Глава 7. ЛЕСНЫЕ ЛАНДШАФТЫ. Биогенная аккумуляция меди, цинка и марганца

Смотрите также:

История атомов и география - Перельман

Геохимия - химия земли

Геология

Основы геологии

Геолог Ферсман

Гидрогеохимия. Химия воды

Минералогия

Почва и почвообразование

Почвоведение. Типы почв

Химия почвы

Круговорот атомов в природе

Книги Докучаева

Происхождение жизни

Вернадский. Биосфера

Биология

Эволюция биосферы

Геоботаника

 Биографии геологов, почвоведов

Эволюция

Биогенная аккумуляция меди, цинка и марганца в дерново-подзолистых почвах Среднего Урала (цифры — коэффициенты радиальной дифференциации R относительно почвообразующих пород — по Н.П. Солнцевой).

Особенности дерново-подзолистых почв следует учитывать при литохимических поисках в тайге. Вторичные ореолы с поверхности здесь местами ослаблены за счет кислого выщелачивания металлов из горизонтов А1 и А2. По Ю.А. Новикову, в Кузнецком Алатау ореолы Au, Ag, Си, Sb сильно выщелочены на глубину 45—70 см. В подобных ландшафтах отбор проб рекомендуется из горизонта В. Там, где на крутых склонах развиты слабо дифференцированные скелетные почвы, представительный горизонт опробования 4—10 см.

Под влиянием растворов, просачивающихся из почвы, в тайге формируется кора выветривания, достигающая мощности нескольких метров. На изверженных и метаморфических породах кора представлена бурыми суглинками с обломками пород. При выветривании силикатов образуются гидрослюды и бурые гидроксиды Fe (гидрогетит). Растворимые продукты выносятся, кора обедняется катионами и относительно обогащается Fe, Al и SiO,, приобретает нейтральную или слабощелочную реакцию. В общем выветривание направлено в ту же сторону, что и во влажных тропиках (вынос катионов, накопление Fe, Al), но протекает со значительно меньшей интенсивностью. Поэтому образуется не столь мощная и выщелоченная гидрослюдистая кора выветривания.

Склоновые отложения формируются в результате перемещения частиц почв и коры выветривания. При этом большую роль играет самопроизвольное движение вязко- пластичной массы — дефлюкция, течение грунтов — солифлюкция и аналогичные процессы. По Ю.Г. Симонову, в горной тайге Сибири преобладают солифлюкционные и дефлюкционные отложения. С этим связано перекрытие вторичных ореолов рассеяния рудных месторождений, которые в средних и нижних частях склонов являются закрытыми (В.В. Поликарпочкин, Ю.В. Шарков). По С.С. Воскресенскому, в водно-ледниковых районах Русской равнины развиты как солифлюкционные, так и делювиальные склоны. В верхних частях склонов при их значительной крутизне (15 — 30°) и гцебнистости происходит движение сухого обломочного материала (песка, дресвы, щебня) за счет изменения объема при колебаниях температуры. Такие движения С.С. Воскресенский назвал десерпцией. Десерпционные отложения характеризуются ограниченным распространением.

Склоновые и аллювиальные отложения, как и кора выветривания, не содержат карбонатов, имеют слабокислую или нейтральную реакцию и гидрослюдистый состав. Промытость почв и коры выветривания определяет низкую общую минерализацию грунтовых вод (в пределах 100—150 мг/л — мягкие воды). В формировании химизма вод главную роль играет разложение органических веществ, поэтому среди катионов в водах преобладает кальций (Са2+), а среди анионов — НС03-. Менее велико значение растворения и обменных реакций с минералами коры выветривания. С1-, S042- и другие талассофильные ионы поступают частично из атмосферных осадков.

Грунтовые воды содержат органические соединения гумусового типа, а иногда и минеральные коллоиды. Местами развивается глеевая среда, соединения Fe3+ во вмещающих породах восстанавливаются и переходят в pacTBop(Fe2+). Fe мигрирует и в трехвалентной форме в составе органоминеральных соединений. Содержание Fe обычно достигает 3—5 мг/л. Еще легче восстанавливается и переходит в раствор Мп. Эти воды благоприятны для миграции большинства редких металлов, содержание которых составляет п.10б — п.Ю-7 г/л (Си, Ni, Со, Mo, Li и др.). Реакция грунтовых вод нейтральная или слабокислая.

Итак, в автономном кислом ландшафте нисходящая водная связь между природными телами совершенна, бик играет ведущую роль в формировании химизма почв, коры выветривания, грунтовых вод, склоновых отложений. Отрицательные обратные биокосные связи выражены слабо.

