Экологические последствия, связанные

с литосферными факторами антропогенной природы

Кроме непосредственного воздействия на природные объекты и человека в виде разрушений, связанных с вулканизмом и землетря-сениями, к литосферным экологическим явлениям следует отнести влияние вулканизма на климат и формирование почв, а, в связи с ан-тропогенными вмешательствами, - и геодинамические эффекты тех-ногенной природы.

О климатических вариациях, связанных с крупнейшими извержениями, имеется большая литература, свидетельствующая о возможности глобального похолодания на Земле в связи со снижением уровня поступающей на нее солнечной радиации из-за уменьшения энерго-световой проницаемости запыленной вулканическими частицами атмосферы.

Формирование плодородных пепло-вулканических почв опреде-ляется высокой скоростью и глубиной проникновения процессов выветривания, с широким образованием аморфных масс гидроокислов Al, Fe и Si и неокристаллизованных минералов группы аллофанов. Их резервы в вулканических пеплах пород основного состава весьма значительны. Скорость накопления органического углерода в слоях 0-100 см 0,006 кг/м², 100-200 см - 0,03 кг/м² в год. Эта скорость более высока в молодых почвах, которые значительно плодородней, чем древние. В пределах 1 м отложений пеплов отмечается присутствие 2-3х горизонтов погребенных почв.

Несколько районов развития пеплопочв отвечают очагам происхождения сельскохозяйственных культур на Земле. Существует следственная цепочка-"связка": вулканизм - плодородие почв - очаги зарождения культивируемых растений - развитие ранних сельскохо-зяйственных цивилизаций.

Уместно напомнить высказывание Ю. Одума о том, что "если бы оказалось технически возможным блокировать все вулканы на Земле, то от голода могло бы погибнуть больше людей, чем сейчас страдает от извержений".

Геодинамические эффекты антропогенной природы обусловлены ресурсодобычей, выработкой и потреблением энергии, запуском ракет и ядерными взрывами.

Техногенные возмущения режима природных геологических процессов приобрели уже региональный и глобальный характер. Мировой объем ежегодно перемещаемых пород в результате хозяйственной деятельности составляет примерно 10 тыс. км³ (это на 3 порядка превышает суммарное поступление сноса с континентов в океаны - 240×10¹⁴ г/год). Резко возрасли темпы дезинтеграции литосферы.

Глубина шахт в Южной Африке достигла 3950 м, в Индии 3800 м, добыча угля происходит на глубинах до 1300 м, геодинамическое влияние откачки нефти, газа и подземных вод достигает иногда глубин более 6000-7000 м.

Не менее значимы и масштабы техногенного преобразования фигуры Земли. Мощность средств воздействия на природную среду удваивается каждые 14-15 лет, техногенному изменению подвержено уже 60% территории Земли. Выемка карьеров достигла 1 км, высоты терриконов составляют до 300 м. Этот перепад в 1300 м намного превосходит толщину так называемого неравновесного слоя, равную в среднем 70 м и характеризующую естественные отклонения геоида от поверхности эллипсоида.Таким образом, техногенез стал существенным фактором гравитационной дифференциации земной коры. Неровности земной поверхности приводят к отклонению от изостатического равновесия, обуславливают изостатические аномалии силы тяжести.

Установлены землетрясения, связанные с образованием крупных водохранилищ из-за изменения гравитационной ситуации в связи с заполнением их огромными массами воды, с большими объемами откачек нефти и подземных вод.

Техногенные эффекты гравитационной дифференциации вещества способствуют порождению тектонических перестроек земной коры.

Трансформируется и режим эндогенной активности земной коры.

Выявлена модуляция высокочастотных сейсмических шумов Земли.

Выросшая точность измерения позволила установить нерегулярные флуктуации угловой скорости вращения Земли. Установлены и скачкообразные изменения этого параметра в 1667, 1758, 1784, 1864, 1897 и 1920 гг. Изменяется полярное сжатие и радиус Земли.

