Грунтознавство

• Название: Грунтознавство
• Анкор: Nazarenko_II_Gruntoznavstvo.doc
• Дата: 22.04.2017
• Размер: 3.44 Mb.
• Имя файла: Nazarenko_II_Gruntoznavstvo.doc
• Тип: Документы; #5390
• страница: 7 из 39

Рис. 8. Подрібнення гірської породи в результаті гіпергенезу
Для вивітрювання потрібна енергія. її джерелом є сонячна радіація, ступінь використання якої залежить від атмосферного зволоження. Тому в засушливих аридних ландшафтах інтенсивність вивітрювання низька, а в гумідних, особливо тропічних (дуже теплих), різко збільшується.

3.2. Грунтоутворюючі породи та їх категорії

Грунтоутворюючими, або материнськими, породами називають поверхневі горизонти гірських порід, на яких утворюються грунти.
Гірські породи поділяють на магматичні, осадові й метаморфічні.

1. Магматичні породи утворюються при охолодженні розтопленої рідкої маси. Вона може бути всередині земної кори (глибинна або інтрузивна), або ж у вигляді витоків лави на земній поверхні (ефузивна). Магматичні породи мають кристалічну будову. На великій глибині породи утворюються з великих кристалів (граніт). На поверхні породи утворюють закриті кристалічні структури із включенням окремих великих кристалів. Магматичні породи складають 96% літосфери, іноді вони зустрічаються як грунтоутворюючі породи (Крим, Кавказ).

2. Осадові породи утворились на земній поверхні шляхом вивітрювання й перевідкладення продуктів вивітрювання магматичних і метаморфічних порід або з відкладень різних організмів. Вони поділяються на три групи: уламкові, хімічні та біогенні.

Уламкові, або кристалічні породи являють собою продукти механічного руйнування різних порід, за розмірами та формою уламків і ступенем цементації вони поділяються на: грубоуламкові, піщані та алевритові. Серед осадових порід хімічного та біогенного походження важливу роль у грунтоутворенні відіграють карбонатні відклади: вапняки, мергелі, доломіти.

Давні осадові породи, які утворились у дочетвертинний період, із часом утратили пухкість, шпаруватість і є переважно щільними породами. Молоді осадові породи сформувалися у четвертинний період унаслідок вивітрювання корінних порід і перевідкладення продуктів їх руйнування водою, вітром, льодом. їх утворення продовжується також і в теперішній час. На відміну від щільних корінних порід, вони характеризуються сприятливими для грунтоутворення властивостями: пухким складенням, пористістю, водопроникністю, повітроємністю і поглинальною здатністю.

3. Метаморфічні породи утворюються з осадових у глибоких шарах земної кори під впливом високих температур і високого тиску. До них належать гнейси, різні сланці (глинисті, слюдяні, кремнієві), мармури (утворені з вапняків), кварцити (утворені з піщаників).
Усі гірські породи за віком можна поділити на дві великі групи: давні (дочетвертинні) та четвертинні, або сучасні пухкі осадові породи континентального й морського походження.
За генезисом грунтоутворюючі породи поділяються на такі категорії: елювіальні, делювіальні, пролювіальні, алювіальні, озерні, льодовикові, леси й лесоподібні суглинки, еолові й морські.

Елювіальними породами, або елювієм називаються продукти вивітрювання вихідних гірських порід, які залягають на місці їх утворення. Сучасний елювіальний покрив часто називають корою вивітрювання. Елювій і кора вивітрювання є синонімами. Ці породи найбільш розвинуті на площинних вододільних просторах. На схилах елювій відсутній. На пухких породах він мало відрізняється за складом і властивостями від вихідної породи. Колір його залежить від вихідної породи й характеру вивітрювання. Характерними ознаками елювію є: тісний зв'язок із вихідною породою; поступовий перехід до неї при спостереженні на вертикальному розрізі.

