лекция 1. Лекция Введение. Строение Земли. Минералы
 Скачать 127 Kb.
|
|
Лекция 1. Введение. Строение Земли. Минералы. Введение Геологическое строение Земли Минералы Геология как наука Геология – это наука о Земле, её строении, составе, и истории развития. Геология – комплексная наука, состоящая из различных многочисленных дисциплин: а) кристаллография – учение о кристаллах и кристаллическом строении веществ; б) минералогия – наука о минералах; в) петрография – наука о горных породах; г) динамическая геология – наука о процессах, протекающих на поверхности и внутри земли; д) историческая геология – наука об истории развития земли; е) гидрогеология – наука о подземных водах; ж) геоморфология – наука о развитии рельефа земной коры. Инженерная геология – наука, изучающая геологические процессы верхних слоев земной коры и физико-механические свойства горных пород в связи с инженерно-строительной деятельностью человека. Основным объектом изучения геологии является литосфера и земная кора. Основоположником геологии является М. В. Ломоносов, В. М Севергин. Мы с вами будем изучать самый значительный для строительства раздел геологии "Инженерная геология". Геологическое строение Земли Происхождение Земли Вопрос о происхождении Земли так и до конца и не выяснен. Существует множество гипотез образования Солнечной системы, в частности Земли. Познакомимся с несколькими из них. Более 100 лет пользовалась признанием гипотеза Канта-Лапласса, согласно которой Солнечная система образовалась из раскаленной, газо-подобной туманности, вращавшийся вокруг оси, а Земля в начале была в жидком состоянии, а потом стала твердым телом. Но уже в 40-х годах XX века О.Ю. Шмидт выдвинул новую гипотезу происхождения Солнечной системы и Земли, согласно которой Солнце захватило одно из главных скоплений галактики, поэтому планеты образовались из холодных, твердых, пылевидных частиц, вращающихся вокруг солнца. Со временем возникли уплотнения сгустков материи, давшие начало планетам. По Шмидту Земля была холодной. Разогрев недр начался с момента распада радиоактивных веществ и выделение тепла. Следующая гипотеза гласит, что в недрах Солнца протекали ядерные процессы, которые потом привели к быстрому сжатию и увеличению скорости вращения Солнца. При этом образовался длинный хвост, который оторвался и распался на отдельные планеты (гипотеза Фесенкова). 2.2 Форма и строение Земли Рисунок 1 – внутреннее строение Земли Форма Земли близка к шару, но сплюснута у полюсов. Такую форму называют сфероидом, но в связи с тем, что земная поверхность имеет впадины и горы, её назвали геоидом. Наша планета имеет концентрическое строение и состоит из ядра и оболочек. На поверхности земли находится водяная оболочка – гидросфера и атмосфера. Ядро земли предположительно имеет силикатный состав с большим содержанием железа. Радиус ядра примерно 3500 км , температура ядра 2000…25000. Промежуточная оболочка – границей является глубина 2900 км (см. рисунок 2). Состоит в основном из кремния, железа, магния. За промежуточной оболочкой, залегает перидотитовая, состоящая из силикатных пород, с преобладанием кремния и магния. Её верхняя часть содержит расплавленные массы. Здесь рождаются сейсмические явления. Наружная часть земли глубиной до 50…70 км, называется литосферой, она является источником минерального сырья. Гидросфера – водная оболочка покрывает до 70% земной поверхности. Наибольшая глубина 11521 метров (Марианская впадина). Температура воды зависит от широты и глубины местности. Самая высокая +35,60 в Персидском заливе, самая низкая -2,80 в Ледовитом океане. Биосфера – это среда жизнедеятельности организмов и связана с литосферой, гидросферой и атмосферой. Атмосфера – окружает землю на высоте 3000 км . Она состоит из 3-х оболочек: тропосфера, стратосфера, ионосфера. Тропосфера – приземной слой от 6-ти км до 18-ти км (у экватора). С удалением от поверхности температура резко падает и на высоте 10 – 12 км составляет 50 градусов. Стратосфера – следующий слой высотой 80 – 90 км. Ионосфера – верхняя часть атмосферы, переходящая на высоте З000 км в межпланетное пространство. Она имеет малую плотность и высокую ионизацию. Рисунок 2 – строение земли 2.3 Тепловой режим земли Земля имеет 2 источника тепла: от солнечной радиации 99% и энергии, освобождаемой в недрах планеты. В верхней части земной коры выделяют три температурные зоны (см. рисунок 3): – зона сезонных колебаний; – зона постоянной температуры; – зона нарастания температуры. Изменения в первой зоне определяются климатическими условиями. Общая мощность первой зоны составляет 12-15м. В зимний период возникает подзона, где температура опускается ниже нуля градуса. По мере углубления в недра влияние сезонных колебаний несущественно и на глубине 15…40 метров находится зона постоянных температур, которая примерно равна 15,5 – 13,60. По мере возрастания глубины, определяется 3-тья зона. В этой зоне на каждые 100 метров глубины температура возрастает на три градуса, в сейсмических районах увеличение значительно. Такая закономерность просматривается лишь до определенной глубины, далее изменения изучены недостаточно. Рисунок 3 – температурные зоны земли Минералы и их происхождение. Условия образования минералов Минералы – это природные тела, имеющие определенный химический состав и свойства; образующиеся в результате физико-химических процессов, протекающих в земной коре. В земной коре содержится до 7000 минералов и их разновидностей, и около 100 из них входят в состав горных пород. Эти минералы называются