Таким образом, своеобразие эпохи активизации техногенеза во второй половине XX века сопряжено с нарастанием амплитуды зна-копеременных вариаций скорости вращения Земли, неуклонным ростом степени сейсмической сотрясаемости нашей планеты и нарушением ее изостатического равновесия, что, несомненно, должно проявиться в изменении физико-механических характеристик Земли как единого целого.

Интенсивность искусственно возбужденной эндогенной активности становится в настоящее время соизмеримой с интенсивностью природных тектонических процессов.

Гл. 6. МЕЖГЕОСФЕРНЫЙ ОБМЕН ВЕЩЕСТВ И ЭНЕРГИИ

В географических науках существует понятие ландшафтная сфера, под которой понимается область непосредственного контакта литосферы с атмосферой и гидросферой. Она обладает небольшой мощностью (десятки до 200-250 м), но является фокусирующей призмой географической оболочки, ее активным началом. Ландшафтная сфера отвечает и биологическому проявлению географической оболочки Земли. Если несколько расширить это понятие ландшафтной сферы, то под ней следует понимать и зоны непосредственного контакта всех геосфер, там, где как раз и осуществляются обменные реакции вещественного и энергетического характера.

Следовательно, чтобы познать основные процессы подобных межгеосферных реакций, следует рассмотреть следующие обстановки контактирующих сред: атмосфера-гидросфера, атмосфера-литосфера и гидросфера-литосфера. При этом, как на промежуточные позиции, следует сделать акцент на такие "полусферы" как почвенная и гальмиролизная (педо- и гальмосферы), являющиеся, с одной стороны, фронтами и продуктами реагирования главных внешнеземных сфер, а, с другой, центральной ареной комплексирования их с биосферой.

1. Характер и особенности атмо-гидросферного обмена веществ

Для обстановок на контактах атмо- и гидросферы обмен веществ характеризуется преобладанием диффузионных и аэрозольных процессов.

Диффузия может быть рассмотрена на примере углекислого газа.

Это один из сравнительно небольших по объему компонентов атмосферного воздуха. В современную эпоху атмосфера содержит около 2,3×10¹² т СО₂, что составляет 0,032 об. % атмосферного воздуха. Значительно большее количество углекислоты сосредоточено в гидросфере, где (в океане) растворено около 130×10¹² т СО₂ . Между гидросферой и атмосферой существует постоянный обмен углекислотой путем молекулярной диффузии. Среднее время возобновления углекислоты в атмосфере около 10 лет.

В воде СО₂ растворяется в 35 раз лучше, чем кислород и вступает в очень сложное взаимодействие с карбонатно-кальциевыми комплексами. В жесткой воде содержание растворенного бикарбоната прямо связано с концентрацией углекислого газа. При уменьшении последнего выпадает осадок нерастворенного карбоната, который затем может вновь перейти в раствор при восстановлении равновесия между СО₂ и бикарбонатом (рис. 6.1).

Рис. 6.1. Кривая равновесия

между содержаниями в воде бикарбоната и СО2

Роль аэрозольного процесса в глобальных геохимических циклах стала выясняться сравнительно недавно в связи с необходимостью установления особенностей атмосферного переноса загрязняющих компонентов. Этому способствовало резкое улучшение аналитической базы: высокой чувствительности и производительности таких методов анализа как нейтронно-активационного, рентгено-флюоресцентного, атомно-абсорционного и др.

Выяснились огромные масштабы аэрозольного переноса, обнару-жилось, что масса переноса тяжелых металлов в этом виде равна или превышает объемы поступления их в океан с речным стоком.

В аэрозолях присутствует растворимая и нерастворимая фракции, соотносительные массы которых могут существенно изменяться. Отношение первых ко вторым гораздо ниже (0,3-0,5) в акваториях с частыми проявлениями пылевых облаков по сравнению с удаленными от их источников (5-15). На долю нерастворимой фракции в среднем приходится около 15% от общей массы аэрозоля. Соответственно, растворимая часть составляет 85%. Средний состав растворимой фракции (вес. %): хлориды - 44,96%; сульфаты - 17,72%; бикарбонаты - 1,86; Na - 27,09; Mg - 3,68; Са - 3,39; К - 1,30%.

