ПРАКТИЧЕСКОЕ РУКОВОДСВО ПО ХИМИИ ПОЧВ. Руководство по химии почв учебное пособие

• Название: Руководство по химии почв учебное пособие
• Анкор: ПРАКТИЧЕСКОЕ РУКОВОДСВО ПО ХИМИИ ПОЧВ.doc
• Дата: 17.03.2017
• Размер: 2.43 Mb.
• Имя файла: ПРАКТИЧЕСКОЕ РУКОВОДСВО ПО ХИМИИ ПОЧВ.doc
• Тип: Руководство; #3869
• страница: 7 из 19

Пример расчета. Пусть содержание SiO₂ равно 80,63 %, Al₂O₃ – 8,04 %, Fe₂O₃ – 5,11 % от массы сухой почвы. Потеря при прокаливании составила 4,25 %. Сначала находим коэффициент пересчета на прокаленную почву:

Содержание оксидов в процентах от массы прокаленной почвы будет равно:

SiO₂ = 80,63 ∙ 1,044 = 84,18 %

Al₂O₃ = 8,04 ∙ 1,044 = 8,39 %

Fe₂O₃ = 5,11 ∙ 1,044 = 5,34 %

Молекулярная масса SiO₂ равна 60,09; Al₂O₃ – 101,96; Fe₂O₃ – 159,69. Отсюда молярное количество SiO₂ будет равно 84,18 : 60,09 = 1,401, Al₂O₃ – 8,39 : 101,96 = 0,082, Fe₂O₃ – 5,34 : 159,69 = 0,033. Следовательно, молярные отношения будут равны:

SiO₂ : Al₂O₃ = 1,401 : 0,082 = 17,09

SiO₂ : Fe₂O₃ = 1,401 : 0,033 = 42,46

SiO₂ : R₂O₃ = 1,401 : (0,082 + 0,033) = 12,18

1.8.4. Использование данных элементного состава

для расчета запасов химических элементов

Данные валового анализа часто используют для нахождения общего запаса веществ, т.е. содержания их в определенном объеме почвы. Эти сведения необходимы в балансовых расчетах при оценке масштабов поступления, образования, аккумуляции или выноса веществ.

Запасы компонентов, играющих важную роль в формировании минеральной части почвы, широко используют при решении вопросов генезиса и мелиорации почв. В частности сопоставление запасов элементов дает более правильное представление об их изменении по профилю почвы (аккумуляции или выносе на единицу площади) нежели сравнение их процентного содержания. Это обусловлено тем, что даже при одном и том же процентном содержании элемента в двух генетических горизонтах равной мощности они будут различаться его запасами, если имеют разную плотность сложения.

Для того чтобы найти запас какого-то элемента нужно знать его процентное содержание, мощность горизонта и его плотность. Запасы вычисляют в тоннах на гектар или в килограммах на квадратный метр.

Запасы элементов на площади 1 га находят по формуле:

З_n = n ∙ d_v ∙ h,

где З_n – запас элемента, т/га, n – содержание элемента, %, d_v – плотность сложения почвы, г/см³, h – мощность слоя, см.

Пример расчета. Найти запас SiO₂ в т/га если его содержание равно 80,63 %, плотность сложения почвы 1,18 г/см³, мощность слоя 9 см.

SiO₂ = 80,63 ∙ 1,18 ∙ 9 = 856,3 т/га

1.8.5. Использование данных элементного состава при

изучении биологического круговорота веществ

Сопряженный элементный анализ почв и растений имеет большое значение при изучении биологического круговорота веществ в частности для оценки способности растений избирательно поглощать химические элементы и расчетов коэффициентов биологического поглощения. Коэффициент биологического поглощения показывает во сколько раз содержание определенного элемента в золе растений (или в золе конкретного растения) больше, чем в почве, на которой растет данное растение. Коэффициент биологического поглощения равен:



где КБП – коэффициент биологического поглощения, ℓ – содержание химического элемента в золе растения, %, m – содержание химического элемента в почве, %.

