере образования вторичных минералов и защитных корок на поверхности, скорость может замедляться, приближаясь к так называемому steady state — состоянию динамического равновесия, когда скорость образования новых минералов сравнивается со скоростью их разрушения (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

4.2. Количественные оценки скоростей

Как же измерить эту скорость в реальных цифрах? Существует несколько подходов.

Химия речных вод: Это один из самых популярных методов. Анализируя состав воды, вытекающей из водосборного бассейна, и зная площадь бассейна, можно рассчитать, сколько тонн растворенных веществ выносится с территории за год. Это даёт интегральную оценку скорости химической денудации (Birkeland, 1984). Например, исследования показывают, что в горах, где процессы идут интенсивно, химическая денудация может достигать десятков тонн с квадратного километра в год (Strakhov, 1967).

Данные по скоростям для конкретных минералов: Были предприняты попытки оценить, за сколько лет полностью растворится кристалл размером 1 мм для разных минералов (Birkeland, 1984, Table 3-12). Приведем эти цифры (Lasaga, 1984):

Оливин: ~100 лет
Диопсид (пироксен): ~6 800 лет
Альбит (Na-полевой шпат): ~80 000 лет
Ортоклаз (K-полевой шпат): ~520 000 лет
Мусковит (слюда): ~2 700 000 лет
Кварц: ~34 000 000 лет

Эти цифры наглядно показывают, почему в почвах сначала исчезают оливины и пироксены, а кварц остается даже в самых древних и выветрелых толщах. Обратите внимание на разницу в скорости между полевыми шпатами и слюдами.

Полевые хроносеквенции: Это классический метод в почвоведении. Исследователи находят серию почв, сформированных на одинаковом материале и в одинаковых климатических условиях, но имеющих разный возраст (например, речные террасы). Изучая степень развития почвенных горизонтов (например, накопление глины в Bt горизонте) на этих террасах, можно построить кривую зависимости степени выветривания от времени (Weil & Brady, 2017). Исследования в Калифорнии (Arkley, 1964, цит. по Foth, 1990) показали, что для заметного увеличения содержания глины в подзолистом горизонте требуются десятки тысяч лет. Например, 1000-летняя почва не имела признаков иллювиирования глины, а 10 000-летняя — уже имела в 1.4 раза больше глины в B горизонте, чем в A. Это показывает, что образование глин — это очень медленный геологический процесс.

Моделирование кинетики: Современные ученые используют сложные кинетические уравнения, чтобы описать скорость растворения минералов. Эти уравнения учитывают множество факторов: удельную поверхность, температуру, pH раствора, наличие ингибиторов и т.д. (Scheffer et al., 2018). Одно из таких уравнений показывает, что скорость растворения минерала прямо пропорциональна степени его ненасыщенности в растворе. То есть, чем быстрее мы удаляем продукты выветривания (например, с помощью проточной воды), тем быстрее будет идти реакция.

4.3. Общий вывод

Скорости выветривания крайне вариабельны. Они могут варьироваться от нескольких миллиметров в год для легкорастворимых минералов в тропиках до миллиметра за тысячи лет для кварца в сухой Арктике.

Ключевые идеи этого раздела:

1. Климат — главный дирижер: Тепло и влага многократно ускоряют все процессы.

2. Минерал определяет судьбу: Легкорастворимые минералы исчезают первыми, оставляя после себя устойчивый кварц и вторичные глины.

3. Время — решающий фактор: Даже медленные процессы за миллионы лет создают колоссальные изменения, формируя глубокие коры выветривания.

4. Жизнь — ускоритель: Биологический фактор способен увеличить скорость выветривания на порядки.

Мы теперь знаем, что время играет огромную роль, но оно действует избирательно. Одни минералы исчезают почти мгновенно (по геологическим меркам), другие остаются почти вечными. Эта избирательность и есть ключ к пониманию минерального состава любой почвы.

