Минеральная основа почв

1.1. Что такое земная кора и почему она важна для почвоведения?

Земная кора — это верхняя твёрдая оболочка нашей планеты. В масштабах всей Земли она чрезвычайно тонка: её мощность составляет от 5–10 км под океанами до 30–70 км под континентами, тогда как радиус Земли — 6370 км. Однако именно этот тонкий слой является тем «источником», из которого берут начало все почвы нашей планеты (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Почему же почвоведа интересует земная кора в целом? Потому что:

1. Земная кора — это поставщик исходного материала. Все минеральные компоненты почв происходят из горных пород, слагающих земную кору.

2. Состав земной коры определяет потенциальный набор химических элементов, которые могут перейти в почву и стать доступными для растений.

3. Разнообразие пород земной коры является главной причиной того, почему почвы на разных территориях так сильно различаются даже при одинаковых климатических условиях.

1.2. Химический состав земной коры

Давайте заглянем в «химическую кухню» нашей планеты. Средний химический состав земной коры (таблица 1) даёт нам понимание того, из каких элементов строятся минералы, а из минералов — горные породы (Scheffer et al., 2018).

Таблица 1. Средний химический состав земной коры

Источник: Scheffer et al. (2018)

Обратите внимание на два ключевых момента, чрезвычайно важных для почвоведения:

Первый. Почти половину массы земной коры (47%) составляет кислород. При этом в объёмном отношении кислород занимает почти 90%! Это означает, что кристаллические решётки минералов строятся в основном из крупных ионов кислорода, а все остальные элементы «втискиваются» в пустоты между ними. Именно поэтому все силикатные минералы — а силикаты составляют более 90% объёма земной коры — имеют в своей основе тетраэдрическую структуру: четыре иона кислорода окружают один ион кремния (White, 2006; Eash et al., 2016).

Второй. На первом месте по массе — кислород, на втором — кремний. Их соединения — оксид кремния (SiO₂) и силикаты — являются главными компонентами земной коры. Поэтому не случайно, что большинство почвенных минералов — это силикаты и алюмосиликаты (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

1.3. Минеральный и породный состав земной коры

Перейдём от химических элементов к минералам и породам. Согласно данным, представленным в таблице 2, более 90% объёма земной коры сложено силикатными минералами.

Таблица 2. Минеральный состав земной коры

Источник: Scheffer et al. (2018)

Если же говорить о горных породах, слагающих земную кору, то структура распределения выглядит так (по данным того же источника):

• Базальты, габбро и другие основные магматические породы — 42,6% объёма
• Гнейсы — 21,4%
• Граниты, гранодиориты, диориты, сиениты — 22,0%
• Кристаллические сланцы — 5,1%
• Глины, аргиллиты — 4,2%
• Карбонатные породы — 2,0%
• Пески, песчаники — 1,7%

Это распределение важно помнить: основные (базальтовые) породы преобладают в земной коре за счёт океанической коры, тогда как на поверхности континентов чаще встречаются кислые породы (граниты) и осадочные образования (Scheffer et al., 2018).

1.4. Земная кора как источник почвообразующих пород

Для почвоведения важно не только то, из чего состоит земная кора в целом, но и то, какие породы выходят на дневную поверхность. По данным геологии, на поверхности суши распространены:

• Осадочные породы — покрывают около 75% поверхности континентов (Weil & Brady, 2017; White, 2006)
• Магматические и метаморфические породы — выходят на поверхность примерно на 25% территории суши (Eash et al., 2016)

Именно эти породы, выходя на дневную поверхность, становятся почвообразующими. Они попадают в зону активного взаимодействия с атмосферой, гидросферой и биосферой — и запускается процесс выветривания, который мы подробно рассмотрим в следующей лекции.

1.5. Почему разные породы формируют разные почвы — первый ответ

Теперь мы можем дать первый, самый общий ответ на наш ключевой вопрос. Разные горные породы формируют разные почвы потому что:

1. Исходный химический состав пород определяет, какой набор химических элементов поступит в почву. Например, граниты богаты кварцем и калиевыми полевыми шпатами, а базальты — кальциевыми плагиоклазами и ферромагнезиальными минералами. Соответственно, почвы на гранитах будут более кислыми и бедными кальцием и магнием, чем почвы на базальтах (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

2. Минеральный состав пород определяет, какие вторичные глинистые минералы будут формироваться. На гранитах в условиях гумидного климата образуются каолинит и гидроксиды алюминия, тогда как на базальтах — монтмориллонит и богатые железом глинистые минералы (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3. Физические свойства пород (пористость, трещиноватость, твёрдость) влияют на скорость и глубину выветривания. Граниты с их крупнокристаллической структурой быстрее разрушаются физически и дают более глубокие профили, чем мелкокристаллические базальты (Buol et al., 2011).

4. Наличие или отсутствие карбонатов определяет, как долго порода будет «противостоять» закислению и насколько быстро начнутся процессы выщелачивания. Лёссы (карбонатные породы) дают чернозёмы с нейтральной реакцией, а бескарбонатные пески — подзолы с кислой реакцией (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

1.6. Основные группы горных пород как источников почвообразования

В почвоведении принято выделять три большие группы горных пород, каждая из которых имеет свою историю формирования и свои особенности как почвообразующий материал (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016):

Магматические породы — формируются при застывании магмы. Делятся на:

• Глубинные (плутонические) — медленное остывание в недрах, крупнокристаллическая структура (гранит, габбро, диорит)
• Излившиеся (вулканические) — быстрое остывание на поверхности, мелкокристаллическая или стекловатая структура (риолит, базальт, андезит)

Магматические породы — это первичные, «исходные» породы. Именно с их выветривания начинается образование осадочных пород и, в конечном счёте, почв.

Осадочные породы — формируются из продуктов разрушения других пород. Они покрывают бóльшую часть поверхности суши и, следовательно, являются наиболее распространёнными почвообразующими породами. Делятся на:

• Обломочные (песчаники, конгломераты, брекчии)
• Глинистые (аргиллиты, глинистые сланцы)
• Химические (известняки, доломиты, гипс, каменная соль)
• Органогенные (известняки из раковин, мел, угли)

Метаморфические породы — образуются при перекристаллизации магматических и осадочных пород под действием высоких температур и давлений. По составу они близки к исходным породам, но имеют отличную структуру (гнейсы, сланцы, кварциты, мраморы).

Каждая из этих групп, как мы увидим далее, имеет свой характерный набор минералов и химических элементов, что в конечном счёте определяет свойства почв, которые на них формируются.

Заключение к разделу

Итак, мы познакомились с тем, что такое земная кора, каков её состав и почему эти знания важны для почвоведа. Мы выяснили, что:

1. Земная кора сложена в основном силикатами и алюмосиликатами — это определяет минералогический состав будущих почв.

2. Кислород и кремний — главные элементы земной коры, они формируют основу кристаллических решёток минералов.

3. Три типа горных пород (магматические, осадочные и метаморфические) — это три основных источника почвообразующих материалов.

4. Различия в химическом, минералогическом и физическом составе этих пород — главная причина того, почему на разных породах формируются разные почвы.

В следующей части мы перейдём к детальному рассмотрению каждой группы горных пород и тех минералов, которые их слагают.

2.1. Происхождение и общая характеристика

Магматические породы — это первичные породы земной коры. Они образуются при застывании и кристаллизации расплавленной магмы, которая поднимается из глубин Земли к её поверхности (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016). В этом смысле магматические породы можно назвать «прародителями» всех остальных пород, потому что именно их разрушение даёт материал для осадочных пород, а их преобразование — для метаморфических.

В зависимости от условий остывания магмы различают две основные группы магматических пород (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

Глубинные (плутонические) породы образуются при медленном остывании магмы в толще земной коры. Поскольку охлаждение идёт очень медленно — тысячи и миллионы лет — минералы успевают вырасти в крупные хорошо оформленные кристаллы. Такие породы имеют полнокристаллическую, крупнозернистую структуру. Классический пример — гранит, который можно увидеть в виде розовых или серых зернистых массивов.

Излившиеся (вулканические) породы образуются при быстром остывании магмы на поверхности Земли. Скорость охлаждения здесь велика, поэтому кристаллы не успевают вырасти до крупных размеров; порода получается мелкокристаллической, скрытокристаллической или даже стекловатой (обсидиан). Пример — базальт, который часто имеет тёмно-серый до чёрного цвет и очень плотное сложение. Если в такой породе встречаются отдельные крупные кристаллы на фоне мелкозернистой основной массы, структуру называют порфировой (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Почему это различие важно для почвоведения? Глубинные породы (граниты) из-за крупнозернистости быстрее разрушаются физическим выветриванием (температурное расширение разных минералов создаёт внутренние напряжения), поэтому на них формируются более мощные толщи рыхлого материала (реголита) (Buol et al., 2011). Излившиеся породы (базальты) более устойчивы к физическому разрушению, но зато их минералы химически активнее, поэтому химическое выветривание идёт быстрее и глубже (Scheffer et al., 2018).