Исходя из коэффициентов биологического поглощения, А.И. Перельман разделяет химические элементы на элементы биологического накопления и элементы биологического захвата. Элементы биологического накопления расположены в следующий ряд: энергичного накопления – P, S, Cl; сильного накопления – Ca, Na, K, Mg, Zn, Mo, F и др. Элементы биологического захвата расположены в следующий ряд: среднего захвата – Si, Fe, Cu, Co, Ni и др.; слабого захвата – Al, Ti, Pb и др.; очень слабого захвата – Zr, Nb, Se и др.

1.8.6. Использование данных элементного состава для

оценки степени дифференциации почвенного профиля.

Дифференциация профиля по вещественному составу присуща любой почве. Возникает она вследствие развития элементарных почвенных процессов, вызывающих изменения в твердой фазе почвы.

Некоторые процессы, сопровождаясь перераспределением веществ в пределах почвенного профиля не затрагивают или слабо влияют на алюмосиликатную часть почвы, другие вызывают ее заметное преобразование. Так, в частности, у почв, формирующихся под воздействием ярко выраженного гумусово-аккумулятивного процесса, трансформация алюмосиликатной части профиля, как правило, не выражена или проявляется в незначительной степени, тогда как при активном развитии некоторых элювиальных процессов (оподзоливание, осолодение, осолонцевание, элювиально-глеевый) происходит заметное ее изменение. Поскольку каждому генетическому типу почвы соответствует определенное, только ему одному свойственное сочетание ведущих и сопряженных элементарных почвенных процессов, то и степень дифференциации почвенного профиля будет обусловлена типом почвообразования. Кроме того, большое значение имеют возраст почвообразования и характер почвообразующей породы.

Вполне очевидно, что дифференциация профиля будет возрастать от молодых почв к зрелым почвам, поскольку является функцией почвообразования, протекающего во времени. Эта общая закономерность может существенно корректироваться особенностями почвообразующей породы. Чем лучше водопроницаемость породы, тем интенсивнее нисходящее движение почвенных растворов и вынос продуктов почвообразования, и, соответственно, выше степень дифференциации почвенного профиля. Вместе с тем, чем меньше в исходной породе запас минералов, поддающихся трансформации в конкретных геохимических условиях, тем менее дифференцированной будет алюмосиликатная часть профиля, в связи с ограниченностью резервов для выветривания. Характерным примером в этом отношении могут служить слабодифференцированные подзолистые и дерново-подзолистые почвы, сформировавшиеся на рыхлых кварцевых песках.

Таким образом, максимальная, для определенного типа почвообразования, дифференциация почвенного профиля будет, по-видимому, присуща зрелым почвам суглинистого гранулометрического состава, богатых выветриваемыми минералами, при наличии условий для нисходящего передвижения почвенных растворов.

Объективная количественная оценка дифференциации почвенного профиля затруднена. Это связано с одной стороны с возможной изначальной литологической неоднородностью отложений, выступающих в качестве почвообразующей породы, с другой – эволюционным развитием самой почвы. В первом случае дифференциация профиля будет преимущественно обусловлена конкретным гранулометрическим составом почвенной толщи, унаследованным от почвообразующей породы. В яркой форме это проявляется в почвах сформировавшихся на двучленных отложениях. Во втором случае дифференциация профиля может быть следствием предыдущей стадии почвообразования и не соответствовать специфике современных почвенных процессов, как например, в случае остаточных (реликтовых) солонцов. Поэтому, любые количественные оценки дифференциации почвенного профиля будут правомочны лишь в том случае, если предварительно оговорены следующие допущения, указанные А.А. Роде (1971):

исходная, материнская порода, из которой образовалась изучаемая почва, первоначально до начала почвообразования, была вполне однородной;

часть почвенного профиля, обычно самая нижняя, относимая к исходной породе, в процессе почвообразования не претерпела сколько-нибудь заметных изменений, т.е. в точности представляет собой неизменную почвообразующую породу;

процесс почвообразования все время шел в одном и том же направлении;

и дополненные Б.Г. Розановым (1975):

отсутствие существенного механического приноса или выноса вещества.