Какой минерал исчезнет первым, а какой останется в конечном итоге? Ответ на этот вопрос даёт ряд устойчивости Голдича, который мы разберем в следующей главе.

5. Ряд устойчивости Голдича: Кто выживает в мире почв?

Представьте себе, что горная порода — это сложное сообщество минералов. Когда оно попадает в условия земной поверхности, начинается борьба за выживание. Одни минералы «сдаются» почти сразу, другие сопротивляются миллионы лет. Эту иерархию устойчивости и описал американский петролог Сэмюэл Голдич в 1938 году. Его ряд устойчивости — это, по сути, обратная сторона ряда Боуэна, который описывает порядок кристаллизации минералов из магмы (Goldich, 1938; Buol et al., 2011; White, 2006). То, что кристаллизуется последним при высоких температурах, оказывается наиболее устойчивым на поверхности Земли.

5.1. Структура ряда Голдича

Ряд Голдича имеет форму перевернутой буквы Y (или, если смотреть сверху, буквы Y) и делится на две основные ветви (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011):

Левая ветвь (Майфическая — темноцветная):

Здесь расположены минералы, богатые железом и магнием, которые кристаллизуются при самых высоких температурах.

Наименее устойчивый — Оливин: (Mg,Fe)₂SiO₄. Это инсиликат, где тетраэдры кремния не связаны друг с другом напрямую, а удерживаются только за счет слабых связей с ионами магния и железа. Поэтому оливин разрушается первым (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Пироксены (например, Авгит): Это цепочечные силикаты. Кремниевые тетраэдры соединены в цепочки, но между цепочками — слабые связи с катионами. Устойчивее, чем оливин, но все еще очень легко выветривается (White, 2006).

Амфиболы (например, Роговая обманка): Это ленточные силикаты, где две цепочки соединены вместе. Связи внутри лент прочнее, поэтому устойчивость возрастает (Foth, 1990).

Биотит: Это слюда, слоистый силикат. Хотя это уже листовой силикат, биотит, как мы увидим, имеет свою особенность. В классическом ряду Голдича он стоит выше (менее устойчив) по сравнению со следующей ветвью. Однако, как мы обсудим ниже, современные данные немного корректируют его позицию (Buol et al., 2011).

Правая ветвь (Фельдспатовая — светлая):

Здесь расположены полевые шпаты, которые кристаллизуются при более низких температурах.

Анортит (CaAl₂Si₂O₈): Кальциевый полевой шпат. Содержит много кальция, который легко вымывается. Полевые шпаты имеют каркасную структуру, но наличие алюминия и ионов кальция делает их уязвимыми (Birkeland, 1984).

Альбит (NaAlSi₃O₈): Натриевый полевой шпат. Устойчивее анортита, так как натрий меньше подвержен гидролизу, чем кальций, и содержание алюминия ниже (White, 2006).

Ортоклаз (KAlSi₃O₈): Калиевый полевой шпат (микроклин). Самый устойчивый из полевых шпатов. Калий прочно удерживается в структуре, и алюминиевые тетраэдры составляют лишь четверть от всех (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Соединение ветвей:

Мусковит: Светлая слюда. Это очень устойчивый листовой силикат, не содержащий железа. В ряду Голдича он стоит на границе двух ветвей, как связующее звено, и является одним из самых устойчивых минералов после кварца.

Корона ряда:

Кварц (SiO₂): Самый устойчивый. Это каркасный силикат, где каждый атом кислорода связан с двумя атомами кремния. Эта структура максимально прочна, и химическое воздействие на кварц минимально. Именно поэтому кварц доминирует в песках и является главным минералом в самых выветрелых почвах (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5.2. Почему такая последовательность?

Устойчивость определяется двумя ключевыми факторами (Foth, 1990; White, 2006):

1. Степень связности кремнекислородных тетраэдров: Чем больше тетраэдров SiO₄ соединены друг с другом через общие атомы кислорода, тем прочнее и стабильнее структура. У оливина они вообще не соединены, у кварца — соединены полностью. Соответственно, прочность структуры растет от одиночных тетраэдров к трехмерному каркасу.