Это определяет возможность широкомасштабного гидросолевого переноса с фронта испарения морских вод на прилегающие территории суши. Это распространяется и на внутриконтинентальные засоленые водоемы. Безусловно, аэрозольный солеперенос является важнейшей экологической проблемой, связанной с усыханием Арала, когда на больших подветренных территориях происходит интенсивное засоление почв, поверхностных и грунтовых вод и растительности. Однако, этот процесс по мере удаления от прибрежных зон постепенно затухает и глубоких внутриконтинентальных позиций не достигает.

Концентрации микроэлементов в морской воде гораздо выше чем в пресной. Но только 12 элементов имеют концентрации свыше 1 млн ^-1 (Cl, Na, Mg, S, Ca, K, Br, C, Sr, B, Si и F). Они, как и большинство остальных, находятся в примерно равных пропорциях по отношению друг к другу. Количество их "... не пропорционально тому количеству различных элементов, которые реки приносят в море, а обратно пропорционально той легкости, с которой элементы в морской воде переходят в нерастворимое состояние при химических и биологических реакциях" (закон Форчхаммера).

Металлы в гидросфере концентрируются главным образом в поверхностной пленке, в придонном осадке и в биоте, тогда как в самой воде остаются лишь в сравнительно небольших концентрациях.

Имеются данные, что загрязнения почти всех типов сконцентрированы в основном в поверхностной пленке толщиной 100-150 мкм. Так, например, по сравнению с концентрацией металлов на глубине 20 см коэффициент обогащения для Pb равен 6, для Fe 2,9, Cu 36, Ni - 50.

Вообще, поверхностная пленка - это особая область, обычно простираемая на глубину 50-500 мкм. Именно в ней по существу протекают все равновесные процессы массообмена между водой и воздухом.

Возможно, что такая активность химического слоя по концентрации металлов объясняется не только повышенной энергоемкостью (и светопроницаемостью), но и более кислородной (окислительной) обстановкой верхнего слоя вод (рис. 6.2).

Рис. 6.2. Вертикальное распространение растворенного кислорода О (1) и температуры (2) в одном из озер в Бренне

Морская составляющая водного аэрозоля проявляется в капельном уносе, с образованием его при разрушении водных пузырьков согласно законам коллоидной химии. При этом происходит фракционирование химических элементов, следствием чего является неполная идентичность состава образующихся аэрозолей составу морской воды. Коэффициенты фракционирования неорганических растворенных компонентов в экспериментах не превышают 2-3; натурные данные показывают, что для многих микроэлемен тов они могут достигать очень больших величин - 10²-10⁴. Возможно, что определяющую роль при этом играют процессы флотационного извлечения взвесей и растворенных органических веществ (РОВ) поднимающимися из воды воздушными пузырьками.

Источниками вещества океанского аэрозоля главным образом являются морские соли, но, вместе с ними, присутствуют определенные привлечения источников в виде терригенных, вулканических и антропогенных поставок. На долю континентальных нерастворимых аэрозолей приходится около 13-15%.

Нельзя не обратить внимание на своеобразие вулканогенных источников аэрогенного поступления примесей в океанические воды. Во-первых, это крайняя неравномерность поступления в связи с относительной редкостью параксизмальности эксплозивных извержений. И, второе, - крайней неравномерности их географического распределения. Любопытно, с этой точки зрения, обратить внимание на преимущественную концентрацию подобных поступлений по периферии вулканического "Огненного кольца", особенно с учетом длинных осей разноса вулканических продуктов господствующими здесь воздушными потоками (рис. 6.3).

Рис. 6.3. Схема загрязнения Тихоокеанской акватории вулканическими продуктами

1 – ареалы подводной вулканической деятельности; 2 – оси распространения вулканических пеплопадов; 3 – океанические течения, переносящие продукты подводных вулканических извержений

К этому следует добавить и географическую неравномерность выноса реками, в связи с различиями речного стока в полуизолированные акватории механического (и растворимого) стока (рис. 6.4).