2.2. Классификация магматических пород по содержанию кремнезёма

Главный классификационный признак магматических пород — содержание оксида кремния (SiO₂). От этого показателя зависит, какие минералы будут преобладать в породе, а следовательно, какие химические элементы попадёт в будущую почву (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Выделяют четыре группы (таблица 3):

Таблица 3. Классификация магматических пород по содержанию SiO₂

Составлено по данным: Scheffer et al. (2018); Weil & Brady (2017); Eash et al. (2016); White (2006)

Обратите внимание на цветовую гамму: кислые породы (граниты) — светлые, розовые, серые, потому что в них много светлых минералов (кварц, полевые шпаты). Основные и ультраосновные породы — тёмные, почти чёрные или тёмно-зелёные (габбро, базальт, перидотит) из-за обилия тёмных ферромагнезиальных минералов (пироксены, амфиболы, оливин). Эта связь цвета с составом — важный диагностический признак в полевых условиях (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

2.3. Минеральный состав главных магматических пород

2.4. Значение магматических пород для почвообразования

Магматические породы неоднородно распространены на поверхности Земли. По данным геологии, они обнажаются примерно на 25% площади суши, но в горных районах (Урал, Кавказ, Сибирь, Скандинавские горы, Канадский щит) могут занимать большие площади (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016).

В контексте нашего ключевого вопроса — почему разные породы дают разные почвы — магматические породы дают яркие примеры:

1. На кислых породах (граниты) в гумидном климате формируются кислые, бедные основаниями почвы с низким плодородием. Пример: подзолы и дерново-подзолистые почвы на гранитных моренах в северной тайге. В составе глинистых минералов преобладают каолинит, гидрослюды, гидроксиды железа и алюминия (Scheffer et al., 2018; Buol et al., 2011).

2. На основных породах (базальты, габбро) даже в гумидном климате формируются более плодородные почвы — бурозёмы, ферраллитные почвы, богатые железом и глинистые. В них больше оснований, выше катионообменная способность (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

3. На ультраосновных породах возникают специфические почвы с уникальным химизмом, часто с проблемами токсичности для растений (Serpentine soils). Они имеют высокие концентрации Mg, Ni, Cr, что сильно влияет на состав растительности и ограничивает сельскохозяйственное использование (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Кроме того, важно помнить, что для почвообразования имеет значение зернистость породы. Как отмечает Scheffer et al. (2018), крупнозернистые граниты легче поддаются физическому выветриванию и образуют мощные коры выветривания, чем мелкозернистые базальты, хотя последние химически активнее. Это создаёт интересное противоречие: на гранитах быстрее накапливается рыхлый материал, но он беднее основаниями, а на базальтах выветривание глубже химически, но физическое разрушение медленнее.

Магматические породы — это лишь начало пути. В следующем разделе мы увидим, как эти породы разрушаются и переотлагаются, образуя осадочные породы, которые покрывают 75% поверхности суши и служат основным источником почвообразующих материалов в большинстве сельскохозяйственных регионов мира.

3.1. Происхождение и общая характеристика

Осадочные породы — это наиболее распространённые породы на поверхности суши. Они покрывают около 75% площади континентов (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016), а значит, именно они служат главным источником почвообразующих материалов для большинства сельскохозяйственных территорий. По данным геологии, в земной коре осадочные породы составляют лишь около 8% объёма, но на дневной поверхности их доля резко возрастает (Scheffer et al., 2018).

Ключевое отличие осадочных пород от магматических заключается в их происхождении. Осадочные породы формируются из продуктов разрушения других пород (магматических, метаморфических или даже ранее существовавших осадочных) путём седиментации — осаждения материала на дне водоёмов или на поверхности суши, с последующим уплотнением и цементацией (диагенез). Как образно выражаются авторы учебников, «осадочные породы — это бывшие горные породы, прошедшие через цикл выветривания, переноса и осаждения» (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Этот факт имеет фундаментальное значение для почвоведения. Осадочные породы уже являются продуктами выветривания в той или иной степени. Многие минералы в них уже трансформированы, часть растворимых соединений утрачена, а устойчивые минералы (кварц, глинистые минералы) обогащены по сравнению с исходными магматическими породами. Поэтому почвы, формирующиеся на осадочных породах, часто наследуют свойства, которые не имеют прямого отношения к процессам, происходящим в современных условиях, а отражают историю выветривания и переноса материала (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

3.2. Классификация осадочных пород

В почвоведении и геологии принято делить осадочные породы по генезису (способу образования) на три крупные группы (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

1. Обломочные (кластические) — образованы механическим накоплением обломков различных размеров, цементированных впоследствии природным «клеем» (глинистый материал, кальцит, кремнезём, оксиды железа).

2. Глинистые — состоят преимущественно из глинистых минералов, образовавшихся в результате химического выветривания, осаждавшихся в спокойной водной среде.

3. Химические и органогенные — образованы путём химического осаждения из растворов (солей, карбонатов) или накопления остатков организмов (известковые скелеты, кремниевые панцири, растительные остатки).

Кроме того, в почвоведении большое внимание уделяется рыхлым (неконсолидированным) осадочным отложениям — пескам, глинам, лёссу, ледниковым отложениям, аллювию и др., которые часто являются непосредственным субстратом для почвообразования, минуя стадию твёрдой породы (Муха и др., 2003; Ганжара и др., 2002).

3.3. Обломочные породы и отложения

Обломочные породы классифицируются по размеру слагающих их частиц (таблица 4) и степени цементации.

Таблица 4. Классификация обломочных пород по размеру частиц

Составлено по данным: Weil & Brady (2017); White (2006); Scheffer et al. (2018)

Песчаники — наиболее распространённые сцементированные обломочные породы. Они состоят преимущественно из зёрен кварца (более 75% — кварцевые песчаники), но могут содержать также полевые шпаты (аркозы) или обломки разных пород (граувакки). Цемент — кальцит, оксиды железа, кремнезём или глинистое вещество. От природы цемента зависит устойчивость песчаника к выветриванию: песчаники на карбонатном цементе разрушаются быстрее, на кремнистом — очень прочны (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Почвы на песчаниках, особенно кварцевых, обычно лёгкие по гранулометрическому составу (песчаные, супесчаные), имеют низкую водоудерживающую способность, бедны минеральными питательными элементами, сильно кислые в гумидном климате и подвержены оподзоливанию (Ганжара и др., 2002; Weil & Brady, 2017). На граувакках (богатых полевыми шпатами) почвы могут быть более плодородными.

Рыхлые пески — очень широко распространены как почвообразующие породы (дюнные пески, флювиогляциальные пески, древнеаллювиальные пески). Они почти целиком состоят из кварца, поэтому их химический потенциал крайне низок. Почвы на песках — подзолы, дерново-подзолистые песчаные почвы — бедны, требуют больших затрат удобрений, но обладают хорошей водопроницаемостью и аэрацией, что в условиях избыточного увлажнения может быть плюсом (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

3.4. Глинистые породы и отложения

Глинистые породы состоят преимущественно из частиц размером < 0,002 мм, т.е. глинистых минералов. Они образуются в спокойных водных условиях — на дне озёр, лагун, глубоководных участков морей, где взвешенные частицы оседают в отсутствии турбулентности (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Аргиллиты и глинистые сланцы — сцементированные глинистые породы. Аргиллиты массивны и при выветривании дают тонко-пластинчатую или оскольчатую структуру. Глинистые сланцы имеют выраженную слоистость (сланцеватость), что облегчает их физическое разрушение. Минеральный состав глинистых пород разнообразен: чаще всего преобладают гидрослюды (иллит), каолинит, монтмориллонит, хлорит, а также смешанослойные минералы (Scheffer et al., 2018; Муха и др., 2003).

Рыхлые глины (лёссовидные глины, озёрно-ледниковые глины, морские глины) — непосредственные почвообразующие породы. Они характеризуются высокой дисперсностью, большой удельной поверхностью, высокой катионообменной способностью, низкой водопроницаемостью, высокой влагоёмкостью, склонностью к набуханию и усадке.