2. Прочность связей между катионами и кислородом: Наиболее прочной является связь Si-O, затем Al-O, а связи с щелочными и щелочноземельными металлами (K, Na, Ca, Mg) значительно слабее. Поэтому минералы, богатые кальцием и магнием, разрушаются легче, чем те, где преобладает кремний.

5.3. Важное уточнение: Биотит и вермикулит

В классическом ряду Голдича биотит стоит на границе с амфиболами. Однако современные исследования с использованием рентгеновской дифракции показали, что биотит может очень быстро трансформироваться в вермикулит. Эта реакция, по сути, является трансформацией, а не полным разрушением. При этом структура 2:1 сохраняется, но меняется состав межслоевого пространства. Поэтому биотит следует считать менее устойчивым, чем это предполагалось ранее, и в ряду его часто помещают до роговой обманки (Buol et al., 2011; Birkeland, 1984). То есть биотит может «исчезнуть» как минерал, но дать начало другому слоистому силикату.

5.4. Практическое значение ряда Голдича

Этот ряд — не просто академическая классификация. Он позволяет почвоведам буквально читать историю выветривания:

Молодые почвы будут содержать весь спектр минералов, включая оливин, полевые шпаты и биотит.
Почвы среднего возраста теряют оливин, пироксены и амфиболы. В них остаются полевые шпаты, биотит и мусковит.
Древние почвы обеднены почти всеми первичными минералами, кроме кварца, и в них начинают доминировать вторичные минералы, о которых мы поговорим в следующей главе.

Теперь мы знаем, какой минерал «выживет» в процессе выветривания, а какой будет разрушен, чтобы дать жизнь чему-то новому. И вот этот новый этап — образование вторичных минералов — является кульминацией всего процесса. Из обломков и ионов рождаются глины — те самые частицы, которые определяют плодородие почвы.

Что же это за вторичные минералы? Как они устроены и почему они так важны? Об этом мы поговорим в следующей, шестой главе нашей лекции.

6. Вторичные минералы: Новое рождение из старого

Вторичные минералы — это минералы, которые образуются на поверхности Земли в результате химического выветривания первичных минералов, либо путём их трансформации, либо путём неообразования (синтеза) из продуктов их распада (Foth, 1990; Buol et al., 2011). Это, по сути, новый минеральный мир, который возникает на обломках старого. Вторичные минералы гораздо мельче первичных (обычно < 0.002 мм, то есть относятся к глинистой фракции), и именно они придают почвам их уникальные свойства: пластичность, набухание, высокую поглотительную способность (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

6.1. Два пути образования вторичных минералов

Существует два основных механизма рождения вторичных минералов (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011):

1. Трансформация: Это «мягкий» путь. Исходный первичный минерал сохраняет свою основную кристаллическую структуру (обычно слоистую), но в ней происходят существенные изменения: удаление или замена катионов в межслоевом пространстве, окисление железа и т.д. Классический пример — превращение биотита в вермикулит. При выветривании из межслоевых промежутков биотита удаляется калий, а железо окисляется, что приводит к расширению решётки и образованию вермикулита (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011). Этот процесс не требует полного растворения минерала, он идет «на месте».

2. Неообразование (синтез): Это «радикальный» путь. Первичный минерал полностью растворяется, и его ионные компоненты (Si, Al, Fe, Mg, Ca и др.) поступают в почвенный раствор. Из этого раствора, при достижении определённых условий (pH, концентрация, температура), начинают кристаллизоваться новые, совершенно иные минералы. Именно так из продуктов гидролиза полевого шпата рождается каолинит. Процесс неообразования является основным для большинства глинистых минералов в почвах (White, 2006).