Делювіальними відкладами, або делювієм називаються наноси, які утворилися в нижніх частинах схилів унаслідок змиву дощовими й сніговими водами продуктів руйнування порід із верхніх частин цих схилів і, частково, – вододілів. Ознаки: шаруватість і деяка сортованість механічних часток, які входять до його складу: більші осідають вище по схилу, найдрібніші – біля підніжжя схилу. Зустрічається делювій нешаруватий. Механічний склад – піщаний, супіщаний, суглинковий, глинистий – залежить від механічного складу вихідних порід. У місцях, де важко провести межу між делювієм та елювієм, їх об'єднують загальною назвою елювіально-делювіального утворення.

Пролювіальні відклади утворюються в гірських областях тимчасовими потоками (селями), які володіють такою силою, що разом із дрібноземом виносять значну кількість несортованого крупноуламкового матеріалу, відкладають його біля підніжжя гір, у міжгірних долинах, в устях річкових долин, утворюючи характерні конуси. Делювій і пролювій широко розповсюджені в гірських і передгірних областях і служать материнськими породами дня різних типів грунтів.

Алювіальні відклади – це осад проточних вод або заплавні наноси, відкладені при розливах рік. До них належать відклади на дні проточних озер і дельтові відклади. Відрізняються доброю сортованістю матеріалу за величиною частинок. Нерідко серед цих відкладів зустрічаються лінзи торфу, включення залишків рослинних і тваринних організмів, прісноводних і наземних молюсків, деколи кістки хордових. Відрізняються шаруватістю, є прожилки оглеєних і оруднених горизонтів. Типи алювію: русловий, заплавний, старичний. Алювіальні наноси служать материнською породою для різних заплавних грунтів, які володіють високою родючістю.

Озерні відклади заповнюють пониження давнього рельєфу й відрізняються оглиненням і шаруватістю, важким гранулометричним складом із великим умістом мулистої фракції. Спостерігаються прошарки сапропеліту, торфу, оглеєння, засолення.

Льодовикові відклади представлені моренами, флювіогляціальними та льодовиково-озерними відкладами.

Моренами називається відклади пухкого уламкового матеріалу, який утворився льодовиком, що рухався. Морена складається із суміші глинистих часток, піску, гравію, щебеню й валунів різного розміру. Виділяють основні, бокові або кінцеві морени. Серед основної розрізняють поверхневу, внутрішню й донну.

Флювіогляціальні або водно-льодовикові відклади зв'язані з діяльністю потужних льодовикових потоків. Витікаючи з-під льодовика, потоки води перемішували моренний матеріал, перевідкладали його за краєм льодовика. Вони характеризуються сортованістю, шаруватістю, безкарбонатністю, не містять валунів, переважно піщані й піщано-галечникові. Ці породи широко розповсюджені на Поліссі. Грунти, які сформувалися на цих відкладах, відрізняються низькою родючістю. Вони бідні гумусом, поживними речовинами, володіють низькою вологоємністю. У замкнутих улоговинах, коли флювіогляціальні відклади підстелені глинами, виникає заболочення, формуються болотно-підзолисті грунти.

Покривні суглинки поширені в зоні льодовикових відкладів і розглядаються як відклади прильодовикових розливів талих вод. Вони значно розповсюджені в центральних областях Нечорноземної зони Російської Федерації. Для них властиве залягання на морені. Характеризуються жовто-бурим кольором, добре вираженою сортованістю, великим умістом пилуватої фракції, не містять валунів. Переважно безкарбонатні. На цих материнських породах утворилися підзолисті, дерново-підзолисті, а також сірі лісові грунти.