Почвы на глинистых породах (дерново-подзолистые глинистые, серые лесные, чернозёмы глинистые, солонцы, вертисоли) резко отличаются от песчаных: они более плодородны (если не засолены), имеют высокую ёмкость поглощения, большие запасы влаги, но при этом плохо аэрируются, труднообрабатываемы и склонны к образованию корки и заплыванию (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017). Особое значение имеет минералогический состав глинистой фракции: наличие монтмориллонита делает почву сильно набухающей и усадчивой, что формирует вертисоли, а каолинит — менее активный, что типично для ферраллитных почв (Scheffer et al., 2018).

3.5. Химические осадочные породы

Эти породы образуются путём химического осаждения из водных растворов. Наиболее важны для почвообразования:

Карбонатные породы — известняки (CaCO₃), доломиты (CaMg(CO₃)₂), мергели (смесь карбоната с глинистым материалом). Они составляют около 25% всех осадочных пород. Чистые известняки при растворении оставляют крайне мало нерастворимого остатка (менее 5%), что приводит к формированию тонких, но богатых глиной и органическим веществом почв (рендзины, терра-фуска) на карбонатных породах (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). Мергели дают более мощные почвы (парарендзины, чернозёмы, серые лесные) из-за большего содержания глинистого компонента.

Карбонатные породы оказывают сильное буферное действие: они долго нейтрализуют кислотность, препятствуют развитию кислого выветривания, поддерживают высокое содержание кальция и магния в почвенном растворе, что способствует образованию водопрочных агрегатов и высокому плодородию (Foth, 1990; Eash et al., 2016). В гумидных климатах карбонаты постепенно выщелачиваются, но пока они присутствуют (даже в нижних горизонтах), они влияют на весь профиль.

Гипс (CaSO₄·2H₂O) и ангидрит (CaSO₄) — встречаются в аридных и полуаридных областях. Почвы на гипсовых породах могут накапливать значительные количества гипса в профиле, что влияет на физические свойства (гипсовые конкреции) и химический состав (высокое содержание сульфатов). Гипс также может служить источником кальция и серы для растений (Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Соли (хлориды, сульфаты натрия, калия, магния) — накапливаются в экстрааридных регионах. Они не являются почвообразующими породами в обычном смысле, но могут быть включены в состав рыхлых отложений, формируя засолённые почвы (солончаки). Их растворы изменяют осмотический потенциал и влияют на растительность (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

3.6. Органогенные осадочные породы

К этой группе относятся породы, сложенные остатками организмов:

• Известняки-ракушечники — состоят из раковин моллюсков, кораллов, фораминифер. По свойствам сходны с химическими известняками, но часто более пористы.
• Мел — тонкозернистый, рыхлый известняк из скелетов кокколитофорид.
• Диатомиты и трепелы — состоят из аморфного кремнезёма (опала), образующегося из кремниевых панцирей диатомовых водорослей. При выветривании дают кремнезёмистые почвы с высоким содержанием опалового кремнезёма.
• Угли (торф, лигнит, каменный уголь, антрацит) — накопления растительных остатков в заболоченных условиях. Угли не являются почвообразующими породами в классическом смысле (кроме торфов), но в местах их выхода на поверхность могут формироваться специфические почвы с высокой кислотностью и токсичностью (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3.7. Особые континентальные отложения, важные для почвообразования

Значительная часть почв мира формируется не на твёрдых породах, а на рыхлых четвертичных отложениях, которые образовались в результате работы ледников, рек, ветра и гравитации. Эти отложения имеют огромное агрономическое значение.

Лёсс и лёссовидные суглинки — это аэральные (ветровые) отложения, состоящие преимущественно из пылеватых частиц (0,05–0,01 мм), богатые карбонатами, пористые, с высоким содержанием первичных минералов. Лёссы покрывают огромные территории в Китае, Европе (например, Украина, долина Дуная), США, Аргентине. Почвы на лёссах (чернозёмы, серые лесные, каштановые) — одни из самых плодородных в мире благодаря благоприятному гранулометрическому составу, высокому содержанию оснований и хорошей водно-физическим свойствам (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003). Содержание глины в лёссах варьирует от 10–25%, но они богаты тонкой пылью, которая обеспечивает высокую водоудерживающую способность.

Ледниковые отложения (морены, флювиогляциальные пески, озёрно-ледниковые ленточные глины) — широко распространены в северной Европе, Северной Америке, Сибири. В России они занимают огромные площади. Основные их типы (по Ганжара и др., 2002; Муха и др., 2003):

• Основная морена — несортированная смесь глины, песка, гравия, валунов, часто карбонатная. Почвы на моренах (дерново-подзолистые, серые лесные, иногда чернозёмы) разнообразны.
• Водно-ледниковые пески — хорошо отсортированные, часто бескарбонатные, кварцевые пески. Почвы на них — бедные подзолы и дерново-подзолистые песчаные.
• Озёрно-ледниковые ленточные глины — тонкослоистые глины, часто с высоким содержанием ила, плодородные при дренаже.

Аллювий — речные отложения, встречающиеся по долинам рек во всех климатических зонах. Они слоистые, разнообразные по гранулометрическому составу (от песков до глин) и часто богаты питательными веществами, вымытыми с водосборов. На аллювии формируются пойменные почвы (аллювиальные дерновые, луговые, болотные), которые при регулировании водного режима очень продуктивны (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003).

Коллювий — склоновые отложения, перемещённые гравитацией (оползни, смыв). Это неотсортированный, часто щебнистый материал, почвы на нём маломощны, но могут быть плодородны в нижней части склонов благодаря концентрации мелкозема (Scheffer et al., 2018).

Эоловые пески — дюнные пески пустынь и побережий. Обычно кварцевые, бедные, с плохими водными свойствами. Почвы на них — слаборазвитые, часто засолённые в аридных условиях (Weil & Brady, 2017).

3.8. Значение осадочных пород для почвообразования

Подводя итог, осадочные породы играют ключевую роль в почвообразовании по нескольким причинам:

1. Они являются основным субстратом для большинства сельскохозяйственных почв (75% площади континентов). Понимание их свойств критично для агрономии.

2. Они уже частично «выветрены» — в них уже сформировались глинистые минералы, часть растворимых соединений утрачена, что ускоряет процесс почвообразования по сравнению с магматическими породами, которые начинают выветриваться с нуля (Buol et al., 2011; White, 2006).

3. Разнообразие осадочных пород (от известняков до песков) определяет широкий спектр почвенных свойств: от кислых и бедных (на песчаниках и песках) до плодородных (на лёссах, аллювии, карбонатных породах). Это прямой ответ на наш ключевой вопрос.

4. Карбонатные породы и лёссы служат источником кальция и магния, поддерживают высокую буферность, препятствуют закислению и способствуют формированию устойчивой структуры (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5. Глинистые породы обуславливают высокую ёмкость поглощения, накопление гумуса и питательных элементов, но при этом могут создавать проблемы с водным и воздушным режимом.

6. Рыхлые четвертичные отложения (морены, лёссы, аллювий) — это «молодые» по геологическому времени породы, почвы на которых часто ещё развиваются, что даёт возможность проследить начальные этапы почвообразования (Scheffer et al., 2018; Муха и др., 2003).

Таким образом, осадочные породы — это не просто «продукты разрушения», а активные участники почвообразования, передающие почвам свои унаследованные свойства и создающие основу для множества почвенных типов, от бедных подзолов до плодородных чернозёмов.

4.1. Происхождение и общая характеристика

Метаморфические породы — это породы, образовавшиеся в результате преобразования (метаморфизма) магматических, осадочных или ранее существовавших метаморфических пород под воздействием высоких температур, давлений и химически активных флюидов (водных растворов, газов) в глубоких зонах земной коры (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). Метаморфизм — это процесс «перекристаллизации» в твёрдом состоянии: порода не плавится, но минералы изменяются, перестраиваются, растут новые кристаллы, иногда меняется химический состав (метасоматоз). В результате порода приобретает новые структуру, текстуру и нередко новый минеральный состав, который отражает условия метаморфизма (температуру, давление, наличие флюидов) (White, 2006; Eash et al., 2016).

Для почвоведения метаморфические породы важны по нескольким причинам:

1. Они выходят на поверхность на значительных территориях — примерно на 20–25% площади континентов, особенно в древних щитах и горных областях. Например, в России это Балтийский щит, Украинский кристаллический щит, Алданский щит, а также Урал, Алтай, Кавказ. В мире — Канадский щит, Бразильский щит, Западно-Африканский щит, Скандинавские горы, Альпы, Гималаи.