6.2. Основные группы вторичных минералов

Вторичные минералы можно разделить на несколько основных групп, каждая из которых имеет своё строение и значение.

Глинистые минералы (Силикатные глины)

Это самая важная группа, и именно они являются продуктом гидролиза силикатов. Все они относятся к филлосиликатам — слоистым силикатам. Их структура основана на двух типах слоёв (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018):

Тетраэдрический слой: Состоит из кремнекислородных тетраэдров (SiO₄), соединённых в бесконечную плоскую сетку.
Октаэдрический слой: Состоит из октаэдров, в центре которых находится атом алюминия (Al), магния (Mg) или железа (Fe), окружённый гидроксильными группами (OH).

Комбинация этих слоёв даёт разные типы глинистых минералов:

Минералы группы каолинита (1:1): Каолинит и галлуазит. Состоят из одного тетраэдрического и одного октаэдрического слоя. Слои прочно связаны водородными связями, поэтому каолинит не набухает, имеет малую удельную поверхность и низкую катионообменную способность (5-15 смоль(экв)/кг). Каолинит — это конечный продукт выветривания многих силикатов в кислых и хорошо дренированных почвах (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Foth, 1990).

Минералы группы гидрослюд (2:1): Иллит (гидромусковит). Структура 2:1 — два тетраэдрических слоя с октаэдрическим между ними. В межслоевом пространстве находятся ионы калия (K⁺), которые прочно связывают слои, поэтому иллит не набухает или набухает слабо, но имеет высокую катионообменную способность (20-40 смоль(экв)/кг). Иллит является продуктом неполного выветривания слюд и широко распространён в молодых почвах и почвах умеренного климата (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Минералы группы вермикулита (2:1): Вермикулит. Структура 2:1, но в межслоевом пространстве находятся гидратированные катионы (Ca²⁺, Mg²⁺), которые удерживаются слабее, чем K⁺. Поэтому вермикулит набухает, но умеренно, и имеет очень высокую катионообменную способность (100-150 смоль(экв)/кг). Он является продуктом выветривания биотита и хлорита (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

Минералы группы смектита (2:1): Монтмориллонит, бейделлит. Структура 2:1, но межслойное пространство заполнено гидратированными катионами и большим количеством воды. Связь между слоями очень слабая, поэтому смектиты сильно набухают, обладают огромной удельной поверхностью и очень высокой катионообменной способностью (80-120 смоль(экв)/кг). Смектиты характерны для почв с щелочной реакцией, плохим дренажем и богатых основаниями (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Минералы группы хлорита (2:1:1): Хлорит. Структура 2:1, но в межслоевом пространстве находится гидроксидный слой, подобный бруситу Mg(OH)₂ или гидроксиду алюминия. Это делает хлорит ненабухающим и с умеренной катионообменной способностью. Встречается как первичный (в метаморфических породах) и как вторичный (продукт выветривания). В почвах часто образуются так называемые почвенные хлориты (или гидроксид-интерлейерные минералы), когда в межслоевое пространство смектитов и вермикулитов входят гидроксиды алюминия (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Аморфные минералы

Это группа минералов, которые не имеют строгой кристаллической решётки. Они обладают огромной удельной поверхностью и высокой реакционной способностью.

Аллофан и имоголит: Это алюмосиликаты с короткодальним порядком. Аллофан имеет вид полых сферических частиц (диаметр 3-5 нм), а имоголит — трубочек. Они образуются при быстром выветривании вулканического пепла, а также в подзолистых почвах. Их катионообменная способность сильно зависит от pH (переменный заряд) (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Оксиды и гидроксиды

Это очень важная группа, которая формируется в результате окисления и гидролиза железа, алюминия, марганца и кремния.