Неравноценность поступления вулканических продуктов и речного стока, при относительной гомогенности состава океанических толщ, заставляет предполагать наличие механизма сравнительно быстрого их рассеивания по всему Мировому океану. И это не только водообменные системы. Может быть и здесь весьма значительна роль пленочного слоя, в связи с постоянным взаимодействием обменных реакций между водной и воздушной средами.

Рис. 6.4. Схема, демонстрирующая дебит рек США, впадающих в Атлантический океан между мысом Код и мысом Кеннеди, и количество переносимого ими осадочного материала.

Реки северной части Атлантического побережья, характеризующиеся высоким дебитом, выносят в море значительно меньше осадочного материала, чем реки южной части, характеризующиеся низким дебитом воды.

2. Характер и особенности атмо-литосферного обмена веществ

Взаимообмен между атмо- и литосферой выражается главным образом в явлениях выветривания литосферных первичных пород с образованием кор выветривания различной зрелости, наследующих их почвенных комплексов, а также эманационных явлениях, связанных с истечением вещества из земных недр.

Развитие кор выветривания и соответствующей их вертикальной зональности зависит прежде всего от климатических условий, характеризующихся латерально-зональным распределением. Как показывает характерный меридиональный разрез коры выветривания северного полушария Земли (рис. 6.5), интенсивность реакционных явлений между литосферой и атмосферой, при прочих равных условиях, носит широтно-зональный характер. Следовательно, и объем перемещаемых при этом компонентов двух смежных сфер резко отличен (табл.6.1).

Таблица 6.1

Зональность продуктов выветривания

Зоны коры выветривания	Зоны окисления руд
pH	Преобла-дающий тип реакций	Минерало-гическая характетистика	Типы коры выветри-вания	Типы зон и подзон выветри-вания	Минерало-гическая характе-ристика	Преобладающий тип реакций	Eh
<5	Конеч-ный гидролиз	Гидроокис-лы Al, Fe, отчасти метагаллуазит	Аллитная (латерит-ная)	Подзона окисленных руд	Окислы, гидроокис-лы, силикаты	Окисле-ния	0,4 0,8
5-8	Гидролиз + конеч-ное выщела-чивание + диализ	Каолины, галлуазиты, нонтрониты, кварц	Ненасы-щенная сиалитная (глинистая)	Подзона окисленных выщелочен-ных руд	Гидроокис-лы, карбонаты, сульфаты (средняя стадия)	Карбона-тизация	0,0 0,4
7,5-8,5	Гидрота-ция + началь-ный гидролиз	Гидрослю-ды, гидрохлориты, отчасти бейделиты, монтморил-лониты	Ненасы-щенная сиалитная (гидрослю-дистая)
9-9,5	Начальная гидротация + окисление Инфиль-трация			Подзона богатых окисленных руд Зона вторичного обогащения	Сульфаты (начальная стадия)	Сульфати-зация	0,8-0

Важнейшими агентами выветривания являются кислород, угле-кислый газ и кислоты. Скорость разложения зависит и от состава минерального вещества литосферы. Породообразующие минералы могут быть расположены в определенные ряды в зависимости от степени устойчивости при процессах выветривания. Основные и магнезиальные разновидности горных пород разрушаются быстрее кислых и железистых.

Оливин Кальциевый плагиоклаз

Гиперстен Кальциево-натровый плагиоклаз

Авгит Натро-кальциевый плагиоклаз

Роговая обманка Натровый плагиоклаз

Биотит Калиевый полевой шпат

Мусковит

Кварц

Характер возникающей зональности схематично может быть представлен в следующей табличной форме (где корреляция между зонами выветривания горных пород и зон окисления рудных месторождений отражает относительные зависимости).

Рис. 6.5. Меридиональный разрез развития кор выветривания

1 – свежая порода; 2 – дресва; 3 – гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая зона; 4 – каолиновая зона; 5 – охры (Al₂ O₃); 6 – панцирь (Fe₂ O₃+Al₂O₃)

Подобная зональность определяется перегруппировкой элементов в процессе реакционного минералообразования в связи с различной мобильностью в этих условиях химических элементов (табл. 6.2).

