Педосфера и ее значение (стр. 10 из 12)
Рис. 3. Связь содержания гумуса с содержанием фракции < 0,001 мм в поверхностных отложениях Русской равнины
Изложенные выше факты дали основание впервые И.П. Герасимову (1946), а затем О.П. Добродееву (1984) и М.А. Глазовской (1996) рассматривать формирование состава рыхлого покрова континентов не как результат образования чисто минеральных продуктов с их последующим переотложением, а как специфический процесс педолитогенеза, в который определенный вклад внесли биогеохимические процессы, протекавшие в почве. Благодаря тому, что на протяжении последних миллионов лет в континентальные отложения непосредственно поступали устойчивые органоминеральные образования, рыхлый покров континентов играл (и играет) роль своеобразного резервуара рассеянного органического углерода. Согласно подсчетам М.А. Глазовской (1997), содержание углерода в форме органоминеральных образований в нижней части профиля почв современных травянистых ландшафтов (черноземов, каштановых почв и др.) составляет 1/3 общих запасов углерода в этих почвах. В распространенных типах рыхлых покровных отложений (лессах, лессовидных и покровных суглинках и др.), сформированных за счет переотложения материала профилей плейстоценовых почв, среднее содержание рассеянного органического углерода оценивается в 2,5–4,5 кг/м3.
6. Распределение рассеянных элементовв педосфере
Как отмечено ранее, химический состав педосферы весьма неоднороден. Относительное содержание большей части химических элементов в почвах разных районов может различаться в сотни и тысячи раз. Эта закономерность, обнаруженная Р. Митчеллом (1955) на первых этапах изучения рассеянных элементов в почвах, имеет фундаментальное значение для биогеохимии педосферы. Наименьшие вариации свойственны лишь некоторым макроэлементам, например кремнию и алюминию, относительное содержание которых в педосфере меняется в п раз.
В связи со столь сильной вариабельностью концентраций большое значение приобретает статистическая обработка аналитических данных. Имеющийся опыт показал, что нормальное и логнормальное распределение аналитических данных часто нарушается некоторым количеством проб с относительно высокой концентрацией. Это вызывает завышение среднего арифметического; среднее геометрическое значительно ниже. Объективное представление об уровне концентрации элемента в почве конкретной территории дают модальные (наиболее часто встречающиеся) значения и их среднеквадратические отклонения.
Среди многих факторов, влияющих на значения модальных концентраций рассеянных элементов в почве, главным является содержание высокодисперсных минералов (фракция частиц < 0,001 мм) органического вещества. С увеличением содержания глинистых минералов и органического вещества возрастает концентрация тяжелых металлов. На уровни модальных концентраций рассеянных элементов также влияют провинциальные геохимические особенности покровных отложений, на которых сформирована почва, и минералого-петрографическое разнообразие коренных пород, служащих источником обломочных минералов, слагающих покровные отложения. Важным фактором является гидрологический режим и интенсивность промывания профиля почвы.
Концентрация элементов меняется по профилю почв, причем неодинаково в разных типах почв. Поэтому при характеристике концентрации элементов в почвенном покрове конкретной территории имеется в виду их концентрация в верхнем гумусовом горизонте. Так как основная часть суши покрыта автоморфными (так называемыми зональными) типами почв, сведения о средней концентрации элементов в почвенном покрове крупных регионов или всей суши базируются на данных, относящихся к автоморфным почвам.
Как следует из изложенного, установление средней концентрации элементов в педосфере связано с большими трудностями. Первые попытки были предприняты в начале 50-х гг. XX в. А.П. Виноградовым, Р. Митчеллом и Д. Свайном. Данные ученых базировались преимущественно на результатах исследования рассеянных элементов в почвах умеренного и бореального поясов Северного полушария и не учитывали особенности содержания элементов в почвах тропических территорий, составляющих большую часть педосферы. Более поздние сводки приведены в работах Х. Боуэна (1966), Р. Брукса (1972), А. Розе и др. (1979). Данные А.П. Виноградова долгое время служили эталоном среднего содержания рассеянных элементов в почвах.
Более обосновано определение значения средних концентраций для конкретных минералого-геохимических провинций и крупных регионов. Примером могут служить результаты изучения содержания химических элементов в почвенном покрове США, полученные X. Шаклеттом и Дж. Борнген.
В таблице сопоставлены среднеарифметические и среднегеометрические значения концентраций элементов, рассчитанные для большого количества проб, предельные значения, а также определенные нами округленные модальные значения. Сравнивая модальные значения концентрации элементов в почвах США с данными для почв мира, видно, что последние отражают лишь порядок модальных значений. Это неудивительно, учитывая влияние многочисленных факторов и соответственно сильную вариацию концентрации в разных почвах. Из данных табл. 5.8 следует, что концентрации многих элементов в почвенном покрове США варьируют в пределах n×(100 – 1000). Наименьшая амплитуда колебаний (около 1n) характерна для элементов, прочно закрепленных в минеральной части почв. Таковы Th, Rb, Li, В, La, Y, Yb.