2. Их состав в целом близок к исходным породам, но структура и иногда минеральный состав существенно изменены, что влияет на физическое выветривание и химическую устойчивость.

3. Метаморфические породы часто содержат специфические минералы (гранат, ставролит, кианит, силлиманит, андалузит, эпидот, актинолит, серпентин), которые не встречаются или редко встречаются в магматических и осадочных породах. Их присутствие может влиять на химический состав почв (например, высокое содержание железа, магния, алюминия, а иногда и редких элементов) и на скорость выветривания.

4.2. Типы метаморфизма и их влияние на породы

В почвоведении важно различать два основных типа метаморфизма, которые приводят к формированию разных пород (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

Региональный метаморфизм — широкомасштабное преобразование больших толщ пород в результате тектонических движений (горообразования, погружения) и воздействия высоких давлений и температур в коре. Он характерен для складчатых областей и древних щитов. Региональный метаморфизм создаёт сланцеватые (листоватые, с параллельной ориентировкой минералов) текстуры — сланцеватость, гнейсовидность. Это облегчает физическое выветривание по плоскостям сланцеватости.

Контактный метаморфизм — локальное преобразование пород вблизи горячей магмы, внедрившейся в земную кору. Здесь главный фактор — высокая температура, давление часто небольшое. Контактный метаморфизм создаёт массивные, часто мелкозернистые породы — роговики, которые трудно поддаются выветриванию.

Для почвообразования важнее региональные метаморфические породы, так как они занимают большие площади и имеют выраженную сланцеватость, способствующую глубокому проникновению воды и корней.

4.3. Основные метаморфические породы и их почвообразующее значение

4.4. Почвообразующее значение метаморфических пород (обобщение)

Метаморфические породы в целом играют важную, хотя и несколько уступающую осадочным породам по площади, роль в почвообразовании. Их ключевое значение для нашего курса можно свести к нескольким положениям:

1. Они часто имеют выраженную сланцеватость или полосчатость, что облегчает физическое выветривание и проникновение воды и корней в глубь массива. Поэтому на них формируются более мощные коры выветривания, чем на массивных магматических породах того же состава.

2. Их химический и минеральный состав близок к исходным породам, но может быть изменён метаморфизмом. Например, гнейсы близки к гранитам, амфиболиты — к габбро, кварциты — к песчаникам. Однако в результате перекристаллизации могут появиться новые минералы (гранат, ставролит, силлиманит, андалузит, кордиерит), которые при выветривании высвобождают дополнительные элементы (алюминий, железо, магний) и влияют на буферность и кислотность почв.

3. Некоторые метаморфические породы имеют уникальный состав (серпентиниты, эклогиты), что приводит к формированию особых почв с экстремальными химическими свойствами (высокое Mg, низкое Ca, токсичные тяжёлые металлы). Это яркий пример того, как разный минеральный состав породы определяет резко разные свойства почв, даже в одинаковых климатических условиях.

4. Метаморфические породы часто обнажаются в горных и холмистых областях с расчленённым рельефом, что способствует развитию катен и формированию почв с разной степенью эродированности и переотложения.

4.5. Сравнительная таблица основных метаморфических пород и их почвообразующих свойств

4.6. Вывод по разделу

Метаморфические породы представляют собой важное, хотя и менее распространённое на поверхности, звено в цепи почвообразующих материалов. Они отличаются от магматических и осадочных пород наличием сланцеватости и специфических минералов, что напрямую влияет на физическое и химическое выветривание, а следовательно — на глубину, плодородие и тип формирующихся почв. Различия между орто- и пара-метаморфитами, а также между гнейсами и сланцами, дают нам ещё одно подтверждение ключевого тезиса: состав и структура горной породы предопределяют основные черты будущей почвы.

В следующей части мы перейдём к детальному рассмотрению главных минералов, слагающих все эти породы, и их геохимическому значению.

5.1. Минералы: определение и классификация

Напомним, что минерал — это природное, преимущественно неорганическое, химически и структурно однородное кристаллическое вещество, образовавшееся в результате геологических процессов (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Большинство минералов имеет упорядоченную кристаллическую решётку, хотя встречаются и аморфные (например, опал, аллофан).

В земной коре и в почвах встречаются тысячи минеральных видов, но лишь около 20–30 минералов являются породообразующими — то есть слагают основную массу горных пород (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017). Именно эти минералы мы и будем изучать.

С точки зрения почвообразования все минералы делятся на две большие группы (Scheffer et al., 2018; Муха и др., 2003; Ганжара и др., 2002):

Первичные (литогенные) минералы — образовались при кристаллизации магмы (высокая температура, высокое давление) или при метаморфизме. Они составляют основу магматических и метаморфических пород, а также многих осадочных пород. В почвах первичные минералы преобладают в песчаной и пылеватой фракциях. Их главная особенность — они не находятся в равновесии с условиями поверхности Земли (атмосфера, вода, органические кислоты, биота), поэтому они активно выветриваются.

Вторичные (педагогенные) минералы — образуются в процессе выветривания и почвообразования при низких температурах и давлениях. Это глинистые минералы, оксиды и гидроксиды железа и алюминия, карбонаты, сульфаты, хлориды (формирующиеся в аридных условиях), а также аллофаны и имоголит (в вулканических пеплах). Они преобладают в илистой фракции почв. Вторичные минералы мы подробно рассмотрим в следующих лекциях, а сейчас сосредоточимся на первичных.

5.2. Кристаллохимическая основа силикатов: кремнекислородный тетраэдр

Подавляющее большинство первичных минералов (и многие вторичные) являются силикатами — соединениями кремния и кислорода с различными катионами (Fe, Mg, Ca, Na, K, Al и др.). Силикаты составляют более 90% массы земной коры (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Поэтому мы начнём именно с них.

Основной строительный блок всех силикатов — кремнекислородный тетраэдр (SiO₄)⁴⁻ (рис. 1). Это структура, в которой один ион Si⁴⁺ окружён четырьмя ионами O²⁻, расположенными по вершинам тетраэдра (правильной четырёхгранной пирамиды). Соотношение радиусов позволяет именно такую координацию (White, 2006; Weil & Brady, 2017). В кристаллической решётке тетраэдры могут соединяться друг с другом через общие атомы кислорода, образуя различные структуры:

• Островные (с изолированными тетраэдрами) — отношение O:Si ≈ 4:1.
• Цепочечные (тетраэдры соединены в цепочки) — O:Si ≈ 3:1.
• Слоистые (тетраэдры образуют непрерывные слои) — O:Si ≈ 2,5:1.
• Каркасные (трёхмерная сеть) — O:Si ≈ 2:1.

Эти структурные типы определяют физические свойства (твёрдость, спайность, хрупкость) и устойчивость к выветриванию.

Кроме того, в структуре силикатов часто происходит изоморфное замещение — замена одного иона на другой с близким радиусом без изменения структуры. Например, Al³⁺ может замещать Si⁴⁺ в тетраэдре, а Fe²⁺, Mg²⁺ — замещать Al³⁺ в октаэдрических позициях. Эти замещения создают избыточный отрицательный заряд, который компенсируется включением других катионов (K⁺, Na⁺, Ca²⁺) в структуру или в межслоевое пространство (у глинистых минералов) (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Теперь перейдём к конкретным минералам.

5.3. Кварц (SiO₂)

Кварц — это оксид кремния, чистый кремнезём. Его структура — каркасная, все тетраэдры соединены друг с другом через все четыре вершины, образуя прочную трёхмерную сеть (White, 2006; Weil & Brady, 2017). В составе кварца нет других катионов (кроме Si), поэтому в нём отсутствуют элементы питания растений (кроме самого кремния, который не является эссенциальным для большинства растений). Кварц очень твёрдый (7 по шкале Мооса), не имеет спайности, химически инертен при pH 2–9. Его растворимость очень низка: при 25 °C растворимость аморфного кремнезёма составляет _{120 мг/л (как SiO}2_{), а кристаллического кварца — всего} 6–10 мг/л (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

В почвообразовании кварц играет роль инертного заполнителя. При выветривании пород кварц практически не изменяется — он остаётся в виде зёрен разного размера, накапливаясь в песчаной и пылеватой фракциях. Именно кварц придаёт почвам песчаный гранулометрический состав. Почвы, богатые кварцем (на кварцитах, песчаниках, гранитах с высоким содержанием кварца), обычно бедны питательными элементами, имеют низкую катионообменную способность, сильно кислые в гумидном климате, но хорошо аэрируются и прогреваются (Buol et al., 2011; Eash et al., 2016).