Очевидно, что представление об активном круговороте веществ между анализируемыми сферами нуждается в существенной корректировке. Минералообразование в корах выветривания представляет собой яркий пример установления нового близравновесного состояния основных контактирующих сред, своего рода нивелирование контрастности их составов.

Очевидно, что представление об активном круговороте веществ между анализируемыми сферами нуждается в существенной корректировке. Минералообразование в корах выветривания представляет собой яркий пример установления нового близравновесного состояния основных контактирующих сред, своего рода нивелирование контрастности их составов.

Таблица 6.2

Ряды миграциии элементов в окислительной и восстановительной сероводородной обстановках зоны гипергенеза

В системе взаимоотношений атмосфера-литосфера чрезвычайно важную роль играет педосфера и ее взаимоотношение с литосферой.

Педосфера

В зону минерального питания растений (ЗМП) входит поверхностный комплекс пород литосферы, ограниченный снизу водоупором в основании грунтовых вод, а в кровле - почвами. Характерной чертой ее являются геохимические и биогеохимические реакции, обеспечивающие перевод природных минеральных веществ в формы, доступные для питания растений.

Почвенный покров - это совокупное порождение химических взаимодействий и превращений косного и живого вещества на суше, это средоточие химических и биологических процессов. Минеральная часть почв сложена тонкодисперсными (до коллоидальных) каркасными и листовыми силикатами и аморфным веществом. Существенной составной частью их является органическое вещество - отмершие органические ткани растений и животных, включая белки, углеводы, липиды, пигменты и прочие. В почвах присутствуют почвенные растворы и газовые фазы. Растворы разнообразны и среди них важнейшее значение имеют гумусовые кислоты - гуминовые и фульвовые.

Рис. 6.6. Зонально-генетический ряд гумусного состояния почв

Типы гумуса: Ф - фульватный, ГФ - гуматно-фульватный, ФГ - фульватно-гуматный, Г - гуматный.

Почвы: Т - тундровые, П^г - глееподзолистые, П - подзолистые, П^д - дерново-подзолистые, Л - лесные серые, Ч^в - черноземы выщелоченные, Ч - черноземы типичные, Ч^о - черноземы обыкновенные, Ч^ю - черноземы южные, К - каштановые, С^б - бурые полупустынные, СБ - серо-бурые, С - сероземы.

Шкалы: Н - глубина гумификации почв (С_гк - содержание гуминовых кислот, С_фк - содержание фульвокислот), ПБА - период биологической активности почв

Гуминовые кислоты менее обогащены кислородом по отношению к фульвовым (32-38 мас.% против 45-50%). Они существенно богаче углеродом (46-62 мас.% вместо 36-44%). Те и другие содержат близкие количества водорода (3-5 мас.%), азота (3-5 мас.%), а также серы и фосфора. В гумусовые кислоты входят также катионы различных металлов, которые необходимы для нормальной жизнедеятельности органики почв.

Глубина гумификации почв зависит от климатической зональности их проявления, с учетом их биологической активности и степени насыщенности почв основаниями. Гумусное состояние почв представлено приведенным выше зонально-генетическим рядом (по Д.С. Орлову, 1985) - рис. 6.6.

Отмирание органики приводит к следующим почвенным процессам: а) разложению и образованию высокомолекулярных продуктов; б) кислотообразованию (гуминовые, фульвовые и др. соединения); в) солеобразованию и сорбции (в связи с окислительным расщеплением); г) глубоким окислениям с разрывом прежних химических связей и образованием простых продуктов распада - Н ₂О и СО₂. В почвах идет гидролиз и окисление гумусовых кислот. Происходят сложные химические перестройки.

Большое значение здесь имеет состав подземной атмосферы.

Кислород ответственен за процессы миграции и концентрации элементов с переменной валентностью. При дегазации земных недр в горизонт корнеобитания происходит дополнительное поступление двуокиси углерода и углеводородов. Последние окисляются в углекислоту, выделяя тепло и меняя гидрогеохимию среды. Обогащение почв СО₂ способствует пышному развитию растительности.