Для суждения об исходной однородности породы используют различные критерии:

1. Постоянство минералогического состава крупных фракций гранулометрических элементов по профилю;

2. Одинаковое содержание устойчивых минералов, особенно тяжелых (циркон, эпидот, ильменит и др.) в различных фракциях гранулометрических элементов размером от 2 до 0,1 мм.

3. Неизменность по профилю отношения содержания двух устойчивых минералов в одной и той же фракции гранулометрических элементов, например циркона к турмалину во фракции 0,05-0,01 мм или альбита к кварцу во фракциях 2-1 и 1-0,5 мм.

Для количественной оценки степени дифференциации профиля почвы предположены различные методы. Все они основаны на сопоставлении различных компонентов почвы и почвообразующей породы, для чего используются данные анализа гранулометрического, минералогического или валового состава.

1.8.6.1.Метод прямого сравнения

Этот метод изначально использовался в геологии для сопоставления горных пород и продуктов их выветривания. В почвоведении метод прямого сравнения для характеристики дифференциации почвенного профиля впервые применил П.С. Коссович (1912), и с тех пор «пересчеты по Коссовичу» используются в почвенных исследованиях при изучении почв разных типов.

Сущность метода прямого сравнения или вычисления степени выноса (или накопления) какого-то компонента, заключается в непосредственном сопоставлении данных анализов почвенных горизонтов и почвообразующей породы с помощью уравнения:



или, что то же самое, уравнения:



где a_in – содержание компонента i в n-ом горизонте, %; a_io – содержание того же компонента в почвообразующей породе, %.

Достоинством данного метода является его простота и возможность непосредственного сопоставления двух или всех горизонтов в почве, с почвообразующей породой и между собой. Но поскольку при этом сопоставляются не массы и не запасы веществ (элементов), а их относительные содержания, то можно судить лишь о том, насколько один горизонт отличается от другого. Возможность же оценки, какой из сопоставляемых горизонтов характеризуется выносом или накоплением рассматриваемого компонента, остается за пределами метода.

1.8.6.2. Методы стабильного компонента

В основе этих методов лежит гипотеза стабильного компонента – «свидетеля». Предполагается, что какой-то из компонентов алюмосиликатной части почвы в процессе почвообразования остается стабильным, т.е. не подвергается никаким превращениям, не привносится в почву и не выносится из нее, а если это и происходит, то в ничтожных количествах. Выбор такого «свидетеля» осуществляется обычно по признаку наибольшего относительного (по сравнению с другими компонентами) его накопления в почве, как правило, в верхних ее горизонтах, где явления выноса могут быть выражены в максимальной степени.

В качестве «свидетеля» используют либо устойчивые минералы – чаще всего кварц, циркон, турмалин, либо оксиды SiO₂, Al₂O₃, TiO₂.

Методы, объединяемые в эту группу, различаются подходами, в соответствии с первоначальными задачами и объектами, для которых они были разработаны.

1.8.6.2.1. Метод молекулярных отношений

Данный подход был впервые использован Г. Гаррассовицем (1926) для характеристики кор выветривания и почв влажных тропических областей, формирующихся под влиянием процесса ферраллитизации. При развитии данного процесса Al₂O₃ остается практически неподвижным, тогда как все остальные компоненты в той или иной степени подвергаются выносу. Поэтому о степени выветрелости и дифференциации коры выветривания и формирующейся на ней почвы можно судить по соотношению между подвижными компонентами и Al₂O₃. Для этого Г. Гаррассовиц предложил использовать четыре индекса, которые рассчитываются по молекулярным отношениям оксидов:












Эти индексы нашли широкое применение для характеристики самых различных типов почв и кор выветривания. Они используются для суждения об относительной потере или накоплении вещества в тех или иных горизонтах почвы при сопоставлении их индексов с индексами исходной породы, а также для оценки общей степени выветривания породы. Кроме того, индексы используются для расчета «фактора выщелачивания», предложенного Г. Йенни (1948):



Чем меньше величина β, тем интенсивнее идет вынос щелочных элементов по отношению к Al₂O₃. При β=1 выноса щелочных элементов не происходит, если же β>1, то наблюдается их аккумуляция.