Леси і лесоподібні суглинки мають різний генезис. Їх загальними рисами є: палевий або бурувато-палевий колір, карбонатність. пилувато-суглинковий гранулометричний склад із перевагою крупнопилуватої фракції (0,05-0,01 мм), борошнистість, шпаруватість, пухке складення, мікроагрегованість, добра водопроникність. За хімічними й фізико-хімічними властивостям ці породи найбільш сприятливі для розвитку рослин. На них формуються високо родючі чорноземні грунти, а також сіроземи, каштанові, сірі лісові. Леси найбільш поширені в Україні й у Середній Азії. Лесоподібні суглинки розташовуються в льодовикових і зовнішньо-льодовикових областях, серед покривних суглинків: лісостепові, степові райони. Вони менш карбонатні, зустрічаються також і безкарбонатні.

Еолові відклади утворюються внаслідок акумулятивної дії вітру, яка проявляється особливо інтенсивно в пустелі. До еолових відкладів належать сортовані піщані наноси, які утворюють горби, дюни, бархани.

Морські відклади формуються внаслідок переміщення берегової лінії морів, явищ трансгресії й регресії. Ці явища нерідко спостерігалися в четвертинний період. Відклади характеризуються шаруватістю, сортованістю та значною акумуляцією солей. Зустрічаються у Прикаспійській та інших приморських низинах. На них утворюються засолені грунти.

3.3. Первинні мінерали

Первинні мінерали є залишковим матеріалом після руйнування й вивітрювання магматичних порід. Представлені відносно крупними піщаними й гравійними частинками. Мають жорстку нерухому кристалічну решітку, практично не володіють вологоємністю, фізико-хімічною поглинальною здатністю, не набухають. При грунтоутворенні відрізняються нестійкістю, поступово руйнуються, за винятком окремих найбільш стійких. Склад первинних мінералів грунту мало залежить від особливостей грунтотворного процесу, а в основному – від особливостей материнської породи.

Багатство грунту первинними мінералами говорить про його відносну молодість. З часом уміст і число видів первинних мінералів поступово зменшуються, залишаються найбільш стійкі до вивітрювання, такі як кварц. Найбільш розповсюдженими первинними мінералами в породах та грунтах є кварц (SiО₂, 40-60% і більше), польові шпати (до 20%), зокрема, ортоклаз; амфіболи, піроксени й слюди. Кварц і польові шпати крупнозернисті, тому що вивітрювання їх іде повільно, вони формують піщану і пилувату фракцію ЕГЧ. Амфіболи, піроксени, слюди легко вивітрюються, в грунті їх досить мало у вигляді дрібних кристалів у дрібніших фракціях.

Стійкість до вивітрювання визначається природою мінералів, їх кристалічною структурою. Первинні мінерали володіють структурами іонного типу, іони в кристалах мінералів розташовані у вигляді геометрично правильної просторової решітки, що називається кристалічною, специфічної для кожного мінералу. Взаємне розміщення катіонів та аніонів у кристалічній решітці обумовлюється їх об'ємами або радіусами. Кількість іонів протилежного знака, що оточують даний іон, називається координаційним числом. Чим більший радіус іона, тим більше навколо нього може розміститися протилежно заряджених іонів, без взаємного, дотику. Координаційне число визначає форму оточення, або координацію навколо іона, а значить, і основний елемент структури, характер елементарної чашечки мінералу. Координація трикутника має координаційне число 3; тетраедра – 4; октаедра – 6; куба – 8.

Головним елементом структури одних із найбільш розповсюджених у грунті кисневих сполук кремнію є кремній-кисневий тетраедр, біля вершини якого розміщуються чотири іони кисню, а в центрі – іон кремнію (рис.9).



Рис. 9. Кремній-кисневий тетраедр,

різні види зображення: а – умовне; б – із врахуванням розміру іонного радіуса
Сполучаючись між собою, тетраедри утворюють такі типи структур:

1) каркасну (польові шпати, кварц);

2) ланцюгову (піроксени);

3) листоподібну (слюди, глинисті мінерали);

4) стрічкову (амфіболи);

5) острівну (олівіни).
Кварц – найбільш розповсюджений мінерал земної кори; він міститься у вивержених, метаморфічних і осадових породах. Кристалохімічна структура кварцу – кремній-кисневий тетраедр, який з іншими з'єднується в суцільний каркас (рис. 10, а).