На гидрохимию обстановки ЗМП влияют поровые воды, содержащие водорастворимые соли. Увеличение вниз по разрезу хлоридов Na и Mg свидетельствует о влиянии расположенных близко к земной поверхности грунтовых вод, а появление еще и хлоридов Са - о разгрузке минерализованных растворов глубоких вод.

Еще более существенно содержание в почвах комплекса обменных катионов – Са²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, H⁺. Поэтому почвы часто классифицируют по катионно-анионному составу почвенных растворов. По этому критерию

они подразделяются на очень кислые, сильно-, средне- и слабокислые, околонейтральные, а также слабо-, средне- и сильнощелочные.

Емкость катионного обмена, зависящая от состава фаз, дисперс-ности фракции, величины активных поверхностей частиц и их знака (заряда), изменяется от 0 у зерен кварца до 150 мг-экв/100 г у монтмориллонита. У гуминовых кислот она составляет 500-900 мг-экв/100 г. Катионнообменная способность усиливается к основанию почвенного разреза в иллювиальном горизонте, куда вымываются гумусовые кислоты и коллоидные глинистые частицы.

В появлении различных минеральных соединений значительна роль водородных связей и электростатических сил. Из элементоорганических соединений заметны хелатные структуры. Гумусовые вещества образуют соли и комплексные соединения не только с Ca, Mg, K, Na, но и с переходными металлами, включая токсичные. Они прочно связывают многие вредные для организма элементы (Cd, Ni и др.), снижая загрязнение почв их подвижными формами.

Окисление органических соединений кислородом атмосферы ведет к обогащению почвенного воздуха углекислым газом (0,03-0,5-5 об.%, максимально 10%). Часть СО₂ образует с Н₂О угольную кислоту и в виде карбонат-ионов, участвуя в подземном стоке, формирует карбонаты при взаимодействии с минеральным веществом.

Из-за кислого состава почв гумидных зон в условиях повышенного увлажнения они теряют Na, Mg, Ca, а также Cl^- и SO₄^2-, обогащаясь полуторными окислами. Образуются сиаллиты, богатые Si и в остатке накапливаются малоподвижные Al и Fe³⁺ c образованием аллитов и ферриалитов. Воды слабо минерализованы.

В аридных областях, наоборот,- почвы имеют щелочной состав, неглубокое промывание и поэтому здесь не выносятся даже такие подвижные элементы как Na, Mg, Ca и даже Cl и S. Идет засоление почв. Явный дефицит вод, которые здесь сильно минерализованы (соли превышают и значительно 1 г/л). Поэтому в озерах аридных областей накапливаются соли Na, Mg и Са. В степях и лесостепях формируются содовые воды, поскольку здесь достаточно влаги для растворения гипса и галита, с переводом в растворы Na, Ca, S. Ведущий анион - HCO₃^-. Отмечается преимущественная миграция Na по отношению к Mg и Ca, которые могут образовывать в почве плохо растворимые карбонаты.

Следовательно, ряд химических реакций определяется не только рН, но и окислительно-восстановительными режимами аэрации и водности. Реакции окисления-восстановления происходят непрерывно, изменяя органику и степень окисления Fe, Mn и других элементов переменной валентности. К восстановительным условиям ведут Fe²⁺, C, S, N и многие металлы.

Общее количество обменного иона водорода характеризует гидролитическую кислотность пород. Она растет с увеличением интенсивности выщелачивания, с вытеснением из обменного комплекса катионов щелочных и щелочно-земельных элементов ионом Н⁺, но в пределах обменной кислотности.

Наблюдаются коррелятивные связи между рН и Еh. При рН 7 устойчивость воды в почвах определяется диапазоном значений Еh от +0,8 до -0,3. Высокие Еh характеризуют низкие рН, а низкие Еh - высокие рН.

