Общие закономерности ландшафтной дифференциации

Размещено на http://www.allbest.ru/

Тема: Общие закономерности ландшафтной дифференциации

1.Ландшафтная дифференциация географической оболочки

Под ландшафтной или географической дифференциацией (лат. differentia - разность, различие) понимают разнообразие географических явлений и объектов, проявляющееся в их чередовании, смежности и сочетаемости в пространстве. Выделяют: дифференциацию планетарную (деление на сушу и океан), региональную (деление на зоны, страны и провинции), локальную или топологическую (выделение фаций, урочищ).

Основными факторами региональной дифференциации является соотношение 2-х главных, внешних по отношению к географической оболочке, энергетических факторов: лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли.

Первый фактор проявляется в неравномерном распределение на поверхности Земли коротковолновой солнечной радиации вследствие шарообразности Земли и наклона оси вращения. Угол падения солнечных лучей на земную поверхность меняется с широтой и определяется формулой:

h = 90 - +_с,

где - широта местности, _с- склонение Солнца в истинный полдень (угол между небесным экватором и положением Солнца на небосводе в истинный полдень в любой день).

В соответствии с изменением угла падения солнечных лучей на земную поверхность меняется значение инсоляции:

I = Iс х sin h,

где Iс- солнечная постоянная.

Широтные различия в приходе солнечной радиации определяют региональную ландшафтную дифференциацию - широтную дифференциацию, или зональность.

Усложнение в зональность вносит сезонная неравномерность поступления солнечной энергии в связи с наклоном оси вращения Земли к плоскости эклиптики (66°33'22").

Второй фактор географической дифференциации - внутренняя энергия Земли, проявляется в формировании основных неровностей поверхности Земли и, прежде всего, в разделении поверхности Земли на сушу и воду (континенты и Мировой океан) и определяет планетарную дифференциацию. Подразделение поверхности Земли на неравномерные участки суши и моря приводит к существенным изменениям в положении зон, к выделению более мелких таксономических единиц - стран, провинций, а также к азональности.

2. Широтная зональность

Под широтной географической зональностью подразумевают закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов от экватора к полюсам. Явление географической зональности было сформулировано в конце 19 века В.В.Докучаевым. Им было создано учение о зонах природы, в котором зональность трактовалась как мировой закон. В.В.Докучаевым была высказана мысль о том, что каждая природная зона представляет собой закономерный природный комплекс, в котором живая и неживая природа тесно связаны и взаимообусловлены. На основе этого положения В.В. Докучаевым была создана первая классификация природных зон, которая впоследствии углублена и конкретизирована Л.С.Бергом. Дальнейшие исследования русских географов позволили сформулировать в 60-ые годы нашего века периодический закон географической зональности, который в географии играет ту же роль, что и периодическая таблица химических элементов Д.И. Менделеева в химии.

Периодический закон географической зональности, гласит, что общие свойства, которыми обладают географические зоны одного и того же типа периодически повторяются в различных географических поясах.

Периодический закон географической зональности опирается на учет трех тесно взаимосвязанных факторов:

- годового радиационного баланса,

- годовой суммы осадков,

- радиационного индекса сухости.

Годовой радиационный баланс -это разница между количеством тепла, поглощаемого поверхностью и количеством тепла, отдаваемого ею:

R = (I₀ sinh + Д) (1- А) - Е,

где I₀ sinh - прямая солнечная радиация, Д - рассеянная солнечная радиация, А - альбедо поверхности, Е - эффективное излучение.

Годовая сумма осадков (i) определяется как сумма месячных осадков за год.

Радиационный индекс сухости (К) представляет собой отношение радиационного баланса к годовой сумме осадков, умноженной на скрытую теплоту испарения (L).