Кварц может частично растворяться при очень длительном выветривании в тропических условиях (при pH > 9 или < 4), но в умеренном климате он практически не разрушается. Поэтому кварц является эталоном устойчивости для оценки степени выветривания пород (соотношение кварц/полевой шпат часто используют как индекс выветрелости).

5.4. Полевые шпаты

Полевые шпаты — это группа алюмосиликатов каркасной структуры, в которых часть Si⁴⁺ в тетраэдрах замещена Al³⁺, а образующийся избыточный отрицательный заряд компенсируется крупными катионами (K⁺, Na⁺, Ca²⁺), расположенными в полостях каркаса (Scheffer et al., 2018; White, 2006; Weil & Brady, 2017). Полевые шпаты — самые распространённые минералы земной коры: они составляют около 50% её объёма (Scheffer et al., 2018).

По химическому составу полевые шпаты делятся на две большие группы:

1. Калиевые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин, санидин) — общая формула KAlSi₃O₈. Они содержат калий, почти не содержат натрия и кальция. Встречаются в кислых магматических породах (граниты, риолиты) и в метаморфических (гнейсы). При выветривании калиевые полевые шпаты высвобождают калий — важнейший элемент питания растений. Процесс гидролиза можно схематически представить (по Weil & Brady, 2017; Foth, 1990):

То есть в конечном счёте образуются глинистые минералы (каолинит) и растворённый кремнезём, а калий высвобождается в почвенный раствор, где может поглощаться растениями или фиксироваться в межслоях глинистых минералов (иллит) (Scheffer et al., 2018).

2. Плагиоклазы — твёрдые растворы от натриевого (альбит NaAlSi₃O₈) до кальциевого (анортит CaAl₂Si₂O₈). Между ними существует непрерывный ряд: олигоклаз (Na > Ca), андезин (Na ≈ Ca), лабрадор (Ca > Na), битовнит (Ca преобладает). Плагиоклазы широко распространены в магматических породах от кислых до основных (чем основнее порода, тем более кальциевый плагиоклаз) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

При выветривании плагиоклазы высвобождают натрий и кальций, а также алюминий и кремний. Натрий и кальций — элементы, важные для растений, особенно кальций (структурный элемент клеточных стенок, регулятор многих процессов). Плагиоклазы выветриваются быстрее калиевых полевых шпатов, особенно анортит (наиболее кальциевый). В результате гидролиза плагиоклазов образуются глинистые минералы (каолинит, смектиты), а в условиях интенсивного выветривания — гидроксиды алюминия (гиббсит) (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Значение для почв: полевые шпаты — один из главных источников калия, кальция, натрия в почвах. Высвобождаемые катионы не только питают растения, но и влияют на реакцию почвенного раствора (при высвобождении Ca²⁺ или K⁺ pH повышается, а при их выщелачивании — падает). Почвы на породах, богатых полевыми шпатами (граниты, гнейсы, лёссы), обычно более плодородны, чем на породах, бедных полевыми шпатами (кварциты, песчаники).

5.5. Слюды

Слюды — это слоистые (филлосиликаты) минералы, имеющие характерную структуру 2:1: два слоя кремнекислородных тетраэдров с октаэдрическим (алюмо-, магний-, железосодержащим) слоем между ними (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Слои соединены между собой через межслоевое пространство, которое занято крупными катионами (чаще всего K⁺), которые входят в так называемые «дитригональные» углубления в тетраэдрических слоях и образуют прочные связи (рис. 2). Из-за этой прочности слюды имеют совершенную спайность по базису (легко расщепляются на тонкие чешуйки) и умеренную химическую устойчивость.

Различают две основные группы слюд:

1. Мусковит (калиевая слюда) — KAl₂(Si₃Al)O₁₀(OH)₂, диоктаэдрическая (Al³⁺ заполняет 2 из 3 октаэдрических позиций). Мусковит светлоокрашенный, содержит до 9–11% K₂O. Он достаточно устойчив к химическому выветриванию (медленнее биотита), но при длительном выветривании K⁺ постепенно вытесняется и мусковит превращается в гидрослюду (иллит) или каолинит (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

2. Биотит (железо-магниевая слюда) — K(Mg,Fe²⁺)₃(Si₃Al)O₁₀(OH)₂, триоктаэдрическая (все три октаэдрические позиции заняты Mg²⁺ или Fe²⁺). Биотит тёмноокрашенный, содержит меньше калия (до 6–10% K₂O), но много Fe и Mg. Биотит менее устойчив к выветриванию, чем мусковит, потому что Fe²⁺ легко окисляется до Fe³⁺, что нарушает структуру, и K⁺ быстрее выходит из межслоевого пространства (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

При выветривании слюд происходит высвобождение калия, а также железа, магния и алюминия. Слюды — важный источник калия в почвах, особенно биотит, который легче отдаёт K⁺. При частичном выщелачивании калия слюды превращаются в вермикулит или смектит (с набухающей структурой), а при полном выветривании — в каолинит (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Почвы, образованные на слюдистых породах (гнейсы, сланцы, граниты с биотитом), часто имеют хороший калийный режим, хотя в гумидном климате калий может выщелачиваться.

5.6. Пироксены и амфиболы (ферромагнезиальные минералы)

Это группа цепочечных силикатов, содержащих много железа и магния, а также кальций. Они характерны для основных и ультраосновных пород (габбро, базальт, перидотит) и для некоторых метаморфических пород (амфиболиты, зелёные сланцы).

Пироксены имеют одинарные цепочки тетраэдров (одна цепочка из SiO₄) — общая формула M₂Si₂O₆, где M = Ca, Mg, Fe, Al. Наиболее распространён в почвообразующих породах авгит — (Ca, Mg, Fe)₂Si₂O₆, а также гиперстен, энстатит, диопсид. Пироксены тёмно-зелёные до чёрных, часто встречаются в виде коротких призматических кристаллов с хорошей спайностью по двум направлениям (White, 2006; Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Амфиболы имеют двойные цепочки тетраэдров (две параллельные цепочки, соединённые через общие атомы кислорода) — общая формула M₇Si₈O₂₂(OH)₂, где M = Ca, Mg, Fe, Al. Наиболее распространена роговая обманка (амфибол среднего состава) — Ca₂(Mg,Fe,Al)₅(Si₈O₂₂)(OH)₂. Амфиболы также тёмно-зелёные, имеют призматические кристаллы с совершенной спайностью под углом 124° (в отличие от пироксенов, у которых спайность под 90°). Амфиболы содержат гидроксильную группу (OH), что делает их структурно ближе к слоистым силикатам (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Устойчивость к выветриванию: пироксены и амфиболы выветриваются значительно быстрее полевых шпатов и кварца, особенно пироксены (оливин ещё быстрее — см. далее). При выветривании они высвобождают Fe, Mg, Ca в раствор, а кремний и алюминий частично переходят в раствор или участвуют в образовании вторичных глинистых минералов (смектиты, вермикулиты, хлорит) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017). В окислительных условиях Fe²⁺ быстро окисляется до Fe³⁺ и выпадает в виде оксидов и гидроксидов железа (гётит, гематит), которые окрашивают почвы в жёлтые, бурые и красные тона.

Значение для почв: ферромагнезиальные минералы — главный источник магния, железа, кальция и микроэлементов (Mn, Zn, Cu) в почвах. Почвы, сформированные на породах, богатых пироксенами и амфиболами (базальты, габбро, амфиболиты, зелёные сланцы), обычно нейтральные или слабощелочные, имеют высокую ёмкость поглощения, содержат много глинистых минералов и плодородны. Они часто окрашены в красные и бурые тона из-за оксидов железа. Однако в гумидном климате при интенсивном выщелачивании они могут сильно обедняться основаниями и превращаться в кислые ферраллитные почвы.

5.7. Оливины

Оливин — это островной силикат (изолированные тетраэдры), химическая формула (Mg,Fe)₂SiO₄. Это твёрдый раствор между форстеритом (Mg₂SiO₄) и фаялитом (Fe₂SiO₄). Оливин имеет оливково-зелёный цвет, часто встречается в виде округлых зёрен в ультраосновных породах (перидотиты, дуниты) и иногда в базальтах (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Оливин — один из самых быстровыветриваемых силикатных минералов. При гидролизе и окислении он разрушается с образованием гидроксидов железа и магния, а также кремнезёма. В ходе выветривания часто образуется серпентин (слоистый силикат магния) — об этом мы уже говорили в разделе о серпентинитах (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Значение для почв: из-за малой распространённости на поверхности (оливин быстро разрушается) почвы, непосредственно на оливиновых породах, встречаются редко (в основном в районах молодых основных пород). Но продукты его выветривания (серпентин, смектиты, гидроксиды железа) участвуют в формировании почв на ультраосновных породах, о которых мы уже говорили.