породообразующими. Минералы образуются в результате разнообразных геологических процессов. Существует 3 процесса образования: Эндогенный процесс – протекает в недрах земли, и минералы рождаются из магмы (силикатного расплава). Магма по мере двнижения t, затвердевает. При данном процессе минералы характеризуются большой твердостью, к воде, кислотам. Экзогенный процесс – протекает на поверхности земной коре, где взаимодействуют литосфера, гидросфера, атмосфера. Образование связано с процессом выветривания и колебаний температур. Такие минералы характеризуются низкой твердостью, и взаимодействием с водой. Метаморфический процесс – это перерождение ране образованных минералов под воздействием высоких t и давления, а также магматических газов и воды. Минералы проходят перекристаллизацию, приобретают плотность, прочность. Строение и свойства минералов Минералы могут иметь кристаллическую структуру или аморфную. Свойства минералов могут быть одинаковыми по всем направлениям, такие минералы называют изотропными. А если свойства разные по различным направлениям – анизотропными. Минералы, обладающие кристаллической решеткой, характеризуются правильной внешней формой. Аморфные минералы характеризуются неправильной формой. Морфологические особенности – это различные внешние формы. Формы минералов можно разделить на следующие виды: а)изометрические формы (одинаково развиты во всех направлениях); б)вытянутые в одном направлении (призматические, игольчатые); в) вытянутые в двух направлениях (плоские, листовые, чешуйчатые). Все минералы имеют определенные физически свойства: Внешняя форма – в природных условиях чаще всего приобладает неправильные очертания. Хорошо ограниченные и ограненные кристаллы встречаются редко. Цвет – условно разделяют на светлые (кварц, полевые шпаты, гипс, кальцит), темные (роговая обманка, авгит и др.). Прозрачность минералов – свойство пропускать свет. Выделяют III группы минералов: а) прозрачные (кварц, мусковит). б) полупрозрачные (халцедон). в) непрозрачные (пирит, графит). Блеск – свойство, основанное на отражение света поверхностью минерала. Он может быть металлическим и неметаллическим (стеклянным, жирным, шелковистым). Твердость минерала – способность противостоять внешнему механическому воздействий. Каждому минералу присуща определенная твердость, которая ориентировочно оцениваете по шкале Мооса. Спайность – способность минерала раскладываться или расщепляться по определенным направлениям с образованием гладких плоскостей. Спайность оценивается по следующей шкале: а) спайность весьма совершенная – минерал расщепляется на тонкие листочки (слюда). б) спайность совершенная – при расколе молотком минерал дает обломки, ограниченные правильными плоскостями (кальцит). в) спайность несовершенная – на осколках минерала небольшие гладкие площадки (апатиты). г) спайность отсутствует – раскалывание минерала происходит по неопределенным направлениям. Излом характеризует поверхность разрыва и раскалывания минералов. Различается излом: а) ступенчатый (полевые шпаты); б) раковистый (кремень); в) землистый (каолинит); г) занозистый (роговая обманка); д) волокнистый (асбест). Минералы обладают рядом физических свойств: хрупкостью, плавкостью, магнитностью, вкусом, запахом и т.д. Классификация горных пород Общие сведения о горных породах Горные породы представляют собой плотные или рыхлые, слагающие земную кору агрегаты тех или иных минералов, а также обломков других пород. Каждая горная порода имеет минералогический состав, свою структуру и текстуру. Структура горных пород определяется особенностями внутреннего строения, формой и размерами слагающих их элементов (минералов и цемента) и характером их взаимной связи. Текстура горных пород определяется ее внешним обликом (слоистость, массивность и т.д.), обусловленным особенностями слагающих пород частиц. Горные породы по условиям происхождения и образования (генезису) делятся на: магматические, осадочные и метаморфические. Магматические горные породы Магматические породы образуются из застывшей магмы. Расплавленная магма, застывшая в недрах, образовывает глубинные породы, поток лавы излившийся на поверхность земли называется излившейся, Глубинные магматические породы образуются в условиях высокого давления, медленного и равномерного остывания. При этом породы характеризуются плотной полнокристаллической структурой. Излившиеся магматические породы образуются под низким давлением и температурой, при быстрой отдаче тепла и газовых компонентов. При этом породы характеризуются наличием аморфного стекла и пористой структурой. Структура и текстура магматических пород зависит от внутреннего строения. По происхождению, условиям образования и залегания магматические горные породы подразделяются на: интрузивные (глубинные), эффузивные (излившиеся) и жильные. Интрузивные породы образуются при силовом внедрении и остывании магмы в толще отложений горных пород земной коры без их выхода на поверхность земли. Жильные образования связаны с заполнением магмой трещин, образующихся обычно в толще осадочных пород при внедрении магмы. Жилы подразделяются на пластовые и секущие. Эффузивные породы образуются при излиянии с последующим остыванием и затвердеванием магмы уже не в тоще пород земной коры, а на поверхности земли. Различают структуру: 1. зернистую (полнокристаллическую); 2. полукристаллическую ; 3. стекловатую. По величине кристаллов породы делятся на: крупнозернистые – более 5 мм; среднезернистые – 5…1 мм.; мелкозернистые – менее 1 мм. Осадочные горные породы. Любая порода на земной поверхности подвергается действию атмосферных осадков. В результате прочные породы разрушаются, образуя мелкие обломки. Продукты разрушения переносятся водой, ветром. Осаждение и накопление продуктов приводит к образованию осадочных пород, которые в зависимости от условий образования делятся на следующие группы: обломочные, органогенные (полученные в результате жизнедеятельности и отмирания организмов) и химогенные. Структура – каждый вид породы имеет свою структуру, присущую только ей. Для рыхлых пород характерны обломочные структуры, для сцементированных – брекчиевидные и т.