Рис. 10. Типи кристалічних структур породотворних мінералів:

а – кремній-кисневі тетраедри, з'єднані в трьохмірний каркас (структура кварцу); б – з'єднані в плоскі листки (слюди); в – з'єднані в подвійні ланцюжки (амфіболи); г – з'єднані в ланцюжки (піроксени)
Така структура кварцу зумовлює його високу стійкість до процесів вивітрювання. Як правило, в корі вивітрювання зерна кварцу залишаються цілими або тільки кородованими по периферії.

Польові шпати утворюють групу розповсюджених мінералів (біля 50%). їх кристалічна структура являє собою складний каркас, утворений тетраедрами з іонами кремнію й алюмінію, розташованими всередині. Тетраедри з'єднуються катіонами лугів (калію, натрію) та кальцію, утворюючи структуру, подібно до кварцу (рис. 10, а).

Слюди складають біля 4% літосфери. Вони володіють шаруватою кристалічною структурою (рис. 10, б): плоскі шари тетраедрів, звернені вершинами один до одного, зв'язані з іонами алюмінію; з останніми з'єднані також гідроксильні групи. Так утворюються трьох-шарові пакети, зв'язані між собою іонами калію. Проте слюди при вивітрюванні легко втрачають ці іони і швидко руйнуються.

Піроксени й амфіболи розповсюджені в магматичних і метаморфічних породах (біля 16% літосфери). Кристалічна структура являє собою ланцюжки тетраедрів (рис.10, в, г).

Олівіни в значній кількості містяться в ультраосновних і частково в основних магматичних породах. Кристалічна структура мінералів цієї групи характеризується ізольованими тетраедрами, які з'єднуються іонами заліза й магнію. Олівін дуже нестійкий і швидко руйнується.
Вивчення первинних мінералів проводять за допомогою оптичної діагностики із застосуванням поляризаційного мікроскопа й бінокулярної лупи. Від кількості первинних мінералів залежать агрофізичні властивості грунтів; вони є резервним джерелом елементів живлення рослин, від їх кількості залежить формування вторинних мінералів.

3.4. Вторинні мінерали

Вивітрювання – це не просто руйнування мінералів, а складний процес, при якому частина первинних мінералів повністю руйнується, частина – перетворюється в нові вторинні (гіпергенні) мінерали. Загальними властивостями вторинних мінералів є їх висока дисперсність, аморфна чи приховано кристалічна структура, значна частина їх знаходиться в колоїднодисперсному стані. Багато вторинних мінералів, на відміну від первинних, володіють рухомою кристалічною решіткою, колоїдними властивостями, розвиненою поглинальною здатністю, можливістю сорбувати (поглинати) воду й набухати. Ці особливості передаються грунтам. Серед вторинних мінералів розрізняють: прості солі, гідроксиди й оксиди та глинисті мінерали.

Мінерали простих солей утворюються при вивітрюванні первинних, а також унаслідок грунтотворного процесу. До таких солей належать: кальцит (СаСО₃), магнезит (MgСО₃), доломіт [Ca,Mg(СО₃)], сода (Na₂CО₃·10H₂O), гіпс (CaSО₄·2H₂0), галіт (NaCl), мірабіліт (Na₂SO₄·10H₂O), фосфати та інші. Ці мінерали здатні накопичуватись у грунті у великих кількостях в умовах сухого клімату, зумовлюючи засолення грунтів.

Мінерали гідроксидів і оксидів – це гідроксиди кремнію, заліза, алюмінію, марганцю, які перетворилися в аморфні форми при вивітрюванні первинних мінералів. У процесі дегідратації й кристалізації перетворюються в кристалічні оксиди та гідроксиди. Так, гідроксид кремнію в процесі старіння переходить у твердий гель-опал з умістом води 2-3%. Потім, втрачаючи воду, – у кристалічні форми халцедону й кварцу.