Алюминия: Гиббсит (Al(OH)₃). Это основной минерал в сильно выветрелых почвах тропиков (ферраллитные почвы). Он образуется, когда концентрация кремния в растворе очень низка, и алюминий выпадает в осадок в виде гидроксида (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

Железа: Гётит (α-FeOOH) и гематит (α-Fe₂O₃). Гётит (жёлто-бурый) и гематит (красный) — это самые распространённые минералы железа в почвах. Они определяют окраску почв и участвуют в агрегации частиц. Ферригидрит (Fe₅HO₈·4H₂O) — это плохо окристаллизованный, аморфный гидроксид железа, который часто является первым продуктом окисления железа и встречается в молодых почвах и подзолах (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Марганца: Бирнессит, вернадит и др. Мангановые оксиды часто встречаются в виде чёрных пятен и конкреций. Они обладают высокой способностью к сорбции тяжёлых металлов.

Кремния: Опал (SiO₂·nH₂O). Это аморфный кремнезём, который может образовываться в почвах засушливых областей, а также в виде фитолитов (растительных опаловых тел) (Birkeland, 1984).

6.3. Закономерности образования вторичных минералов (Стабильность и условия)

Образование того или иного вторичного минерала подчиняется строгим термодинамическим законам. Ключевую роль играют два фактора: концентрация кремнезёма (H₄SiO₄) в почвенном растворе и pH (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; White, 2006).

Высокая концентрация кремния (Si) и щелочная реакция: Образуются минералы 2:1 — смектиты (монтмориллонит). Это происходит в условиях плохого дренажа, в засушливых районах, где вынос продуктов выветривания затруднён.

Средняя концентрация кремния и кислая реакция: Образуются минералы 1:1 — каолинит. Это классическая ситуация для гумидных (влажных) областей с хорошим дренажом, где кремний активно выщелачивается, но не полностью.

Низкая концентрация кремния (менее 10⁻⁵ моль/л) и кислая реакция: Образуется гиббсит (Al(OH)₃). Это стадия десиликации, которая характерна для древних, интенсивно выветрелых почв тропиков.

Эта закономерность наглядно демонстрируется на диаграммах стабильности минералов (см., например, Buol et al., 2011, Figure 4.10; Birkeland, 1984, Figure 2.26). Понимание этих взаимосвязей позволяет предсказывать минералогический состав почвы, а значит, и её свойства.

6.4. Значение вторичных минералов для свойств почвы

Именно вторичные минералы определяют важнейшие агрономические свойства почвы:

1. Поглотительная способность (Катионообменная способность — КЕС): Глинистые минералы и гумус являются основными носителями обменных катионов (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, H⁺, Al³⁺). Чем выше КЕС, тем больше питательных элементов может удерживаться в почве и быть доступным для растений (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). У минералов 2:1 (смектит, вермикулит) КЕС намного выше, чем у каолинита.

2. Физические свойства (Структура, водный режим): Набухающие глины (смектиты) при увлажнении сильно увеличиваются в объёме, а при высыхании дают глубокие трещины. Это влияет на плотность почвы, воздушный и водный режимы. Каолинит, напротив, не набухает и формирует более рыхлые, водопроницаемые почвы (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3. Плодородие: Почвы с высоким содержанием минералов 2:1 (например, чернозёмы) часто более плодородны, так как они лучше удерживают калий и другие катионы. Сильно выветрелые почвы с каолинитом и гиббситом, как правило, бедны основаниями и требуют внесения удобрений (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Итак, вторичные минералы — это не просто продукты разрушения. Это новые строительные блоки, из которых создаётся почвенное плодородие. Они образуются по строгим законам, зависящим от климата, исходного материала и времени, и именно их состав определяет, какой будет почва.

Теперь, когда мы знаем, из чего состоит вторая, «живая» половина твёрдой фазы почвы, мы можем подвести итог. Вся наша лекция была посвящена одному процессу — превращению породы в почву. И главный зримый результат этого процесса — образование глин. В заключительной главе мы обобщим и покажем, как все этапы выветривания — от физического дробления до синтеза вторичных минералов — сливаются в единый, непрерывный процесс глинообразования, который и есть квинтэссенция превращения твёрдой породы в почву.