Подчиненные ландшафты резко отличны от автономных. В понижениях рельефа, речных долинах и озерных котловинах, где грунтовые воды залегают близко от поверхности, создаются условия для заболачивания, образования низинного болота с зелеными мхами, осоками, "кислыми злаками" и другими травами. Древесная растительность здесь всегда менее продуктивна, чем в автономном ландшафте, бик протекает медленнее, биогенная аккумуляция слабее (7.9). Почвы нередко уже с поверхности насыщены водой, грунтовые воды залегают на глубине 0,5 —1,0 м. Подобные условия неблагоприятны для полного разложения растительных остатков. Свободный 02 вод быстро расходуется на окисление части растительных остатков, и в дальнейшем их разложение происходит в глеевой среде. Образуются такие газы, как СН4 ("болотный газ"), H2S, Н2 и N2. Eh местами ниже 0. Анаэробное разложение никогда не идет с такой полнотой и скоростью, как аэробное, поэтому в почве накапливается торф — полуразложившиеся растительные остатки.

Геохимия торфа и торфяных болот наиболее изучена в Белоруссии. В.А. Ковалевым детально изучены минералого-геохимические системы торфяников (кислород-гидроксильные системы, системы S, Р, SiO,, образование руд железа и др.). По В.Н. Крештаповой, в торфах Русской равнины содержание Ge, Си, Мо в сухом веществе торфа местами превышает кларк. Слабее концентрируются Mn, Sr, Ni, Со, Pb и Yb.

Содержание элементов зависит от геологического строения и климата областей питания торфяника.

Например, накопление Ge связано с распространением глин мезозоя, накопление Си — с глинами и суглинками любого состава, Sr — с пермскими отложениями. Ниже торфяного горизонта расположен минеральный глеевый горизонт, для которого характерен переход Fe3+ и Мп4+ в двухвалентное состояние. По миграционной способности Fe2+ и Мп2+ напоминают другие двухвалентные катионы (Са, Mg). В глеевых горизонтах Fe2+ находится не только в почвенном растворе, но и в поглощающем комплексе. При оглеении также происходит оглинение, увеличивается количество коллоидов, становятся более подвижными Р, SiOn, Са, Mg, многие редкие элементы. Соединения Fe2+ придают глеевому горизонту серые, сизые, зеленоватые и синеватые тона.

Болотные воды, кроме Fe2+, Мп2+ и Р043", содержат много органических веществ, так как в процессе неполного разложения растительных остатков образуются растворимые органические кислоты.

Поднимаясь в сухую погоду по капиллярам к поверхности, глеевые воды окисляются, в почве возникает кислородный барьер А6, реже А7, на котором осаждаются гидроксиды Fe и Мп (7.9) преимущественно в форме пленок, примазок, железо-марганцевых конкреций, почти всегда содержащих гумус. Содержание Fe в сухой массе торфа может достигать 20—30%. Если глеевый горизонт оказывается на поверхности и подвергается действию кислорода воздуха, сизый глей покрывается охристыми пятнами.

Гидроксиды Fe и Мп — хорошие сорбенты, они нередко обогащены V, Р, As (гидроксиды Fe), Ва, Со, Ni, Си (гидроксиды Мп). Для этих элементов здесь имеется сорбционный барьер G2, G6.

Благодаря высокой подвижности Fe в болотных почвах образуются железистые минералы — вивианит Fe3(P04),.8H,0 и сидерит FeC03. Первый из них местами накапливается в довольно значительных количествах, что позволяет использовать его залежи в качестве местного фосфорного удобрения. Вивианит легко диагностируется благодаря синей окраске его слегка окисленных разностей.

Круговорот N, Р, К, Са и других элементов в болотных ландшафтах замедлен, так как эти элементы активно поглощаются растениями. Образующиеся сложные органические соединения в дальнейшем, превращаясь в торф, практически не участвуют в бике данного ландшафта. Поэтому болотные почвы содержат мало усвояемого N, Р, К, Са. Основная причина замедленного бика и недостатка многих минеральных элементов заключается в резком дефиците кислорода.

Из сказанного понятно, что на болотах растут только неприхотливые растения (мхи, осоки, "кислые злаки" и др.), мирящиеся с недостатком кислорода в почве, кислой реакцией и малым количеством минеральных питательных веществ.

Краевые зоны болот являются глеевыми (С2, СЗ) и сорбционными (G2, G3) геохимическими барьерами, на которых задерживаются многие элементы, выщелоченные из почв и коры выветривания водоразделов. Торфяные почвы здесь обогащаются Са, Р, Mg, а из микроэлементов — Си и Со, бик протекает энергичнее, видовое разнообразие больше, бонитет деревьев выше. Поэтому краевые части торфяников, обращенные к области сноса, следует опробовать при геохимических поисках, изучать и с точки зрения рудоносности. Таким путем в определенных условиях образуются месторождения редких элементов.