Гідрати півтораоксидів (R₂О₃·nH₂О), кристалізуючись, утворюють вторинні мінерали: беміт, гібсит, гематит (Fe₂О₃), гетит (Fe₂О₃·H₂О), лимоніт. Ці мінерали зустрічаються в невеликих кількостях у багатьох грунтах. Аморфні півтораоксиди поглинають багато фосфору й роблять його недоступним для рослин (процес ретроградації фосфору), беруть участь у структуроутворенні.

Глинисті мінерали є вторинними алюмосилікатами із загальною хімічною формулою mSiО₂·Al₂0₃·nH₂0 і характерним співвідношенням SiО₂:AI₂0₃, що змінюється від 2 до 5. Глинисті мінерали утворюються в результаті синтезу з простих продуктів вивітрювання первинних мінералів, шляхом поступової їх зміни у процесі гіпергенезу. Найбільш поширеними в грунтах є мінерали групи каолініту, монтморилоніту, гідрослюд, хлоритів, змішано шарових мінералів.

Глинисті мінерали мають загальні властивості: шарувату кристалічну будову, високу дисперсність, поглинальну здатність, наявність хімічно зв'язаної води. Але кожна група мінералів має специфічні властивості й значення для родючості.

Мінерали каолінової групи (каолініт, галуазит) мають найменше співвідношення SiО₂ до А1₂О₃ = 2, формула 2SiО₂·Al₂О₃·nH₂О. У грунтах зустрічаються у малій кількості (виключення – фералітні грунти, де каолініт є головним глинистим мінералом). Кристалічна решітка – двошарова з постійною відстанню між пакетами, нижній шар складається з кремній-кисневих тетраедрів, верхній – із алюмо-киснево-гідроксильних октаедрів (рис. 11, а).


Рис.11. Схема кристалічної структури каолініту (а) й монтморилоніту (б)
Ці мінерали не набухають, володіють незначною дисперсністю, ємність поглинання не перевищує 20 мг-екв на 100 г. Переважання каолініту в грунтах є ознакою бідності на основи. Каолініт – один із кінцевих продуктів вивітрювання первинних силікатів, досить розповсюджений у стародавній корі вивітрювання.

Мінерали монтморилонітової групи. До цієї групи мінералів належать монтморилоніт, нонтроніт, бейделіт. Співвідношення SiO, до А1₂0₃ = 4, формула 4SiO₂·Al₂G₃·nН₂O. Кристалічна решітка – тришарова, рухома, нижній і верхній шар представлені тетраедрами, а між ними укладений шар алюмо-киснево-гідроксильних октаедрів (рисі 1, б). До неї легко проникає вода, ввібрані основи. Ці мінерали у вологому стані сильно набухають, а у сухому – стискуються (при цьому грунт ущільнюється й розтріскується), володіють значною дисперсністю, ємність поглинання складає 80-120 мг-екв на 100 г, містять значну кількість колоїдів та недоступної рослинам води. Можуть утворювати з гуміновими кислотами водостійкі грунтові агрегати.

Гідрослюди (гідромусковіт, гідробіотит) є джерелом калію в грунтах. Його вміст в гідрослюдах типу іліту сягає 6-7%. Належать до тришарових мінералів, зв'язок між пакетами міцний, тобто кристалічна структура ніби займає перехідне положення між слюдою й монтморилонітом. Хімічний склад змінний. Ємність поглинання становить 45-50 мг-екв на 100 г.

Хлорити. Належать до чотиришарових мінералів. За походженням можуть бути як первинними, так і вторинними. Мають кристалічну решітку, що не набухає; містять залізо, магній. За даними деяких дослідників, із цими мінералами пов'язана гідролітична кислотність, оскільки вони в міжшарових проміжках містять полімерні іони гідроксиду алюмінію.

Аналізуючи поширення глинистих мінералів у грунтах, відзначимо, що одні й ті ж мінерали можна знайти в різних типах едафотопів, і різні мінерали – в одному й тому ж типі.