п. Пористость – типична для всех видов пород. Поры бывают мелкие, крупные и в виде каверн. Общая пористость может быть: например, суглинки – 40…50%, пески – 35…40% и т.п. В порах могут располагаться вода, газ, органический материал. Слоистость – осадочные породы залегают в виде слоев, которые образуются в процессе периодического накопления осадков в водной и воздушной среде. При резком различии слоев по составу более или менее постоянной мощности и сравнительно большой занимаемой площади слои называют пластами. В таких случаях слои обычно ограничены с двух сторон четко выраженными поверхностями, которые называют плоскостями напластования, верхнюю плоскость называют – кровлей, нижнюю – ложе, а расстояние между ними – мощностью слоя. Породы обломочного происхождения состоят из обломков механического разрушения магматических и метаморфических образований, а также ранее созданные осадочные породы. Основными признаками обломочных пород является деление па рыхлые и сцементированные. Грубые обломки разделяют на угловатые и окатанные. Угловатые (глыбы, щебень) и окатанные (валуны, галька, гравий). К обломочным относят песчаные и глинистые породы. Метаморфические горные породы Метаморфические породы образуются в результате глубоких изменений и преобразований в магматических и осадочных породах под влиянием высоких температур, давления и химически активных веществ. Метаморфические породы по внешнему виду и условиям залегания занимают промежуточное состояния между магматическими и осадочными породами. По минералогическому составу они ближе к магматическим породам. Типичными минералами являются слюиды, кварц, хлорид, тальк. Метаморфическим породам присуща кристаллическая структура и текстура. В зависимости от способа происхождения метаморфические горные породы делятся на: контактовые, динамометрические, региональные. Контактовый метаморфизм – развивается при контакте между внедрившейся магмой и вышележащими ее горными породами, при воздействии высоких температур, газов и паров воды. Динамометаморфизм – преобразование исходных пород под давлением, вышележащих слоев Земли. Региональный метаморфизм – происходит на больших площадях в глубинах земной коры. Низ слоя, в котором протекают данные процессы называется поясом метаморфизма. Этот пояс по глубине делится на три зоны: Верхняя – начальная стадия метаморфизма; происходит перекристаллизация пород под давлением горных масс с изменением минерального состава. Средняя – характеризуется высоким давлением и температурой. Нижняя – для этой зоны характерен высокий метаморфизм. Метаморфические породы классифицируются: по минеральному составу, по структуре, по текстуре. По взаимному расположению и типам зерен выделяют текстуры: сланцевая – с параллельным расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов; гнейсовая – с параллельным расположением таблитчатых минералов при малом содержании чешуйчатых частиц; полосчатая – с чередованием полос различной толщины и состава; волокнистая – волокнистые и игольчатые минералы вытянуты в одном направлении; очковая – с рассеянными в породе более крупными овальными зернами; плойчатая – мелкоскладчатая; беспорядочная – с неориентированным расположением зерен; массивная – с прочным сложением породы при плотном соединении минеральных зерен. По форме зерен различают гранобластовую структуру (зерна изометрической формы), лепидобластовую (зерна в форме листочков, чешуек), порфиробластовую (с одинаковыми по форме зернами). По размерам зерен выделяют крупнозернистые, среднезернистые и мелкозернистые структуры. Контрольные вопросы и задания 1.Описать строение Земли. 2. Понятие магматических горных пород. 3. Поня-тие метаморфических горных пород 4.Понятие осадочные горных пород. 5.Строение и свойства минералов . Почвообразующие породы План 1. Факторы почвообразования 2. Почвообразующие породы 3. Рельеф 4. Биологические факторы почвообразования 5. Климат 6. Время 7. Антропогенные факторы почвообразования 1. Факторы почвообразования Одно из выдающихся достижений В.В.Докучаева как основоположника генетического почвоведения — учение о факторах почвообразования — компонентах природной среды. Впервые внешние по отношению к почве компоненты природы рассматривались им не как статические и не связанные друг с другом, а как динамические системы, при совокупном воздействии которых формируются почвы и почвенный покров земной поверхности. Факторы почвообразования: климат, почвообразующие (материнские) породы, рельеф, живые организмы (биота) и время, за которое почвы формируются, впервые были выделены В.В.Докучаевым для обоснования почвы как естественно-исторического тела. Он считал их совокупное воздействие непременным условием формирования любых почв. Объединив эти факторы по отношению к почве в единое целое, В.В.Докучаев по существу выделил тот комплекс природных компонентов (почвообразующий комплекс факторов), который определяет формирование, генезис и эволюцию почв. Одним из важнейших положений В.