7. Образование глин: Как рождается плодородие

Мы подошли к самому важному и красивому моменту нашей лекции. Мы видели, как физика дробит камень, как химия перестраивает его структуру, как жизнь направляет и ускоряет эти процессы. Теперь мы увидим, как все это объединяется в едином, непрерывном и грандиозном процессе — глинообразовании. Именно образование глин является тем самым зримым результатом, который превращает безжизненную горную породу в почву — сложную, активную, плодородную среду (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

7.1. Что такое почвенная глина и почему она так важна?

Почвенная глина — это не просто мелкие частицы. Это особая категория минеральных частиц размером менее 0.002 мм (2 микрона), которые обладают принципиально иными свойствами, чем более крупные песок и пыль (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018). Глина — это «рабочая лошадка» почвы. Именно она:

Удерживает воду: Огромная удельная поверхность и капиллярные силы позволяют глине удерживать значительное количество влаги, доступной растениям (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
Связывает питательные элементы: Глинистые минералы обладают отрицательным зарядом и способны удерживать на своей поверхности катионы (K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, NH₄⁺), которые затем могут быть использованы корнями растений. Это явление называется катионным обменом (Birkeland, 1984; White, 2006).
Формирует структуру почвы: Глинистые частицы, соединяясь с органическим веществом и оксидами железа, образуют агрегаты — комочки, которые придают почве пористость, обеспечивая доступ воздуха и воды к корням (Scheffer et al., 2018).

Таким образом, образование глин — это не просто изменение минерального состава, это создание основы для всей почвенной экосистемы.

7.2. Механизмы образования глин

Глинистые минералы в почве могут образовываться двумя основными путями: трансформацией и неообразованием (синтезом). Оба процесса мы уже кратко упоминали, но теперь рассмотрим их подробнее.

Трансформация: «Мягкая» перестройка

Трансформация — это процесс, при котором первичный минерал изменяется без полного разрушения его кристаллической решетки (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011). Это похоже на реконструкцию дома: вы меняете внутреннюю отделку и коммуникации, но стены и крыша остаются прежними.

Классический пример: Биотит → Вермикулит

Биотит — это темная слюда (триоктаэдрический 2:1 минерал), содержащая в межслоевом пространстве ионы калия (K⁺). При выветривании происходят следующие изменения:

1. Окисление железа: Железо в октаэдрическом слое окисляется (Fe²⁺ → Fe³⁺). Это увеличивает положительный заряд слоя, что ослабляет связь с межслоевым калием (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

2. Вытеснение калия: Ослабленный калий замещается гидратированными катионами (Ca²⁺, Mg²⁺) из почвенного раствора (Buol et al., 2011).

3. Расширение решетки: Гидратированные катионы больше по размеру, чем K⁺, поэтому межслоевое расстояние увеличивается с 1.0 нм (биотит) до 1.4 нм (вермикулит) (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

В результате структура 2:1 сохраняется, но минерал приобретает новые свойства: он становится набухающим, его катионообменная способность резко возрастает. Этот процесс демонстрирует, как даже небольшие химические изменения могут кардинально трансформировать свойства минерала.

Другие примеры трансформации:

Мусковит → Иллит: Аналогичный процесс, но идет медленнее, так как мусковит (диоктаэдрическая слюда) более устойчив.
Хлорит → Вермикулит/Смектит: Удаление межслоевой гидроксидной прослойки из хлорита.
Смектит → Почвенный хлорит: Внедрение гидроксидов алюминия в межслоевое пространство смектита в кислой среде (Buol et al., 2011).

Неообразование (Синтез): «Рождение заново»

Этот путь более радикальный. Исходный первичный минерал полностью разрушается (растворяется) в процессе гидролиза, и из продуктов его распада — ионов и молекул — синтезируется совершенно новый минерал (White, 2006). Это уже не реконструкция, а строительство нового здания из кирпичей старого.