Интересны подобные барьеры и при решении экологических задач — они являются препятствием для распространения техногенного загрязнения, не позволяют ему распространиться на значительные расстояния. Торф также может быть использован для создания искусственных (техногенных) барьеров с целью задержки загрязняющих потоков.

Своеобразная геохимическая обстановка создается на низких и средних поймах рек, которые большую часть года находятся в надводных условиях, а в период паводка — в подводных. Их характерная особенность — изменение окислительно- восстановительных условий во времени (паводок — межень) и в пространстве (верхние и нижние горизонты почв). Здесь формируются кислородные, глеевые и сорбционные барьеры. Геохимия пойм изучена Г.В. Добровольским, В.К. Лукашевым, В.А. Кузнецовым и др. Установлено, что многие геохимические особенности пойм определяются утяжелением гранулометрического состава в ряду фаций аллювия: русловая — пойменная — старичная, что сопровождается увеличением содержания Al, Ti, Сг, V, Си, Мо и других элементов.

Важное значение для ландшафтов пойм имеют окислительно-восстановительные условия вод и почв. В зависимости от длительности затопления на поймах формируются различные элементарные ландшафты — от лугов и лесов на прирусловых гривах до наиболее часто затопляемых старичных понижений с ольшанниковыми и травяными болотами с низким Eh (местами ниже +0,2В). Наряду с оглеением местами развивается восстановление сульфатов, возникает гидротроилит (сероводородный барьер В2—ВЗ). Характерным элементом пойменных лугов и болот является Fe, которое накапливается в растениях и энергично мигрирует в почвах и водах, концентрируется на кислородном барьере в верхних горизонтах почв, играет важную роль в образовании почвенной структуры. По В.В. Добровольскому, в болотных рудах содержатся гидрогетит, гели оксида Fe, глинозема и кремнезема. В железо-марганцевых конкрециях повышено содержание V, Си, Ni, местами Со, Сг, Pb, Zn, Ва.

В торфяниках Белоруссии наряду с сидеритом образуется коллоидный минерал феррогидрит — Fe(OH)3.nFe(OH)2, в котором преобладает гидрат закиси Fe. В нижних горизонтах пойменных торфяников обнаружен также маггемит (изоструктурная с магнетитом модификация Fe203). Циклическое изменение окислительно- восстановительных условий в течение года приводит к изменению минерального состава и, в частности, замене сидерита зимой оксидами Fe — магнетитом, гематитом и маггемитом (К.И. Лукашев, В.А. Ковалев и др.).

Постоянный приток взвешенных наносов и растворимых веществ обогащает поймы подвижными Са, Fe, Мп, В, Со и другими водными мигрантами. Это благоприятствует увеличению интенсивности бика, определяет высокий урожай трав на пойменных лугах и их высокие кормовые качества. Поймы — ландшафты высокой геохимической энергии живого вещества (Г.В. Добровольский).

Своеобразна геохимия надпойменных террас. Чем выше терраса, тем сложнее история ее ландшафта, тем больше прошло времени после пойменной стадии, тем контрастнее климатические изменения. В геохимических особенностях почв и аллювия и, вероятно, флоры и фауны запечатлена история этих ландшафтов, история колебаний климата, бика, грунтовых вод. Почвы и аллювий террас содержат геохимические реликты, преимущественно следы былых геохимических барьеров (гумусовые, железистые, марганцевые, известковые и другие аккумуляции).

Третьим членом геохимического сопряжения являются аквальные ландшафты.

Превышение осадков над испарением, бедность почв и коры выветривания растворимыми соединениями обусловливают малую минерализацию речной воды, не превышающую 0,5 г/л, а нередко и меньше 0,2 г/л. Среди катионов больше всего Са, на втором месте Mg и на третьем — Na. Из анионов преобладает НС03-, меньше S042" и еще меньше С1-. Поэтому речная вода, как правило, гидрокарбонатно-кальциевого (НС03- и Са2+) класса, она содержит также РОВ. В таежных реках до 50—70% Fe, Mn, Ni, Со и других металлов связано с РОВ. Реакция вод обычно нейтральная и слабощелочная.

Особенно велико содержание РОВ в реках и озерах лесисто-болотистых низменностей, воды которых по цвету напоминают крепкий чай. Это нашло отражение и в топономике ("Черная речка", "Черное озеро" и т.д.). Воды, богатые РОВ, перспективны для дезактивации объектов, загрязненных тяжелыми металлами и радионуклидами.