Наиболее характерные индикаторы Еh - гидроокислы Fe²⁺ и Fe³⁺, окрашивающие почвы в зеленые и коричневые цвета. Характерен для восстановительных обстановок метан, в виде которого углерод возвращается в атмосферу. Вероятно, таков и механизм метанообразования в "биосферах прошлого" В.И. Вернадского.

Минеральное вещество горных пород интенсивно химически пре-образуется, разрушая первичные кристаллические решетки, формируя на их месте аморфные, полукристаллические и кристаллические соединения принципиально иного типа. В конечном счете, здесь формируются слоистые (листовые) алюмосиликаты, обедненные катионами. В зонах сильного увлажнения образуются коллоидальные соединения - гидроокислы Al, Si, Fe; появляются "глиняные кислоты", в которых катионы металлов почти нацело вытеснены оксонием - Н₃О⁺.

Большое значение здесь имеет уровень грунтовых вод, как граница принципиально отличных реакций.

В связи с проявлением гидролиза из каркасных алюмосиликатов идет выщелачивание катионов и параллельное накопление гидроокислов Al и Si, с образованием аллофанов и глинистых минералов каолинитовой, смектитовой и смешеннослойной групп. Они обладают способностью к замене легких малозарядных катионов на тяжелые многозарядные. Появлению каолинита благоприятствует удаление Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺, Na⁺, K⁺ и привнос Н⁺. Базальты и другие высокоосновные породы, обогащенные Fe, Mg, Ca, чаще всего при разложении дают монтмориллонит и другие смектиты. В элювиальных продуктах нередки галлуазит, иллит и другие глинистые минералы. Иногда они включают в свой состав Al и разнообразные органогруппы.

Даже при очень небольшом содержании многие микроэлементы способны оказать значительное влияние на процессы почвообразования. Слоистые алюмосиликаты почв характеризуются изоморфными замещениями, которые модифицируют их, изменяя их строение и свойства. В хлоритах Al октаэдрических слоев может быть заменен на Cr³⁺, Mn³⁺, Mg, в бруситовом слое - на Mn²⁺, Ni²⁺; в монтмориллонитах Al замещается на Ni²⁺, Zr²⁺, Cu²⁺, Co²⁺; в вермикулитах - на Cr³⁺, V³⁺ и т.д. Эти замещения способны изменять электрические заряды, приходящиеся на элементарные ячейки кристаллов минералов, и таким образом влиять на степень обводненности и способности поглощать катионы и органические вещества.

Так как микроэлементы оказывают воздействие и на развитие растений, - все почвенные процессы во многом зависят от набора микроэлементов и уровня их содержаний. И они же стимулируют деятельность микроорганизмов почв.

В почвообразовании, в отличие от процессов корообразования при выветривании, огромную роль играют органические преобразования. Они во многом определяют энергетику этого процесса, "делятся" запасенной при фотосинтезе энергией с минеральным окружением, обеспечивая энергетику активации по преодолению химическими элементами потенциальных энергетических барьеров.

Основными функциями почв, по В.А. Ковде, являются:

биоэкологическая - это зона размещения и функционирования живого вещества;

биоэнергетическая - область преобразования солнечной энергии через накопление в гумусе и других органических продуктов в биомассе;

фиксирование N с образованием белков;

активного агента в глобальных биогеохимических циклах основных элементов;

преобразование кристаллических пород в измельченные фракции (выветривание);

гидрологическая - область активного водообмена между геосферами;

метерологическая - определенный вклад в формирование состава и режима атмосферы.

Современное состояние почв отражено в таблице 6.3.

Таблица 6.3

Площади и степень деградации почв мира

Типы и степень деградации почв	Площадь
млн км^2	%
Типы деградации
Смыв и разрушение водной эрозией	10,9	10,9
Развевание и разрушение ветровой эрозией	5,5
Химическая деградация (обеднение гумусом и биогенами, засоление, загрязнение, закисление и т.п.)	2,4
Физическая деградация (переуплотнение, заболачивание, просадки и пр.)	0,8
Степень деградации
Слабая	7,5
Умеренная	9,1
Сильная	3,0	2,0
Очень сильная	0,1	0,1

Дата добавления: 2014-12-26