Ключевой пример: Полевой шпат → Каолинит

Мы уже подробно рассматривали эту реакцию в главе о химическом выветривании. Процесс гидролиза полевого шпата приводит к тому, что все его компоненты (K⁺, Si⁴⁺, Al³⁺) переходят в раствор. Когда концентрация кремния и алюминия в растворе достигает определенного уровня, они начинают кристаллизоваться в новую минеральную структуру — каолинит (1:1 слой, диоктаэдрический) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Условия для синтеза различных глинистых минералов:

Какой именно глинистый минерал синтезируется, зависит от химического состава раствора, pH и условий дренажа (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017):

Смектит (2:1): Образуется в щелочной среде, при высоких концентрациях кремния, магния и оснований (Ca, Na). Это характерно для почв с плохим дренажем или в засушливых областях.
Каолинит (1:1): Образуется в кислой среде, при средней концентрации кремния. Это «золотая середина» — хорошо дренированные почвы с умеренным выносом кремния.
Гиббсит (Al(OH)₃): Образуется в очень кислой среде, когда концентрация кремния крайне низка (менее 10⁻⁵ моль/л). Это стадия полной десиликации, характерная для древних, сильно выветрелых тропических почв (ферраллитные почвы) (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

7.3. Образование оксидов и гидроксидов: Железо и алюминий

Помимо глинистых силикатов, в почвах широко распространены оксиды и гидроксиды железа, алюминия и марганца. Их образование тесно связано с окислительно-восстановительными процессами (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Железо:

В первичных минералах железо находится в двухвалентной форме (Fe²⁺). При выветривании оно окисляется до трехвалентного (Fe³⁺).

Далее Fe³⁺ гидролизуется с образованием малорастворимых гидроксидов и оксидов:

Ферригидрит (Fe₅HO₈·4H₂O): Аморфный, плохо окристаллизованный. Часто является первой фазой, образующейся при быстром окислении. Встречается в молодых почвах и подзолах (Birkeland, 1984).
Гётит (α-FeOOH): Желто-бурый, кристаллический. Самый распространенный минерал железа в почвах. Образуется при медленном окислении (Scheffer et al., 2018).
Гематит (α-Fe₂O₃): Красный, кристаллический. Образуется в теплых и сухих условиях, часто из ферригидрита. Именно гематит придает тропическим красноземам их характерный цвет (Buol et al., 2011).

Алюминий:

При сильном выщелачивании кремния из алюмосиликатов (десиликация) образуется гиббсит (Al(OH)₃) — основной минерал алюминия в сильно выветрелых почвах (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

7.4. Единый процесс: Как все это работает в природе

Теперь мы можем нарисовать единую картину. Представьте себе гранитную скалу, состоящую из кварца, полевого шпата и биотита:

1. Физическое выветривание (мороз, температура) создает трещины, дробя скалу.

2. Биологическое выветривание (лишайники, корни, микроорганизмы) проникает в трещины, выделяя кислоты и хелаторы.

3. Химическое выветривание (гидролиз, окисление) начинает разрушать первичные минералы. Из полевого шпата вымывается калий, структура разрыхляется. Из биотита вымывается калий, окисляется железо.

4. Трансформация: Биотит, сохраняя свою слоистую структуру, превращается в вермикулит. Этот процесс идет быстрее, чем полное разрушение полевого шпата (Buol et al., 2011).

5. Неообразование: В кислой среде, где кремний активно выщелачивается, из продуктов гидролиза полевого шпата синтезируется каолинит. Этот процесс идет медленнее, чем трансформация биотита, но по мере углубления выветривания он становится доминирующим (White, 2006).

6. Окисление: Железо из биотита и других минералов окисляется, образуя гётит и гематит, которые окрашивают почву в бурые и красные тона.