5.8. Карбонаты (кальцит, доломит)

Кальцит (CaCO₃) и доломит (CaMg(CO₃)₂) — это карбонатные минералы, широко распространённые в осадочных породах (известняки, доломиты, мергели) и в некоторых метаморфических (мраморы). Они не являются силикатами; это соли угольной кислоты. Их кристаллическая структура основана на ионах CO₃²⁻, связанных с катионами Ca²⁺ и Mg²⁺ (White, 2006; Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

Карбонаты легко растворяются в кислой среде, особенно в присутствии углекислого газа, образующего угольную кислоту:

Этот процесс лежит в основе карстовых явлений (пещеры, провалы) и выщелачивания карбонатов из почв. В гумидном климате карбонаты вымываются из верхних горизонтов, и почва становится кислой. Однако пока карбонаты присутствуют (даже в глубоких горизонтах), они буферируют pH около 7–8,3 (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). При этом реакция может быть слабощелочной из-за гидролиза карбонатов.

Значение для почв: карбонаты — главный источник кальция и магния, а также обеспечивают нейтральную или слабощелочную реакцию. Почвы на карбонатных породах (рендзины, чернозёмы на лёссе, каштановые) часто имеют высокую структурность (благодаря кальциевым мостикам между частицами), хорошие физические свойства и высокое плодородие (Buol et al., 2011; Eash et al., 2016). Кроме того, карбонаты нейтрализуют кислотность, препятствуя развитию подзолообразования и ферраллитизации. В аридных условиях карбонаты могут накапливаться в профиле в виде конкреций, псевдомицелия или твёрдых горизонтов (калькреты) (Scheffer et al., 2018).

5.9. Другие важные минералы (кратко)

Помимо перечисленных, в почвообразующих породах встречаются также:

• Оксиды железа (магнетит Fe₃O₄, ильменит FeTiO₃) — входят в состав тяжёлой фракции, устойчивы, могут служить источником железа.
• Оксиды титана (рутил, анатаз, брукит) — очень устойчивы, используются как индикаторы выветрелости.
• Сульфиды (пирит FeS₂) — встречаются в осадочных породах, при окислении дают серную кислоту, вызывая сильное закисление (кислые сульфатные почвы) (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).
• Апатит Ca₅(PO₄)₃(OH,F,Cl) — важный источник фосфора в почвах, встречается как акцессорный минерал в магматических породах и в осадочных фосфоритах.
• Гипс CaSO₄·2H₂O — встречается в аридных зонах, источник кальция и серы, может образовывать твёрдые горизонты (гипсовые корки).

5.10. Устойчивость минералов к выветриванию: ряд Боуэна и его почвенное значение

В магматических породах минералы кристаллизуются из расплава в определённом порядке (ряд Боуэна), который одновременно является рядом устойчивости к химическому выветриванию на поверхности. Схематически этот ряд выглядит так (по Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Foth, 1990):

Наименее устойчивые (кристаллизуются первыми, выветриваются первыми):

• Оливин → пироксены → амфиболы → биотит
• ↑
• (при температуре поверхности они неустойчивы, быстро разрушаются)

Средняя устойчивость:

• Плагиоклазы (от кальциевых к натриевым: анортит → альбит) → калиевые полевые шпаты → мусковит

Наиболее устойчивые (кристаллизуются последними, сохраняются дольше):

• Кварц (самый устойчивый)

Этот ряд объясняет, почему в песчаных фракциях почв, особенно в зрелых, преобладает кварц, а менее устойчивые минералы (оливин, пироксены) полностью исчезают уже на ранних стадиях выветривания. Чем дольше и интенсивнее идёт выветривание, тем больше накапливается кварца и других устойчивых минералов (циркон, рутил, турмалин), которые называют минералами-индикаторами выветрелости (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

5.11. Связь минерального состава породы с почвенным плодородием

Теперь мы можем сформулировать прямую зависимость:

• Породы, богатые кварцем и бедные полевыми шпатами и ферромагнезиалами (кварциты, песчаники, кислые граниты) → почвы бедные, кислые, песчаные, с низкой ёмкостью поглощения, малогумусные (подзолы, дерново-подзолистые песчаные).
• Породы, содержащие много полевых шпатов (особенно калиевых и кальциевых) → почвы среднего плодородия, с хорошим калийным и кальциевым режимом, суглинистые (серые лесные, бурозёмы, чернозёмы на лёссе).
• Породы, богатые ферромагнезиальными минералами (базальты, габбро, амфиболиты) → почвы плодородные, богатые Ca, Mg, Fe, глинистые, нейтральные или слабокислые (рóдоземы, бурозёмы на базальтах, ферраллитные почвы).
• Породы с карбонатами → почвы с нейтральной или щелочной реакцией, богатые кальцием и магнием, с хорошей структурой и высоким плодородием (чернозёмы, каштановые, рендзины).
• Породы с избытком Mg и низким Ca/Mg (серпентиниты) → почвы с магниевым токсикозом, специфические, часто малопродуктивные.

Таким образом, понимание минерального состава породы даёт нам ключ к прогнозированию основных свойств будущей почвы: её кислотности, обеспеченности элементами питания, гранулометрического состава, структурности и даже способности к засолению или подзолообразованию.

5.12. Заключение к разделу о минералах

Мы рассмотрели главные породообразующие минералы, их строение, химический состав, устойчивость и влияние на почвы. Эти минералы — это «индивидуальности», каждая со своим характером. Именно их сочетания в горных породах создают то бесконечное разнообразие почв, которое мы наблюдаем на планете.

В следующей части мы перейдём к минералогическому составу почвообразующих пород в целом и к геохимическому значению отдельных минералов, то есть к тому, как конкретные минералы влияют на химические элементы в почвах.

6.1. Закономерности распределения минералов по гранулометрическим фракциям

Одна из фундаментальных закономерностей почвоведения заключается в том, что разные минералы концентрируются в разных гранулометрических фракциях (Scheffer et al., 2018; White, 2006; Weil & Brady, 2017). Эта закономерность имеет огромное практическое значение, поскольку гранулометрический состав определяет многие физические и химические свойства почв.

Песчаная фракция (2–0,05 мм) почти целиком состоит из первичных минералов, устойчивых к выветриванию. Здесь преобладают:

• Кварц (до 80–95% в зрелых почвах) — самый устойчивый;
• Калиевые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин) — относительно устойчивы;
• Кислые плагиоклазы (альбит, олигоклаз) — если сохранились;
• Мусковит — в виде плоских чешуек, часто в крупнозернистых песках;
• Тяжёлые минералы (циркон, рутил, турмалин, гранат, магнетит, ильменит, апатит) — в виде редких зёрен, составляют «тяжёлую фракцию» плотностью > 2,9 г/см³.

Песчаная фракция практически не содержит глинистых минералов (они слишком малы) и очень бедна элементами питания, за исключением калия (из полевых шпатов и слюд) и иногда фосфора (из апатита) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Пылеватая фракция (0,05–0,002 мм) занимает промежуточное положение. В ней встречаются:

• Кварц и полевые шпаты — в виде мелких зёрен (в основном первичные);
• Слюды (мусковит, биотит) — в виде мелких чешуек;
• Карбонаты (кальцит, доломит) — особенно в лёссах и карбонатных породах;
• Вторичные минералы (глинистые) могут присутствовать, но часто в виде агрегатов.

Именно пылеватая фракция определяет многие водно-физические свойства почв: капиллярность, водоудерживающую способность, пластичность (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Илистая фракция (< 0,002 мм) — это уже мир вторичных (педагогенных) минералов, хотя там могут встречаться и очень мелкие обломки первичных минералов (особенно кварца и слюд). Основные компоненты:

• Слоистые силикаты (глинистые минералы): каолинит, монтмориллонит, иллит (гидрослюда), вермикулит, хлорит, смешанослойные образования;
• Оксиды и гидроксиды железа (гётит, гематит, ферригидрит), алюминия (гиббсит), марганца, титана (анатаз, рутил);
• Аморфные и слабокристаллические соединения (аллофан, имоголит, ферригидрит) — особенно в молодых почвах и почвах на вулканических пеплах;
• Карбонаты (в кальциевых почвах) — часто в виде микрокристаллов;
• Гипс (в аридных почвах).