В.Докучаева в учении о факторах почвообразования был тезис о том, что они равнозначны и незаменимы. При отсутствии хотя бы одного из них почва как таковая не формируется. Однако считалось возможным направленное воздействие какого-либо из факторов. По этой причине ряд учеников и последователей Докучаева приоритетными в почвообразовании считали разные факторы, в частности климат и/или биогенный фактор. Биогенный фактор (высшие зеленые растения, животные и микроорганизмы) рассматривался, например, Р. В. Ризположенским, а затем В. Р. Вильямсом как главный или ведущий. Сущность почвообразовательного процесса, по их мнению, базировалась в основном на взаимодействии между организмами и средой при пассивном участии остальных факторов. Совокупное воздействие комплекса факторов почвообразования (климат, рельеф, почвообразующие породы, биота и время) приводит к формированию в этой точке вполне определенной почвы (почвенный профиль ABC) с присущими только ей свойствами. В этом случае действуют почвообразующие факторы, проявляющиеся в каждой точке пространства индивидуально, в результате чего создается неповторимый почвенный профиль — собственно почва. 2. Почвообразующие породы Почвообразующие (материнские) породы в формировании почв играют одну из важнейших ролей как субстрат для поселения живых организмов. Они выполняют роль твердой фазы — каркаса в вертикально-профильном строении почвенного тела и определяют исходные составляющие почвы: минеральную, химическую, физико-химическую и др. Почвообразующие породы влияют на исходный уровень плодородия почв и служат своеобразным банком и резервом, откуда в процессе непрекращающегося во времени почвообразования почва обогащается новыми порциями первичных и глинистых минералов разного химического состава и механических свойств.3 Материнские породы обусловливают следующие важнейшие свойства почв: 1) гранулометрический (механический) состав почв; 2) химический и минералогический составы почв; 3) физические и физико-механические свойства почв; 4) водно-воздушный, тепловой и пищевой режимы почв. В то же время почвообразующие породы, определяя строение почв, характер их эволюции, пестроту почвенного покрова, существенно влияют на многие факторы и процессы почвообразования: 1. на скорость почвообразовательного процесса, обусловливающую разную мощность почвенных профилей; 2. на уровень плодородия, прямо зависящий от исходного состава пород, богатых или бедных химическими элементами, разной степени устойчивости в зоне формирования почв — зоне гипергенеза; 3. на характер орошаемого земледелия и осушительных мелиорации, а также на фильтрационную составляющую почв, дозы полива, водоудерживающую способность почвенного профиля и т.д.; 4. на структуру почвенного покрова, определяющую разную мозаичность, сложность и контрастность почвенного покрова. По своему составу почвообразующие породы чрезвычайно разнообразны. Как правило, они делятся на группы пород разного генезиса, физико- механических и химических свойств и потенциального плодородия. Массивно-кристаллические породы магматического и метаморфического генезиса. Магматические породы по своему составу достаточно стабильны и содержат главным образом соединения кремния, алюминия, железа, щелочей, магния и кальция. По содержанию Si02 магматические породы подразделяются на четыре группы: кислые (>65%), средние (52 — 65%), основные (40—52%) и ультраосновные (<40 %). Наиболее представительны две большие группы: кислые и основные породы.4 Как будет видно в дальнейшем, при характеристике многих типов почв именно этот фактор приуроченности почв к кислым или основным магматическим почвообразующим породам является решающим в отношении генезиса, эволюции и свойств почв. Кислые магматические породы — граниты, пегматиты, риолиты, дацит и другие — обычно имеют светлую и буроватую окраску с выраженными кристаллами кварца, полевых шпатов, слюд. Содержание Si02 в них высокое (более 65 %) при заметном количестве калия и натрия. В то же время железа немного, а кальция и магния ничтожно мало. Почвы на кислых магматических породах, например на гранитах, отличаются на ранних стадиях выветривания рыхлостью, гравийным характером исходного материала. При выветривании в гумидных условиях они легко теряют щелочноземельные элементы, вследствие чего почвы на таких выветрелых субстратах (элювии пород) чрезвычайно бедные, малоплодородные. Основные магматические породы — базальт, габбро и др., как правило, имеют темную (до черной) окраску. Для них характерно более низкое по сравнению с кислыми породами содержание SiOj. Основные магматические породы относительно богаты соединениями железа, марганца, хрома, кобальта, цинка, титана, никеля, меди. Продукты их выветривания довольно быстро приобретают глинистый характер, длительно сохраняют щелочную и нейтральную реакцию, отличаются повышенным содержанием гумуса и глинистых минералов. Почвы на таких породах более плодородны. Кроме кислых и основных пород нередко встречаются магматические породы переходного типа (средние) — интрузивные породы группы диорита и их эффузивные аналоги — андезиты. Соответственно и почвы на этих породах приобретают черты, сходные с почвами, приуроченными к кислым или основным породам. Значительно реже распространены ультраосновные породы: перидотиты и пикриты, у которых содержание Si02 самое низкое.5 Метаморфические породы — переходные между массивно- кристаллическими и осадочными породами. Древние осадочные породы при