1.8.6.2.2. Метод элювиально-аккумулятивных (ЕА) коэффициентов

А.А. Роде, (1973) рассматривания сущность подзолообразования, предложил использовать систему индексов, с помощью которых можно оценить степень дифференциации профиля подзолистых почв. Первый, названным им элювиально-аккумулятивным коэффициентом (EA_R), находится по следующей формуле:



где R₁ – содержание оксида R в n-ном горизонте почвы, %; R₀ – содержание искомого оксида в материнской породе; S₁ - содержание стабильного оксида «свидетеля» в материнской породе, %; S₀ – содержание стабильного оксида «свидетеля» в почвообразующей породе, %.

Найденный таким путем ЕА-коэффициент любого оксида выражается в долях единицы, т.е. в долях его первоначального содержания в почвообразующей породе. Умножив полученный коэффициент на 100, выражают количество оксида в процентах.

Кроме этого, А.А. Роде ввел еще два индекса. Один из них – общий элювиально-аккумулятивный коэффициент – EA_T характеризует относительную величину потери (или аккумуляции) всех оксидов по отношению к массе всей породы:



второй – элювиально-аккумулятивный коэффициент суммы подвижных оксидов EA_M позволяет судить об относительной величине потери (или аккумуляции) всех оксидов, за исключением оксида-«свидетеля»:



Во всех трех формулах обозначения одинаковые, а знаки (+) и (-) означают соответственно аккумуляцию и вынос.

Для подзолистых почв в качестве оксида-свидетеля А.А. Роде предложил использовать валовое содержание SiO₂ , как компонента, наименее подвижного в процессе подзолообразования, сознавая при этом всю условность «стабильности» этого компонента.

Область использования EA-коэффициентов не ограничивается только подзолистыми почвами, поскольку они могут быть рассчитаны для любых почв, а в качестве стабильного компонента (оксида-свидетеля) может быть выбран любой устойчивый в конкретных геохимических условиях оксид – ZrO₂, TiO₂, Al₂O₃ и др.

1.8.6.2.3. Метод баланса веществ

Метод баланса веществ также основан на использовании критерия стабильного компонента («свидетеля») которым чаще всего служит кварц, но могут быть выбраны и некоторые другие минералы – циркон, турмалин и гранат. Он сводится к подсчету запасов всех компонентов почвы, в том числе и стабильных компонентов в каждом горизонте на всю его толщу на какую-то произвольно выбранную площадь (например 1 м²) по уравнению:

A_n = h_n ∙ D_n ∙ P_n,

где A_n – запас в кг/м² компонента в n-ном слое, h_n – мощность n-ного слоя в см, D_n – плотность сложения n-ного слоя в г/см³, P_n – содержание компонента в n-ном слое, %.

После этого, исходя из предположения о неподвижности «свидетеля», подсчитывают исходный запас каждого оксида в каждом горизонте по формуле:

A₁ = A₀ ∙ Q₁/Q₀,

где A₁ – исходный запас оксида в горизонте, A₀ – запас оксида в слое материнской породы произвольной мощности, Q₀ – запас свидетеля в таком же слое породы, Q₁ – запас свидетеля в горизонте, для которого ведется расчет.

Потеря или прибавка компонента ∆А в каждом горизонте находится по уравнению:

∆А = А₁ – А_n.

Как и остальные, основанные на гипотезе стабильного компонента приемы, этот метод имеет те же самые ограничения, т.е. если исходная порода была однородной, если образец исходной породы действительно представляет ее, если стабильный компонент действительно стабилен.

1.8.7. Использование данных элементного состава для диагностики минералов илистой фракции.