Таблица 8. Концентрация рассеянных элементов в почвенном покрове суши, мкг/г
| Элемент | Почвы США (X Шаклетт и Дж Борнген, 1984) | Почвы мира, среднее арифметическое (А П Виноградов, 1957) | ||||||||||||
| Число образцов | Среднее арифметическое | Предельные значения | Среднее геомет-шческое | Округленное модальное значение | ||||||||||
| Ti | 1317 | 2900,00 | 70–200000 | 2400,0 | 2800,0 | 4600,00 | ||||||||
| Ва | 1319 | 580,00 | 10–5000 | 440,0 | 600,0 | 500,00 | ||||||||
| Мn | 1317 | 550,00 | < 2–7000 | 330,0 | 500,0 | 850,00 | ||||||||
| F | 1045 | 430,00 | < 10–3700 | 210,0 | 400,0 | 200,00 | ||||||||
| Zr | 1319 | 230,00 | < 20–2000 | 180,0 | 175,0 | 300,00 | ||||||||
| Sr | 1318 | 240,00 | < 5–3000 | 120,0 | 180,0 | 300,00 | ||||||||
| V | 1319 | 80,00 | < 7–500 | 58,0 | 70,0 | 100,00 | ||||||||
| Rb | 355 | 67,00 | < 20–210 | 258,0 | 70,0 | 100,00 | ||||||||
| Zn | 1248 | 60,00 | < 5–2900 | 48,0 | 58,0 | 50,00 | ||||||||
| Cr | 1319 | 54,00 | 1–2000 | 37,0 | 40,0 | 200,00 | ||||||||
| La | 1293 | 37,00 | < 30–200 | 30,0 | 30,0 | 40,00 | ||||||||
| В | 1319 | 33,00 | < 20–300 | 26,0 | 30,0 | 10,00 | ||||||||
| Y | 1319 | 25,00 | < 10–200 | 21,0 | 26,0 | 50,00 | ||||||||
| Cu | 1311 | 25,00 | < 1–700 | 17,0 | 20,0 | 20,00 | ||||||||
| Li | 1258 | 24,00 | < 5–140 | 20,0 | 22,0 | 30,00 | ||||||||
| N1 | 1318 | 19,00 | < 5–700 | 13,0 | 17,0 | 40,00 | ||||||||
| Pb | 1319 | 19,00 | < 10–700 | 16,0 | 16,0 | 10,00 | ||||||||
| Ga | 1316 | 17,00 | < 5–70 | 13,0 | 15,0 | 30,00 | ||||||||
| Nb | 1269 | 11,00 | < 10–100 | 9,3 | 10,0 | – | ||||||||
| Th | 297 | 9,40 | 2,2–131 | 8,6 | 9,5 | 6,00 | ||||||||
| Sc | 304 | 8,90 | < 5–50 | 7,5 | 9,0 | 7,00 | ||||||||
| Co | 1311 | 9,10 | < 3–70 | 6,7 | 8,0 | 8,00 | ||||||||
| As | 1257 | 7,20 | < 0,1–97 | 5,2 | 6,5 | 5,00 | ||||||||
| Yb | 1250 | 3,10 | < 1–50 | 2,6 | 3,0 | – | ||||||||
| U | 354 | 2,70 | 0,29–11,0 | 2,30 | 2,8 | 1,00 | ||||||||
| Sn | 355 | 1,30 | < 0,1–10,0 | 0,89 | 1,1 | 10,00 | ||||||||
| Ge | 355 | 1,20 | < 0,1–2,5 | 1,20 | 1,4 | – | ||||||||
| I | 399 | 1,20 | < 0,5–9,6 | 0,75 | 1,4 | 5,00 | ||||||||
| Mo | 1298 | 0,97 | < 3–15,0 | 0,59 | 3,0 | 2,00 | ||||||||
| Be | 1303 | 0,92 | < 1–15,0 | 0,63 | – | 6,00 | ||||||||
| Br | 348 | 0,85 | < 0,1–11,0 | 0,56 | 0,8 | 5,00 | ||||||||
| Sb | 354 | 0,66 | < 1–8,8 | 0,48 | 1,0 | 1,00 | ||||||||
| Se | 1267 | 0,39 | < 0,1–4,3 | 0,26 | 0,36 | 0,01 | ||||||||
| Hg | 1267 | 0,09 | < 0,01–4,6 | 0,058 | 0,051 | 0,03 | ||||||||
Напомним, что эти же элементы слабо поглощаются растениями и имеют К5 < 1.
В процессе взаимодействия живого вещества суши с минеральным субстратом почвенная толща дифференцируется на генетические горизонты, образующие в совокупности профиль почвы. В разных типах почв строение профиля и процессы биогеохимической трансформации органического вещества сильно различаются. Соответственно неодинаково распределяется содержание химических элементов по профилям разных почв.
В дерново-подзолистых почвах растительные остатки разлагаются с образованием хорошо растворимых в воде фульвокислот, обусловливающих кислую реакцию почв. Фульвокислоты образуют внутрикомплексные соединения с металлами и вымываются с ними из верхней части профиля. Фильтрующиеся кислые воды также выносят из верхней части профиля дерново-подзолистых почв высокодисперсные частицы, которые осаждаются в горизонте вымывания В. Здесь же выпадают гидроксиды железа, образующие тонкие пленки на минералах и сгустки аморфного вещества. Глинистые частицы и гидроксиды железа прочно сорбируют металлы, благодаря чему увеличивается их концентрация в горизонте В.