погружении, высоком давлении и температурах метаморфизируются, образуя гнейсы, серпентиниты, мрамор, кварциты, глинистые сланцы. Гнейсы по своему составу особенно близки к гранитам. Почвы, формирующиеся на таких породах, имеют сходные черты с почвами на собственно кислых магматических породах. Осадочные почвообразующие породы преобладают на земной поверхности и по своему генезису делятся на породы морского и континентального происхождения. По объемной массе они легче магматических пород и разнообразнее по сложению, цвету, структуре. Доминируют глинистые сланцы (77 %), песчаники и известняки встречаются значительно реже (11,3 %). Среди осадочных пород морского происхождения наиболее типичны известняки, конгломераты, кварциты, песчаники, глинистые сланцы, глины. Континентальные осадочные породы представлены конгломератами, галечниками, песчаниками, песками, глинами, суглинками, солями и другими отложениями. Они плащом покрывают изверженные магматические породы и древние морские осадочные породы, образуя покровы на горных хребтах, в конусах выноса и дельтах рек. Возраст осадочных пород сильно варьирует от древних (десятки и сотни миллионов лет) до молодых — четвертичных (десятки и сотни тысяч лет). Четвертичные отложения, как правило, более рыхлые и территориально тяготеют к регионам четвертичных оледенений. По происхождению и химизму осадочные породы делятся на следующие группы. Механические наносы: а) грубообломочные (> 1 мм) — каменистая морена, галечники, отложения щебня, дресвы, гравия; б) пески (1—0,1 мм) — прибрежные, ледниковые, речные (флювиальные), эоловые; в) суглинки (0,1 — 0,01 мм) — ледниковые, флювиальные (среди суглинистых осадочных6 пород особенно важны лессы и лессовидные породы, распространенные в Центральной Азии, Восточной и Западной Европе, США, Аргентине, Уругвае); г) глины (<0,01 мм) — осадки стоячих водоемов, рек, озер, лагун, эстуариев, заливов и т.д. Химические осадки: пресноводный мергель (известковая порода, содержащая 20 —30 % углекислого кальция), гипс, мирабилит, поваренная соль, кремнезем, окислы железа и др. Осадочные породы биогенного происхождения: торф, сапропель — органический ил на дне пресноводных озер, некоторые известняки, трепел (скопление кремневых панцирей диатомовых водорослей. Покровные суглинки, флювиогляциальные пески, морены и лессы — наиболее распространенные породы на территории России. Их происхождение связано с эпохами оледенений четвертичного периода. Покровные суглинки различного механического состава сплошным чехлом перекрывают отложения морены на водоразделах. Лёсс — тонкозернистая карбонатная осадочная порода пылевато- суглинистого механического состава. Существует несколько гипотез лёссообразования: эоловая (В.А. Обручев), водно-ледниковая (В. В.Докучаев) и почвенная (Л. С. Берг). Эоловая гипотеза базируется на процессах фенового развевания пыли морен и зандровых отложений в ледниковый период или из пустынных областей в послеледниковый период. Водно-ледниковая гипотеза связывает происхождение лессов с осаждением пылевато-суглинистого материала из водно-ледниковых потоков в приледниковых районах. Почвенная гипотеза рассматривает лесс как продукт выветривания и почвообразования делювиальных, аллювиальных и флювиогляциальных наносов в условиях сухого климата и при наличии карбоната кальция.7 Однозначного решения в пользу только одной из гипотез нет. В каждом конкретном случае можно найти аргументы «за» и «против». Вместе с тем с позиций почвообразования это не столь важно, как казалось бы. Важнее знать региональные физико-химические свойства лессов, определяющие даже при незначительных различиях в них характер почвообразования, и, следовательно, свойства почв. 3. Рельеф Рельеф в отличие от почвообразующих пород в большей степени выполняет косвенную функцию в почвообразовательном процессе, перераспределяя те компоненты географической среды, которые определяют энергетику почвообразования. К ним относятся теплота, влага и растворы, а также твердые вещества. Рельеф характеризуется рядом количественных (форма и размеры), а также генетических параметров, которые играют дополнительную и определяющую роль в почвообразовательном процессе. К ним относятся поименно-долинный комплекс рельефа, абразионная равнина, аллювиальные равнины и равнины морской аккумуляции, карстовые тропические комплексы рельефа, эрозионные, эоловые и водные формы рельефа и др. Каждому из этих генетических типов рельефа соответствует свой набор почв. Подчеркивая роль рельефа как фактора почвообразования, В.В.Докучаев в своей первой генетической классификации почв разделил их по способу залегания на нормальные, переходные и анормальные. Н. М. Сибирцев в попытке увязать рельеф, почвенный покров и конкретные ландшафтные условия предложил выделять зональные (на водоразделах), интразональные(в депрессиях) и азональные (неполноразвитые, рыхлопесчаные) почвы. П. С. Коссович видел роль рельефа в характере соподчиненности почв, выделяя среди8 них генетически самостоятельные (на плакорах) и генетически подчиненные (в понижениях). Наибольший вклад в изучение рельефа и его роли в почвообразовании внес С. С. Неуструев, который сформулировал главный тезис о косвенном влиянии рельефа как почвообразователя посредством перераспределения климатических параметров: теплоты, влаги и света. Он предложил также широко используемые и в настоящее время понятия «автоморфные (водораздельные) почвы» и «гидроморфные почвы», отражающие соподчиненность почв, генетическую взаимосвязь между ними и специфическое проявление