Именно илистая фракция определяет ёмкость катионного обмена, водоудерживающую способность, набухание и усадку, способность к агрегации и химическую буферность почв (Foth, 1990; White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Таким образом, в любой почве песчаная фракция — это «скелет» из устойчивых первичных минералов, а илистая — «активная матрица» из вторичных глинистых минералов и оксидов (Ганжара и др., 2002; Муха и др., 2003).

6.2. Минералогический состав основных типов почвообразующих пород

Теперь рассмотрим, какие минералы преобладают в конкретных типах пород, выходящих на поверхность и служащих субстратом для почвообразования.

6.3. Минералогический состав почв как отражение породы и почвообразования

Минералогический состав почвы формируется под двойным влиянием:

1. Наследование от породы — особенно в песчаной и пылеватой фракциях, а также в глинистой фракции молодых почв (на начальных стадиях выветривания).

2. Педагогенные преобразования — образование вторичных минералов, разрушение неустойчивых первичных, трансформация одних глинистых минералов в другие.

В таблице 5 представлены типичные ассоциации глинистых минералов, которые формируются на разных породах в разных климатических условиях (по данным Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Muха et al., 2003).

Таблица 5. Типичные ассоциации глинистых минералов в зависимости от породы и климата

Источники: Scheffer et al. (2018); Weil & Brady (2017); Muха et al. (2003); Ганжара и др. (2002)

Из таблицы видно, как климат «перекрывает» влияние породы. Например, на одной и той же гранитной породе в тайге формируются подзолы с иллит-вермикулитовой глиной, а в тропиках — ферраллитные почвы с каолинитом и гиббситом. Однако порода всё равно накладывает свой отпечаток: даже в тропиках на базальтах почвы будут богаче оксидами железа и смектитами (в начальных стадиях), чем на гранитах.

6.4. Агрономическое значение минералогического состава пород

Для агрономии знание минералогического состава почвообразующей породы позволяет прогнозировать целый ряд свойств почв, критически важных для сельского хозяйства.

Плодородие (содержание элементов питания):

• Калий: породы, содержащие калиевые полевые шпаты и слюды (граниты, гнейсы, лёссы, глинистые сланцы) — потенциальный источник K, хотя его доступность зависит от выветривания. Почвы на лёссах и сланцах часто хорошо обеспечены калием (Weil & Brady, 2017; Muха и др., 2003).
• Кальций и магний: породы, содержащие карбонаты (известняки, доломиты, лёссы) — главный источник Ca и Mg. Почвы на них часто не нуждаются в известковании и имеют хорошую структуру (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).
• Фосфор: породы, содержащие апатит (граниты, некоторые осадочные породы), могут быть источником P, но часто фосфор в почвах сильно связан и малодоступен (особенно в кислых и железистых почвах) (Foth, 1990).
• Железо и микроэлементы: основные и ультраосновные породы обеспечивают высокое содержание Fe, Mn, Zn, Cu, Co, Ni, Cr. Это может быть как благом (при достаточном количестве), так и проблемой (токсичность Cr, Ni на серпентинитах) (Buol et al., 2011).

Кислотность почв:

• Породы, богатые карбонатами → нейтральная или слабощелочная реакция.
• Породы, бедные основаниями (кварциты, песчаники, кислые граниты) → сильнокислые почвы в гумидном климате, требующие известкования.
• Наличие смектитов (набухающих глин) может повышать ёмкость катионного обмена и буферность к закислению (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Физические свойства:

• Породы, дающие много кварцевого песка → лёгкие, хорошо дренируемые, но бедные и засухоустойчивые почвы.
• Породы с большим содержанием глинистых минералов, особенно монтмориллонита → тяжелые, с плохой аэрацией, склонные к заплыванию, но с высокой влагоёмкостью.
• Лёссы и лёссовидные суглинки → оптимальный баланс (суглинистый состав) → лучшие почвы для земледелия (Weil & Brady, 2017; Muха и др., 2003).

Устойчивость к эрозии:

• Почвы на лёссах и суглинках легче эродируются ветром и водой, чем глинистые или песчаные почвы, из-за слабой агрегации пылеватых частиц.
• Почвы с высоким содержанием смектитов и гумуса на карбонатных породах лучше агрегированы и устойчивее к эрозии (Scheffer et al., 2018).

6.5. Резюме: что мы узнали о минералогическом составе пород

1. Разные минералы концентрируются в разных фракциях: песок — преимущественно первичные минералы (кварц, полевые шпаты, слюды), пыль — смесь первичных и вторичных, глина — вторичные глинистые минералы и оксиды.

2. Состав почвообразующей породы — это не случайный набор минералов, а закономерное сочетание, зависящее от генезиса породы (магматическая, осадочная, метаморфическая) и её истории (выветрелость, состав).

3. Минералогический состав напрямую определяет:

• содержание элементов питания (K, Ca, Mg, Fe, P, микроэлементы),
• кислотность почвы,
• гранулометрический состав,
• ёмкость катионного обмена,
• водоудерживающую способность,
• структурность и агрегацию,
• склонность к засолению, подзолообразованию, ферраллитизации.

4. Агрономически наиболее ценные почвообразующие породы — это те, которые сочетают:

• умеренное содержание глинистых минералов (для ёмкости поглощения и влагоёмкости),
• наличие полевых шпатов и слюд (для калия и других оснований),
• наличие карбонатов (для буферности и структуры),
• оптимальный гранулометрический состав (суглинистый).

К таким породам относятся лёссы, лёссовидные суглинки, мергели, аллювиальные отложения, карбонатные морены и основные магматические породы.

5. Климат — главный «режиссёр», который определяет, какие именно вторичные минералы сформируются из первичных даже на одной и той же породе. Но порода задаёт «сценарий» — набор исходных материалов, с которым работает климат.

7.1. Элементы-биофилы и их источники в минералах

Для жизни растений необходимы химические элементы, которые подразделяются на макроэлементы (потребляются в больших количествах) и микроэлементы (потребляются в малых дозах, но жизненно необходимы). Все они, за исключением углерода, водорода и кислорода, поступают в растения из почвы, а в почву — из выветривающихся минералов (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). Поэтому знание того, в каких минералах содержатся эти элементы, имеет первостепенное значение.

Таблица 6. Основные элементы питания растений и их главные минеральные источники

Составлено по данным: Foth (1990); Weil & Brady (2017); White (2006); Scheffer et al. (2018)

Обратите внимание: каждый минерал — это «концентратор» определённого набора элементов. Например, кварц даёт только кремний (и то крайне медленно), а апатит — фосфор, который жизненно важен для растений. Поэтому разнообразие минералов в породе — это разнообразие элементов питания в будущей почве.

7.2. Ряды геохимической подвижности элементов

При выветривании разные элементы ведут себя по-разному: одни быстро переходят в раствор и выносятся, другие остаются на месте и накапливаются, третьи мигрируют на короткие расстояния и закрепляются в виде вторичных минералов. Для систематизации этих процессов используют ряды подвижности элементов.

Академик А. Е. Ферсман и Б. Б. Полынов разработали классический ряд подвижности элементов в условиях окислительного выветривания. В упрощённом виде этот ряд выглядит так (по Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003):

Наиболее подвижные (легко выносятся):

Cl^-, SO₄^2-, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺

Среднеподвижные:

K⁺, SiO₂ (в виде ортокремниевой кислоты), Mn²⁺

Мало- и неподвижные:

Fe³⁺, Al³⁺, Ti⁴⁺, P (в виде фосфатов), Ni²⁺, Co²⁺, Cr³⁺

Этот ряд объясняет, почему в зрелых почвах гумидного климата верхние горизонты обеднены кальцием, натрием, магнием (они выщелочены), а обогащены кварцем и оксидами железа и алюминия (они остаются на месте) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

Однако важно учитывать, что подвижность зависит от pH и окислительно-восстановительных условий. Например:

• В кислой среде (pH < 5) Al³⁺ становится подвижным и может выноситься, тогда как в нейтральной он осаждается в виде гидроксида (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• При восстановительных условиях (в заболоченных почвах) Fe³⁺ восстанавливается до Fe²⁺ и становится подвижным, что приводит к формированию глеевых горизонтов и образованию конкреций (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Таким образом, подвижность элементов определяется не только свойствами самого элемента, но и химической обстановкой в почве.

7.3. Геохимическая роль отдельных групп минералов

Теперь давайте систематизируем, какие элементы поступают в почву из различных минералов и как это влияет на почвенные процессы.