K= R/Lxi

Радиационный индекс сухости отражает отношение "полезного запаса" радиационного тепла к количеству тепла, которое нужно затратить, чтобы испарить все атмосферные осадки в данном месте. Одно и тоже значение К повторяется в зонах, относящихся к разным географическим поясам, но имеющим близкие характеристики обеспеченности влагой. При этом величина К определяет тип ландшафтной зоны, а величина R- конкретный характер и облик зоны. Например, K больше 3 указывает на тип пустынных ландшафтов, но в зависимости от величины R т.е. от количества тепла, облик пустыни меняется: при R =0-50 ккал/см² год - это пустыня умеренного климата, при R= 50-75 ккал-см² год пустыня субтропическая и при R больше 75 ккал-см² год - пустыня тропическая.

Если значений К близки к 1, это значит, что между теплом и влагой существует соразмерность: осадков выпадает столько, сколько может испариться. Такие условия обеспечивают биокомпонентам бесперебойность процессов испарения и транспирации, хорошие условия аэрации почв и грунтов, и создают условия максимально возможной при данной теплообеспеченности продуктивности ландшафтов.

Отклонения значений К в обе стороны создает диспропорции: при недостатке влаги (К больше 1) нарушается бесперебойное течение процессов испарения и транспирации, при избытке (К меньше 1) ухудшаются условия аэрации, и то и другое сказывается на биокомпонентах отрицательно. При фиксированных условиях увлажнения продуктивность растет по мере увеличения радиационного баланса.

Таким образом, периодический закон географической зональности устанавливает характерную черту зональности - периодичность и определяет ориентировочные количественные показатели для проведения границ ландшафтных зон.

Для уточнения положения границ ландшафтных зон принимают во внимание соотношения Р и Lхi из уравнения теплового баланса:

R = Lxi + Р

где Lxi -расход тепла на испарение, Р - расход тепла на турбулентные обмен между подстилающей поверхностью и атмосферой.

Отношение Р/Lxi определяют положение ландшафтных границ: соотношение 1:6 соответствует южной границе зоны тундры, соотношение 2:3 фиксирует в умеренном поясе границу лесостепи и степи, 1:1 - степи и полупустыни, 2:1 - полупустыни и пустыни.

Таблица географической зональности (по М.И.Будыко)

Тепловая энергетическая база - радиационный баланс	Условия увлажнения - радиационный индекс сухости
	Меньше 0 крайне избыточное увлажнение	От 0 до 1 -	От 1 до 2 (умеренно недостоточное увлажнение)	От 2 до 3 (недостаточное увлажнение)	Более 3 (крайне недостаточное увлажнение)
		Избыточное увлажнение	Оптимальное увлажнение
		0 -1/5	1/5 -2/5	2/5 -3/5	3/5 - 4/5	4/5 - 1
Меньше 0 (высокие широты)	Вечный снег
От 0 до 50 ккал/см2 (южноарктические, субарктические и средние широты)		Арктическая пустыня	Тундра	Северная и средняя тайга	Южная тайга и смешан- Ные леса	Листвен- ный лес и лесостепь	Степь	Полупустыня умеренно- го пояса	Пустыня умеренного пояса
От 50 до 75 ккал/см2 (субтропические широты)			Субтро- пическая геми- гилея	Дождевые субтропические леса	Жестколи- стные субтропи- ческие леса и кустарни- ки, листопад- ные леса	Субтропи- ческая полупустыня	Субтропическая пустыня
Больше 75 ккал/см2 (тропичес- кие широты)			Районы преобла- дания экваториальных лесных болот	Сильно и средне переувлажненный (заболоченный) экваториальный лес	Экваториальный лес, переходящий в светлые тропические леса и лесные саванны	Сухая саванна, листопадные леса	Опустыненная саванна (тропическая полупустыня)	Пустыня тропическая

Зональность проявляется во всех компонентах географической оболочки и на Земле закону географической зональности подчиняется распределение:

климатических показателей (температуры воздуха, воды, почвы, испарения и облачности, атмосферных осадков, давления (барический рельеф) и системы ветров, свойств воздушных масс) и климатов;

гидрографической сети и гидрологических процессов,

геохимических процессов (в том числе выветривания и почвообразования),

типов растительности и жизненных форм растений и животных,

скульптурных форм рельефа и отчасти осадочных пород

ландшафтов, объединенных в систему ландшафтных зон.