вертикальной зональности. С. С. Неуструев первым в начале XX в. предложил ставшие базовыми понятия, относящиеся к географии почв, — комбинация,а также сочетания и комплексы почв. Сочетания и комплексы почв связывались им с определенными формами рельефа: сочетания — с мезоформами, а комплексы — с микроформами рельефа. Независимо от Неуструева и значительно позже, в 1935 г., английский исследователь Дж. Милн предложил более широкий аналог сочетания почв, назвав его катена. Катена — сочетание почв, обусловленное не только формами мезорельефа, но и возрастом этих форм и составом почвообразующих пород. В почвенном покрове определенным формам рельефа соответствуют и определенные комбинации почв, различающиеся генезисом, сложностью и контрастностью почвенного покрова. Деление рельефа на мега-, макро-, мезо-, микро- и наноформы получило большое распространение в практике почвенно-географических исследований. В отечественной терминологии, как предлагал С. С. Неуструев, сопряжение почв с определенными формами рельефа принято называть комбинацией9 почв, а почвенный покров, состоящий из многочисленных и разнообразных комбинаций, обусловленных рельефом, — комплексным. Независимо от формы и уровней дифференциации рельефа его роль в почвообразовании заключается в перераспределении на земной поверхности в той или иной степени следующих факторов: 1. теплоты — радиационной энергии Солнца (влияние экспозиции склонов в разных широтах); 2. влаги и растворенных в ней веществ в форме водных молекулярных или коллоидных растворов, а также в форме твердых взвесей при плоскостном поверхностном стоке, солифлюкции и т.д.; следствие таких миграций — различный водный режим и генетическое разнообразие типов почв; 3. твердых веществ; результат — различная мощность почв в зависимости от степени выноса и аккумуляции выносимого материала, а также обновление субстрата с доминантой синлитоген-ного почвообразования, почвообразования на постоянно обновляемом субстрате. 4. Биологические факторы почвообразования Наиболее существенными факторами в почвообразовании являются животные и растительные организмы — особые компоненты почвы. Их роль заключается в огромной геохимической работе. В системе «почва— растение» происходит постоянный биологический круговорот веществ, в котором растения играют активную роль. Начало почвообразования всегда связано с поселением на минеральном субстрате организмов. В почве обитают представители всех четырех царств живой природы — растения, животные, грибы, прокариоты (микроорганизмы — бактерии, актиномицеты и сине-зеленые водоросли). Микроорганизмы готовят биогенный мелкозем субстрат для поселения высших растений — основных продуцентов органического вещества. Высшим растениям и принадлежит ведущая роль в процессах почвообразования. Флора. Фитомасса высших растений сильно зависит от типа растительности и конкретных условий ее формирования. Биомасса и годичная продуктивность древесной растительности увеличиваются по мере продвижения от высоких широт к более низким, а биомасса и продуктивность травянистой растительности лугов и степей заметно снижаются, начиная от лесостепи и далее к сухим степям и полупустыням. В гумусовом слое Земли сосредоточено такое же количество энергии, как и во всей биомассе суши, причем аккумулируется энергия, ассимилированная в растениях благодаря фотосинтезу. Одна из наиболее продуктивных составляющих биомассы — опад. В хвойном лесу опад в силу специфики его химического состава очень медленно разлагается. Лесной опад вместе с грубым гумусом образует подстилку типа мор, которая минерализуется преимущественно грибами. Гумус имеет фульватный характер, а почвообразование идет по подзолистому типу. Почвы этого типа имеют высокую кислотность, не насыщены основаниями, малогумусирова-ны, с низким содержанием питательных элементов и уровнем плодородия. Процесс минерализации ежегодного опада в основном совершается в течение годового цикла. В смешанных и широколиственных лесах в гумусообразовании большее участие принимает опад травянистой растительности. Освобождающиеся при минерализации опада основания нейтрализуют кислые продукты почвообразования; синтезируется более насыщенный кальцием гуматно-фульватный гумус типа модер. Формируются серые лесные или бурые лесные почвы с менее кислой реакцией, чем у подзолистых почв и более высоким уровнем плодородия.11 Под пологом травянистой степной или луговой растительности основной источник образования гумуса — масса отмирающих корней. Гидротермические условия степной зоны способствуют быстрому разложению органических остатков. Гумификация и гумусообразование имеют более короткий цикл. Формируется мягкий гумус типа мюлль, насыщенный кальцием преимущественно гуматного состава. Этот процесс носит название дернового. Наиболее ярко дерновый процесс представлен в русском черноземе — типичном примере степного почвообразования. Черноземы в силу особых гидротермических условий степной зоны, способствующих интенсивному гумусообразованию и закреплению его в почвах, обладают чрезвычайно высоким естественным плодородием. Взаимосвязь между растительными формациями, направлением почвообразовательного процесса и закономерностью пространственного распределения почв отчетливо прослеживается на самых разных уровнях, начиная с зональных проявлений и кончая микробиогеоценозом элементарной западины. Эта связь взаимообусловлена. Часто по смене растительных ассоциаций можно четко установить и смену отдельных почв. Фауна. Наряду с высшими растениями огромное влияние на