Состав воды в течение года меняется. Летом, когда вегетирует водная растительность, в воде особенно много 02, зимой количество 02 понижается, так как он расходуется на окисление органических веществ. По П.П. Воронкову, особенно слабо минерализованы паводковые воды (менее 0,02 г/л), они имеют кислую реакцию (рН 4,0—4,6), местами исключающую содержание иона НС03-. Все это показывает, что гидрохимия рек определяется в основном биком. В межень реки в значительной степени питаются подземным стоком, ионный состав их воды приближается к составу грунтовых вод. В это время эффективно гидрогеохимическое опробование небольших речек. Часть рудных элементов, поступающих из грунтовых и поверхностных вод, сорбируется коллоидными продуктами, переносимыми во взвешенном состоянии или осаждающимися на дне. Поэтому опробование донных осадков на металлы представляет при поисках руд значительный интерес.

Для многих кислых таежных ландшафтов характерны озера с пресной слабоминерализованной "мягкой" водой, содержащей мало Са2+ и способной растворять углекислую известь. В связи с этим озерные осадки, как правило, бескарбонатны, имеют рН 6—7. Геохимия озер Белоруссии детально изучена В.А. Генераловой и A.JI. Жуховицкой. В Северной Белоруссии есть озера, в которых летом накопившиеся в водной массе карбонаты зимой растворяются. В некоторых озерах карбонаты накапливаются в прибрежных илах и на глубине 1—3 м. Карбонатообразование носит в основном биохимический характер. Наиболее интенсивно эти процессы протекали в раннем голоцене, но местами продолжаются и в настоящее время.

Таежные озера богаты живым веществом, играющим ведущую роль в их геохимии, создающим окислительно-восстановительную и щелочно-кислотную зональность.

Относительно низкие температуры воздуха обеспечивают большую растворимость 02. Особенно много его в воде в период вегетации водных растений. В период их интенсивного развития верхние горизонты воды пересыщаются 02 и почти лишаются С02. Резко повышается рН (до 9—10). С глубиной рН и содержание 02 снижаются, нижние горизонты воды даже летом имеют нейтральную или слабокислую реакцию. Эта же реакция присуща поверхностным горизонтам в остальные периоды года, а также летом в ночное время.

На дне озер накапливаются остатки водорослей и других растений, мелких животных, рыб. Для разложения этой массы, как правило, не хватает кислорода, создается восстановительная глеевая среда, образуется "гнилой озерный ил" сапропель — коллоидная студенистая масса желтого, бурого и зеленоватого цвета. Помимо органических веществ ил содержит минеральные соединения, преимущественно глинистые частицы — продукт эрозии почв и пород бассейна озера. Eh сапропеля низкий, местами ниже 0, рН 6—7. В крупных озерах зольность сапропеля составляет 20—60%, но в небольших лесных озерах она значительно ниже (до 0,1%). В образовании сапропеля важная роль принадлежит микроорганизмам, личинкам комаров, червям и другим мелким животным, которые пропускают через свой организм большие массы ила.

Процессы, протекающие в иле, иные, чем в почве, и сапропель по химическому составу и свойствам значительно отличается от гумуса и торфа, хотя нередко содержит гумусовые кислоты.

Он богат белковыми веществами, в нем больше Н и меньше С, чем в торфе, реакция нейтральная или слабокислая. В сапропеле накапливаются Mn, Со, Си, V, Zn и другие микроэлементы. Мощность сапропеля местами измеряется многими метрами.

Сапропель откладывается обычно в более глубоких частях озера, в береговой полосе в донных отложениях (песчаных, суглинистых) господствует окислительная среда. На участках дна, где высачивается Fe, возникают кислородные барьеры А6 и А7, на которых концентрируется лимонит. Железо может приноситься в озера и с речной водой в виде тонкой суспензии гидроксидов или железоорганических соединений. Вместе с Fe на дне озера нередко аккумулируется Мп (в виде коллоидных гидроксидов четырех- и двухвалентного Мп). В некоторых озерах в осадках накапливается сидерит (FeC03) и лептохлориты. Процессы накопления Fe и Мп в озерных осадках разнообразны как в геологическом (седиментационные, диагенетические и прочие процессы), так и геохимическом отношениях.

Озера — геологически сравнительно кратковременные образования. Они постепенно зарастают и превращаются в низинный торфяник, в котором под слоем торфа залегает сапропель. Значительная часть низинных торфяных болот России образовалась в результате зарастания озер. Здесь проявляется механизм положительной обратной связи. Дальнейшая эволюция низинного торфяника может быть различной, часто он превращается в верховой торфяник.

К содержанию книги: А.И. Перельман, Н.С. Касимов - Геохимия ландшафтов