Выделенные из почвы илистые фракции по валовому составу всегда существенно отличаются от почвенной массы в целом. В илистой фракции содержится больше Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO иногда К₂О и меньше SiO₂, CaO и Na₂O. Это обусловлено тем, что илистая фракция состоит преимущественно из глинистых минералов, которые характеризуются высоким содержанием алюминия, железа, магния и калия. Именно эти элементы вместе с кремнием формируют кристаллические решетки преобладающих в составе илистой фракции почвы глинистых минералов. Почвенная масса в целом содержит большое количество более крупных фракций гранулометрических элементов – пылеватые и песчаные частицы представленные преимущественно кварцем – SiO₂ и полевыми шпатами, обогащенными кальцием и натрием.

Каждая группа глинистых минералов характеризуются определенным химическим составом, в частности – определенными величинами молекулярных отношений SiO₂ : R₂O₃. Согласно особенностям строения кристаллических решеток эти отношения составляют 2 у каолинита и галлуазита, 3-3,5 у слюд и гидрослюд, 3,5-4 у минералов монтмориллонитовой группы.

Однако прямая и однозначная диагностика минералогического состава илистой фракции по данным валового анализа затруднена, а зачастую и невозможна. Это связано с тем, что для глинистых минералов, за исключением каолинита и галлуазита, характерна значительная вариабельность химического состава, обусловленная изоморфными замещениями в тетраэдрических и октаэдрических слоях. Кроме того, илистые фракции почв очень редко состоят преимущественно из одного минерала. Обычно они полиминеральные и наряду с глинистыми минералами в их состав входят кварц, несиликатные соединения железа и алюминия, аллофаны и другие компоненты. Вполне очевидно, что присутствие в илистой фракции кварца приведет к увеличению молекулярного отношения SiO₂ : R₂O₃, а наличие в ней несиликатных соединений Al – к уменьшению отношения SiO₂ : R₂O₃ вне зависимости от того, какие глинистые минералы в ней преобладают.

Несмотря на это данные элементного состава илистой фракции могут быть ценным источником информации о минералогическом составе почвы. Весьма информативным показателем является валовое содержание К₂О в составе ила. В илистой фракции большинства типов почв единственным носителем калия являются минералы групп слюд и гидрослюд. Поэтому распределение валового К₂О по профилю почвы соответствует и распределению по горизонтам этих минералов. Иногда по количеству валового К₂О удается найти и содержание слюд и гидрослюд.

Другим достаточно информативным показателем является валовое содержание в илистой фракции MgO дополненное данными по содержанию силикатного Fe₂O₃. Анализ профильного распределения этих компонентов и (или) их суммы дает представление о распределении по генетическим горизонтам триоктаэдрических железисто-магнезиальных минералов.

Контрольные вопросы

1. Какие способы разложения почвы используют при валовом анализе?

2. Для чего определяют содержание гигроскопической влаги и потери при прокаливании в валовом анализе почв?

3. Какие методы используют при определении содержания Si, R₂O₃, Al, Fe, Ca, Mg, P, Ti в валовом анализе почв?

4. Для чего используют разные способы выражения результатов валового анализа почв?

5. Какие существуют способы пересчета данных валового анализа?

6. Для каких целей используют данные валового анализа почв?

Литература

1. Аринушкина ЕВ. Руководство по химическому анализу почв. – М.: Изд-во МГУ, 1970.

2. Воробьева Л.А. (ред.) Теория и практика химического анализа почв. – М.: Изд-во ГЕОС, 2006.

3. Добрицкая Ю.И. Экспресс-метод полного валового анализа почв. – Изд-во Почвенного ин-та, 1973.

4. Розанов Б.Г. Генетическая морфология почв. – М.: Изд-во МГУ. 2004.

5. Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах: Учебное пособие. – Тула.: Изд-во Гриф и К, 2005.

6. Физико-химические методы исследования почв (под ред. Зырина Н.Г., Орлова Д.С.). – М.: Изд-во МГУ, 1980.