почвообразование оказывают многочисленные представители почвенной фауны—беспозвоночные и позвоночные, живущие в почве и на ее поверхности, активно участвующие в преобразовании органического вещества. Почвенную фауну можно разделить на четыре группы: 1. Микрофауна (менее 0,2 мм): простейшие — амебы, инфузории — до 1,5 млн в 1 г почвы, а также нематоды, живущие во влажной почвенной среде; 2. Мезофауна (0,2 — 4 мм): мельчайшие насекомые, черви, приспособленные к жизни в почве с достаточно влажным воздухом;12 3. Макрофауна (4—80 мм): земляные черви, моллюски, насекомые (муравьи, термиты и др.); 4. Мегафауна (более 80 мм): крупные насекомые, крабы, скорпионы, кроты, сурки, змеи, черепахи, мелкие и крупные грызуны, лисы, барсуки и другие животные, роющие в почвах норы. Среди почвенных животных абсолютно преобладают беспозвоночные, суммарная биомасса которых в 1000 раз больше, чем позвоночных. На фоне всего разнообразия фауны одними из самых важных почвообразователей считаются дождевые черви. Они составляют 90 % от всей зоомассы в почвах таежных и лиственных лесов и ежегодно пропускают через свой кишечник в разных зонах от 50 до 600 т мелкозема с площади 1 га, создавая в поверхностных гумусовых горизонтах почв мелкозернистую и комковатую структуру. Копролиты — продукты жизнедеятельности дождевых червей — по массе с площади 1 га составляют в среднем 25 т в год. Во влажно- тропических условиях почвообразования при благоприятных в течение года климатических условиях дождевые черви способны переработать в десятки раз больше почвенной массы относительно среднего показателя. Роющие животные (слепыши, сурки и др.) способны в огромных количествах перемещать почвенный материал из верхней части профиля почв в нижние, и наоборот. В результате такого многократного перемешивания создаются своеобразные перерытые профили, отличающиеся от окружающих фоновых почв. В частности, среди черноземов выделяется самостоятельный вид почв — карбонатные перерытые (сурчинные) черноземы. Микроорганизмы (бактерии, актиномицеты, грибы, водоросли, простейшие). В поверхностном горизонте суммарная масса микроорганизмов — несколько тонн на 1 га, причем почвенные микроорганизмы составляют от 0,01 до 0,1 % от всей биомассы суши. Микроорганизмы предпочитают селиться на обогащенных питательными веществами экскрементах13 животных. Они участвуют в гумусообразовании и разлагают органические вещества до простых конечных продуктов: газов (диоксид углерода, аммиак и др.), воды и простых минеральных соединений. Главная масса микроорганизмов сосредоточена в верхних 20 см почвы. Микроорганизмы (например, клубеньковые бактерии бобовых растений) фиксируют азот на 2/з из воздуха, накапливая его в почвах и поддерживая азотное питание растений без внесения минеральных удобрений. Роль биологического фактора в почвообразовании наиболее ярко проявляется в формировании гумуса. Гумусообразование — сложный процесс, в котором участвуют все компоненты биоты: от микроорганизмов до высших растений. 5. Климат Климат — главный количественный показатель состояния атмосферы и воздействующих на почву атмосферных процессов, прежде всего поступления в почву тепла и воды. С климатом связаны основные закономерности развития органического мира, почвенного покрова Земли, энергетики почвообразования. Климат — результат взаимодействия многих природных факторов, из которых главными являются: 1. Приход и расход лучистой энергии Солнца. 2. Атмосферная циркуляция, перераспределяющая тепло и влагу. 3. Влагооборот, неотделимый от атмосферной циркуляции. Поверхности Земли достигает- около половины солнечной энергии, причем одна часть ее отражается от атмосферы, другая часть поглощается парами воды, пыли, а остаток достигает Земли в виде рассеянной радиации. В соответствии с поступлением тепла на поверхности Земли формируются термические пояса планеты (табл.). Для травянистой растительности активные температуры — выше 5°С, а для лесной растительности — выше 1014 °С. Интенсивность выветривания, фотосинтеза и образования органического вещества, жизнедеятельность животных и бактерий неизмеримо увеличиваются в направлении от полярных областей к теплым тропическим и экваториальным. В этом же направлении нарастает поступление атмосферных осадков, которое в разных природных зонах сильно варьирует, особенно внутри континентов. Кроме того, возрастает интенсивность почвообразовательного процесса, выражающаяся в разрушении минералов, разложении органического вещества, выщелачивании, а также в синтезе новых минералов и органических соединений. Планетарные термические пояса Полярный Бореальный Суббореальный Субтропический Тропический Таким образом, для каждой конкретной территории характерны свои тепловой и водный режимы, зачастую нарушающие закономерность широтных поясов. Климат как фактор водного режима почв впервые обосновал Г. Н. Высоцкий. Им было введено понятие «коэффициент увлажнения территории» (К) как величина, показывающая отношение суммы осадков (Q, мм) к испаряемости (V, мм) за тот же период (К = Q/V).15 По его подсчетам, К для лесной зоны равен 1,38; лесостепной — 1,0; степной — 0,67; сухо-степной — 0,33. В дальнейшем коэффициент увлажнения для каждой почвенно- географической зоны был установлен исследованиями Б.Г.