7. Итог: По мере того, как процесс идет дальше, сначала исчезают наименее устойчивые минералы (оливин, пироксены), затем полевые шпаты и биотит, и, в конечном итоге, в почве остаются только самые устойчивые первичные минералы (кварц) и вторичные глинистые минералы (каолинит, вермикулит, смектит) и оксиды (гётит, гематит, гиббсит) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Заключительное слово: Такова история превращения камня в почву

Вот она, полная картина. Из одной и той же исходной породы, в зависимости от климата, рельефа и времени, могут образоваться совершенно разные почвы.

В холодном и сухом климате процесс остановится на стадии физического дробления — мы получим грубые, скелетные почвы.
В умеренном влажном климате, где есть и тепло, и вода, запускается полный цикл — и мы получаем плодородные почвы с высоким содержанием иллита, вермикулита и каолинита.
В жарком и влажном тропическом климате, при огромном количестве времени, процессы заходят так далеко, что от исходной породы остаются лишь кварц, каолинит и оксиды железа и алюминия — красные, глубоко выветрелые, но часто бедные питательными элементами почвы.

Этот путь от камня к глине — это фундаментальный процесс, который лежит в основе всего почвообразования. Понимая его, мы можем не только описывать, но и предсказывать свойства почв, а значит — грамотно ими управлять.

Список источников

Birkeland, P.W. (1984). ‘Weathering processes’, in Soils and Geomorphology. New York: Oxford University Press, pp. 60-94.
Buol, S.W., Southard, R.J., Graham, R.C., McDaniel, P.A. (2011). ‘Soil Materials and Weathering’, in Soil Genesis and Classification. Danvers, MA: Wiley-Blackwell, pp. 141-162.
Eash, N.S., Sauer, T.J., O'Dell, D., Odoi, E. (2016). ‘Soil Formation’, in Soil Science Simplified. New Jersey: Wiley Blackwell, ch. 2.
Foth, H.D. (1990). ‘Soil Mineralogy’, in Fundamentals of Soil Science. New York: John Wiley & Sons, pp. 148-163.
Foth, H.D. (1990). ‘Soil as a Natural Body’, in Fundamentals of Soil Science. New York: John Wiley & Sons, pp. 11-21.
Scheffer, F., Schachtschabel, P. (2018). ‘Anorganische Komponenten der Böden – Minerale und Gesteine’, in Amelung, W., Blume, H., Fleige, H., Horn, R., Kandeler, E., Kögel-Knabner, I., Kretzschmar, R., Stahr, K., Wilke, B. (ed.) Scheffer Schachtschabel Lehrbuch der Bodenkunde. Deutschland: Springer-Verlag, pp. 11-62.
Scheffer, F., Schachtschabel, P. (2018). ‘Bodenentwicklung und Bodensystematik’, in Amelung, W., Blume, H., Fleige, H., Horn, R., Kandeler, E., Kögel-Knabner, I., Kretzschmar, R., Stahr, K., Wilke, B. (ed.) Scheffer Schachtschabel Lehrbuch der Bodenkunde. Deutschland: Springer-Verlag, pp. 341-468.
Weil, R.R., Brady, N.C. (2017). ‘Formation of Soils from Parent Materials’, in The Nature and Properties of Soils. Essex, UK: Pearson Education, pp. 51-100.
White, R.E. (2006). ‘Processes in Profile Development’, in Principles and Practice of Soil Science. The Soil as a Natural Resource. Malden, MA: Blackwell Publishing, pp. 176-199.
White, R.E. (2006). ‘Soil Formation’, in Principles and Practice of Soil Science. The Soil as a Natural Resource. Malden, MA: Blackwell Publishing, pp. 81-102.
Муха, В.Д., Картамышев, Н.И., Муха, Д.В. (2003). ‘Минеральная часть твердой фазы почвы [Mineral Component of the Soil Solid Phase]’, in Агропочвоведение [Agropedology]. Москва: КолосС, pp. 40-58.