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.00000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000

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.