Иванова. Он стал называться коэффициентом Высоцкого—Иванова (табл. 3). Главные группы почв соответствуют определенным соотношениям между осадками и температурой. При этом различают две основные категории почв: 1. Почвы, в которых биологические процессы более или менее подавлены. Это сероземы, почвы пустынь и тундр (все при низком увлажнении менее 500 мм в год), расположенные в самых разных термических поясах; 2. Почвы, тяготеющие к теплым и тропическим поясам, — бурые лесные, желтоземы, красноземы и ферраллитные. На формирование почв субтропических и тропических поясов в огромной мере влияла высокая температура, которая при достаточном увлажнении способствовала глубокой степени выветривания минералов почвы. 6. Время Время как фактор почвообразования. С историей развития земной поверхности и временем почвообразования неразрывно связано формирование почв и почвенного покрова. В. В.Докучаев, его ученики и последователи — С. С. Неуструев, П. С. Коссович, В. В. Геммерлинг, К. К. Гедройц, В. Р. Вильяме и др. — уделяли проблемам эволюции и возраста почв большое внимание. В. Р. Вильямс идею развития почв во времени воплотил в учение о едином почвообразовательном процессе. Все разнообразие почв он рассматривал как «отдельные, генетически связанные между собой стадии одной общей,16 грандиозной по своей протяженности во времени и пространстве истории воздействия биологических элементов природы на поверхностные слои земной суши». По В. Р. Вильямсу, почвы эволюционировали в такой последовательности: пустынный процесс—подзолистый—дерновый— степной— пустынный—подзолистый и т.д. Несмотря на то что идея Вильямса о бесконечном развитии почв не нашла подтверждения, она представляет бесспорную ценность. Методы определения возраста почв. Существует много косвенных и прямых методов определения абсолютного и относительного возраста почв и почвообразующих пород (геоморфологический, палеокриологический и палеоботанический, фациально-стратиграфический, палеомагнитное датирование, палеопедологический анализ и др.). Некоторые из них будут изложены ниже. В.В.Докучаев (1883) одним из первых создал прямой метод определения возраста почв, исследуя известковые плиты Староладожской крепости. Он установил, что для образования почвы на плитах потребовалось 760 лет. В то же время, по заключению Тамма, для образования подзола с грубогумусовым (А1 = 10 см), подзолистым (А2 = 10 см) и иллювиально-железистым (В1 = 25 см) горизонтом требуется 1000—1500 лет. В почвоведении общепринят радиоуглеродный метод датирования возраста почв. Он основан на определении в образце почвы соотношения изотопов углерода 14С/ 12С. Развитие почв во времени. Для понимания эволюции почв и почвенного покрова важную роль играют исследования погребенных почв, реликтовых признаков почвенных горизонтов и почв в целом. Изучение ископаемых почв (палеопочв) дает очень ценный материал для суждения о географической обстановке минувших эпох. Ископаемые почвы существуют почти везде, где17 происходили резкие изменения в осадконакоплении, связанные с тектонической деятельностью, оледенением, миграциями пойм и дельт и т. п. железистых, карбонатных и других аккумулятивных горизонтов в почвах, наличие кротовин несовременного происхождения и т.д. Наиболее часто реликтовые признаки свидетельствуют о сменах гидрологического режима (палеогидроморфизм) обычно под влиянием смены климата. К реликтам гидроморфизма можно отнести следующие признаки: 1) прослои гальки, гравия, песка в почвах, особенно часто встречающиеся на пролювиальных равнинах; 2) слоистость; 3) оглеенные горизонты в средней и нижней частях профиля; 4) горизонты аккумуляции гипса и легкорастворимых солей в почвах (если они развиты на первоначально незасоленных породах). 7. Антропогенные факторы почвообразования В.В.Докучаев, отдавая приоритет в формировании почв естественным факторам почвообразования, указывал на все возрастающую роль антропогенного влияния, не ставя его, тем не менее, в один ряд с ними. Прошло чуть более ста лет. За этот период роль человеческого фактора неизмеримо выросла. На современном этапе он превратился из локального в глобальный фактор почвообразования. Техногенные нагрузки на почвенный покров охватывают огромные территории и проявляются в деградации и деструкции почв, их истощении, преобразовании естественно-исторического вертикального профиля, изменении состава солей мелиоративными приемами, подкислении почв и т.д. Возникает вопрос: правомерно ли считать антропогенный фактор таким же естественным фактором почвообразования, как почвообразующие породы, климат, рельеф, биота и время? По характеру и последствиям воздействия — да, а по природе воздействия — нет. Антропогенный фактор и его воздействие проявляются через изменение самих факторов почвообразования, т.е. через изменение условий среды, условий почвообразования. На естественную эволюцию почв, связанную с историческими изменениями во времени условий почвообразования, накладывается мощный быстродействующий, стирающий или видоизменяющий свойства почв фактор (как «почву-память», так и «почву- момент»). Антропогенное воздействие не только изменяет факторы почвообразования, но и прямо или косвенно непосредственно сказывается на почвах. Положительное антропогенное воздействие выражается в росте урожайности сельскохозяйственных культур, что особенно характерно для Азии, Европы, Северной Америки и стран, где применяют достижения «зеленой революции» 70-х годов XX в. Достигается это внесением высоких доз минеральных удобрений и расширением зон орошаемого земледелия. Антропогенный фактор, видоизменяющий условия среды и почвообразования, чаще Контрольные вопросы и задания 1. Какие почвообразующие породы вы знаете? 2.Влияние биологических факторов на почвообразование. 3. Влияние антропогенных на почвообразование |