3.Зональность климатических факторов

Зональность температуры. В нагревании Земли Солнцем задействованы два механизма: поступление лучистой энергии Солнца и преобразование поступившей энергии в тепловую. Количество солнечной энергии определяется:

1. расстоянием между Землей и Солнцем. Ближе всего к Солнцу Земля в январе, дальше всего в июне. Различие в расстоянии составляет 5 млн.км, в первом случае Земля получает на 3,4% энергии больше, а во втором на 3,5% меньше, чем при среднем расстоянии (в апреле и октябре).

2. углом падения солнечных лучей, который зависит от географической широты и высоты Солнца над горизонтом, а также рельефа.

3. преобразованием лучистой энергии в атмосфере (процессами поглощения, рассеяния, отражения).

Возникающие между высокими и низкими широтами температурные контрасты, обусловленные различиями в поступлении солнечной радиации, несколько смягчаются меридиональным переносом воздушных масс. По особенностям температурного режима на Земле отчетливо выделяются несколько тепловых поясов, границы которых проводятся по следующим изотермам: годовым для тех поясов, в которых годовые амплитуды малы, и самого теплого месяца - для поясов с резкими сезонными колебаниями температуры.

1) теплый (жаркий) пояс ограничен годовой изотермой + 20⁰С. Он расположен между 30-ми параллелями с. и ю. широты.

2) два умеренных пояса (в северном и южном полушариях) ограничены годовой изотермой +20⁰С и изотермой + 10⁰С самого теплого месяца.

3) два холодных пояса, расположенные в приполярных районах северного и южного полушарий, ограничены изотермой + 10⁰С самого теплого месяца. В этой области иногда выделяют подобласть вечного мороза с изотермой самого теплого месяца

0⁰ С. Следует отметить, что прямая зависимость между приходом солнечной радиации и температурой существует только зимой. Летом на полюсах при большой продолжительности солнечного сияния суммарная радиация выше, чем на экваторе. Если бы распределение температуры соответствовало бы распределению радиации, то на полюсе летом была бы тропическая температура. Фактически с учетом циркуляции атмосферы и при отсутствии ледяного покрова, летняя температура в Арктике была бы +10⁰ -

+20⁰С, зимняя -5⁰ - -10⁰С. Ограничением для произрастания растительности в этих зонах являются полярные ночи и невозможность фотосинтеза в течение длительного периода.

В целом, зональность температуры прослеживается в узком слое близ поверхности Земли. Это справедливо как для атмосферы, так и для гидросферы. В атмосфере зональность температуры воздуха наиболее отчетливо выражена в приземном слое тропосферы и прослеживается до высоты в 20 км. Это связано с тем, что термический режим тропосферы определяется поступлением тепла от поверхности Земли. В высоких слоях атмосферы зональность почти полностью размывается, так как температура высоких слоев атмосферы зависит от соотношения (баланса) лучистой энергии.

В Мировом океане зональные различия температуры поверхностного слоя воды небольшие, они сглаживаются морскими течениями и прослеживаются лишь на глубину около 200 м от поверхности. В абиссальной области температура водных масс меняется от -0,5⁰С до+4⁰С. Эти температурные различия определяются интенсивностью тепловых потоков литосферы и не являются зональными. Пассивным отражением зональных температурных отличий в поверхностных слоях являются некоторые различия в составе осадочных донных отложений (карбонатные отложения образуются преимущественно в тропических областях, диатомовые - в полярных).

В литосфере зональные температурные различия прослеживаются также до небольшой глубины. Сезонные колебания температуры прослеживаются на глубинах не более 30 метров. Ниже устанавливается постоянная температура, равная средней годовой температуре воздуха данной местности (т.е. она зональна). Ниже слоя постоянной температуры происходит рост температуры за счет поступления энергии земных недр, а они азональны и определяются тектоническими особенностями территории.