7.4. Геохимические барьеры и аккумуляция элементов

В почвах существуют геохимические барьеры — зоны, где происходит резкое изменение условий (pH, Eh, концентрация, сорбция), вызывающее осаждение или фиксацию подвижных элементов. Барьеры играют ключевую роль в формировании горизонтов и в распределении элементов в профиле.

Основные типы геохимических барьеров в почвах (по Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

1. Карбонатный барьер — при повышении pH (например, при переходе из кислой среды в карбонатную) происходит осаждение карбонатов кальция и магния. Это характерно для почв на карбонатных породах и для зон выщелачивания (иллювиальные горизонты кальция).

2. Железо-марганцевый (окислительный) барьер — при переходе от восстановительных условий к окислительным Fe²⁺ и Mn²⁺ окисляются до Fe³⁺ и Mn⁴⁺ и выпадают в виде оксидов и гидроксидов. Это приводит к формированию конкреций, ортштейнов, плинтовых горизонтов и окрашиванию почв (Scheffer et al., 2018; Foth, 1990).

3. Сорбционный барьер — фиксация катионов и анионов на поверхности глинистых минералов и органического вещества. Особенно важен для калия (фиксация в межслоях иллита и вермикулита), фосфора (адсорбция на оксидах железа и алюминия в кислых почвах), аммония (фиксация в межслоях) и тяжёлых металлов (связывание с органическим веществом и оксидами) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

4. Кислотно-щелочной барьер — при изменении pH многие элементы меняют свою подвижность. В кислой среде (pH < 5) Al³⁺, Fe³⁺, Mn²⁺ становятся подвижными и могут быть токсичными; в щелочной (pH > 8) — подвижными становятся Mo, Se, As, а Ca, Mg, P теряют доступность. Этот барьер критически важен для агрономии, так как определяет доступность почти всех элементов питания (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

7.5. Практическое значение геохимии минералов для агрономии

Теперь перейдём к самым практическим выводам. Что даёт агроному знание минеральной основы почв?

1. Прогнозирование плодородия и необходимости удобрений

• Почвы на породах, богатых калиевыми полевыми шпатами и слюдами (граниты, гнейсы, лёссы, глинистые сланцы) — потенциально хорошо обеспечены калием (K). Однако доступность K зависит от выветривания и кислотности. В кислых почвах калий может выщелачиваться, и тогда требуются калийные удобрения (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Почвы на карбонатных породах (известняки, доломиты, мергели) — хорошо обеспечены кальцием и магнием, обычно не нуждаются в известковании. Напротив, они могут страдать от дефицита железа, цинка, марганца (из-за высокой pH) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Почвы на основных породах (базальты, габбро, амфиболиты) — богаты железом, магнием, кальцием, часто содержат микроэлементы. Однако в кислых условиях (тропики) они могут сильно обедняться основаниями и требовать известкования и фосфорных удобрений (P сильно фиксируется на оксидах Fe и Al) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).
• Почвы на песчаниках и кварцитах — крайне бедны, требуют почти всех элементов питания, особенно калия, фосфора, магния и микроэлементов. Однако они легко дренируются и могут быть окультурены при интенсивных удобрениях (Weil & Brady, 2017).

2. Диагностика кислотности и мелиорации

• Наличие карбонатов в породе или в почве (кипение с HCl) — признак нейтральной или щелочной реакции и отсутствия необходимости в известковании. Если карбонаты отсутствуют, а климат гумидный — почва, скорее всего, кислая, требуются известкование и внесение органических удобрений (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Почвы на пиритсодержащих породах (некоторые морские глины, угленосные отложения) могут при осушении давать сильнокислую реакцию (кислые сульфатные почвы) и требуют известкования большими дозами (Scheffer et al., 2018; Foth, 1990).

3. Прогнозирование водного режима и оросительных мелиораций

• Гранулометрический состав и тип глинистых минералов напрямую влияют на водопроницаемость и влагоёмкость. Почвы на монтмориллонитовых глинах (смектитах) сильно набухают, усаживаются и медленно пропускают воду, что требует специальных приёмов обработки и дренажа (White, 2006; Weil & Brady, 2017).
• Почвы на каолинитовых глинах (выветренные тропические почвы) — менее набухающие, лучше дренируются, но могут иметь низкую ёмкость катионного обмена.

4. Прогнозирование фитотоксичности

• Почвы на серпентинитах и ультраосновных породах могут иметь высокое содержание Ni, Cr, Co, что токсично для многих культур. В таких районах требуется подбор толерантных видов или агромелиорации (например, внесение кальция для улучшения отношения Ca/Mg) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).
• Высокое содержание Fe и Mn в восстановительных условиях (заболоченные почвы) может приводить к токсичности Fe²⁺ и Mn²⁺ для риса и других культур (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5. Оценка устойчивости почв к деградации

• Почвы на лёгких породах (пески, песчаники) более подвержены эрозии, чем на глинистых. Знание минералогического состава помогает выбрать противоэрозионные мероприятия (лесополосы, мульчирование) (Weil & Brady, 2017).
• Почвы с высоким содержанием монтмориллонита могут быть подвержены сильным усадкам и образованию трещин, что влияет на корневую систему и влагообеспеченность (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

7.6. Обобщающий ответ на ключевой вопрос лекции

Мы подошли к главному — к ответу на вопрос, который был поставлен в начале лекции:

Почему разные горные породы формируют разные почвы?

Ответ теперь можно сформулировать на нескольких уровнях:

1. Минералогический уровень. Разные породы состоят из разных наборов минералов. Каждый минерал — это источник определённых химических элементов и обладает определённой устойчивостью к выветриванию. Соответственно, почва, формирующаяся на породе, «наследует» её химический состав (набор элементов) и физические свойства (структуру, дисперсность, пористость), которые напрямую зависят от минералов (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

2. Геохимический уровень. При выветривании из разных минералов в разной скорости и в разных количествах высвобождаются элементы питания (K, Ca, Mg, Fe, P, микроэлементы) и образуются вторичные минералы (каолинит, смектит, иллит, гидроксиды Fe и Al). Эти вторичные минералы определяют ёмкость катионного обмена, кислотность, буферность, водоудерживающую способность, агрегацию — то есть все ключевые агрономические свойства почвы (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

3. Физико-химический уровень. Наличие или отсутствие карбонатов, избыток или недостаток оснований, характер глинистых минералов (набухающие или нет), содержание оксидов железа и алюминия — всё это определяется изначальным составом породы и предопределяет реакцию почвы (pH), её водно-воздушный режим, способность к структурообразованию и устойчивость к антропогенным нагрузкам (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Таким образом, горная порода служит «стартовым капиталом» почвообразования. Климат, рельеф, организмы и время — это «инвесторы» и «менеджеры», которые могут увеличить или уменьшить этот капитал, но они не могут создать его из ничего. Бедная порода (кварцевый песок) даже при самом благоприятном климате не даст чернозёма, а богатая порода (базальт, лёсс) даже в неблагоприятных условиях может дать более плодородную почву, чем бедная порода в тех же условиях.

7.7. Заключительное резюме всей лекции

Мы прошли долгий путь: от земной коры, через магматические, осадочные и метаморфические породы, к главным минералам и их геохимической роли. Подведём итог.

1. Земная кора сложена преимущественно силикатами и алюмосиликатами, где главные элементы — кислород и кремний. Именно они создают основу для большинства почвенных минералов.

2. Магматические породы — первичный материал, из которого всё начинается. Их состав (кислые, основные, ультраосновные) определяет, какие минералы и элементы попадут в почву.

3. Осадочные породы — наиболее распространённые на поверхности суши. Они уже частично «выветрены» и несут в себе глинистые минералы и карбонаты, что делает их основой многих плодородных почв.

4. Метаморфические породы — породы, изменённые температурой и давлением. Они часто имеют сланцеватую структуру, что облегчает выветривание, и могут содержать уникальные минералы (серпентин, гранат), влияющие на химию почв.

5. Главные минералы — это строительные блоки пород. Кварц инертен, полевые шпаты поставляют K, Na, Ca, слюды — K, Mg, Fe, ферромагнезиалы — Fe, Mg, Ca и микроэлементы, карбонаты — Ca, Mg и буферность. Каждый минерал — это «фабрика» по производству определённых элементов питания.

6. Минералогический состав пород — это закономерное сочетание минералов, которое напрямую определяет гранулометрический состав, ёмкость катионного обмена, кислотность, водоудерживающую способность и плодородие будущей почвы.

7. Геохимическое значение минералов — это практическое воплощение связи «порода → почва → растение». Элементы, высвобождающиеся из минералов, становятся доступными растениям, формируют кислотность, участвуют в структурообразовании и определяют агрономическую ценность почвы.