Зональность барического поля. В барическом поле Земли зональность проявляется очень наглядно. Максимальное давление приходится на 30-35 градусы северной и южной широты и приполярные районы. Над океанами эти области повышенного давления выражены круглый год, а над сушей из-за сильного прогревания летом, они разрываются. В приполярных областях области высокого давления сохраняются в течение всего года, но наиболее выражен антициклональный режим над Антарктидой.

Области минимального давления наблюдаются над 60-65 градусами северной и южной широты и экваториальной зоной. Экваториальная барическая депрессия устойчива в течение всего года, ее ось располагается в среднем около 4⁰ с. ш. В высоких широтах южного полушария зона низкого давления так же устойчива в течение всего года и располагается над океаном, окружая Антарктиду. В северном полушарии область пониженного давления менее устойчивая, так как материки здесь чередуются с океанами. Из-за сильного охлаждения зимой над обширными континентальными областями Азии формируется область повышенного давления - обширный Азиатский антициклон.

Аналогичная ситуация складывается и над соответствующими широтами в Северной Америке. Над океанами северного полушария и зимой и летом преобладающими являются области пониженного давления.

Зональность барического определяет зональность ветрового режима. В соответствии с барическим полем выделяют следующие зоны ветров:

1. Приэкваториальный пояс штилей в котором ветры сравнительно редки, преобладают восходящие токи воздуха. Возникающие иногда ветры носят характер шквалистых ветров переменного направления.

2. Зоны пассатов северного и южного полушарий - область устойчивых ветров восточного направления, формирующихся по периферии тропических антициклонов.

3. Области затишья в тропических антициклонах с господством нисходящего движения воздуха.

4. Области с преобладанием западных ветров в зонах низкого давления умеренных широт.

5. Околополярные области ветров с преобладанием восточной составляющей, дующих с полюсов в области барических депрессий.

Зональность атмосферных осадков и испарения. Зональность распределения атмосферных осадков выражена очень отчетливо и определяется следующими факторами:

температурой воздуха и особенностями циркуляции атмосферы,

морскими течениями и формами рельефа.

По величине годовых осадков выделяют следующие зоны:

1. влажная тропическая, расположенная между 20⁰ с. и ю. ш., где выпадает 750-1000 (и выше) мм осадков. Значительные суммы осадков связаны с преобладанием восходящих атмосферных движений в области приэкваториальной депрессии.

2. сухие зоны на 20-40⁰ с и ю. ш., в пределах которых выпадает до 200 мм. Существование этих зон связано с преобладанием нисходящих движений воздуха в областях повышенного атмосферного давления. Особенно сухие условия существуют вдоль западных побережий, омываемых холодными течениями, где в отдельные годы совсем не выпадает осадков (Перуанская и Ливийская пустыни).

3. влажные зоны (40-60⁰ с. и ю.ш.). Значительное количество осадков (500 мм и выше) этих зон связано с циклонами, приносящими влагу с запада, с океанов. Поэтому западные побережья этих зон богаче осадками, чем восточные.

4. зоны с малым количеством осадков (менее 250 мм) в холодных областях высоких широт. Эта скудность осадков связана с низким влагосодержанием холодного воздуха этих областей.

Действительная степень увлажнения территории определяется по коэффициенту увлажнения -

К = r/L,

где r - количество осадков за определенный период, L - испаряемость. При значении К больше 1,5 существуют условия избыточного увлажнения (полярные пустыни и тундры), в умеренном поясе значения коэффициента увлажнения постепенно уменьшается от зоны тайги (К=1,49-1- достаточное увлажнение), через лесостепь (К=0,99-0,60), степь (К=0,59-0,30), полупустыню (К=0,29-0,13) к зоне пустынь (К меньше 0,12).

Аналогично меняются значения коэффициента увлажнения в субтропический и тропических широтах (К больше 1,5 - влажные леса, К=0,99-0,60 - ксерофитные леса, К=0,59-0,30 - саванны, К менее 0,12 - пустыни).

4. Зональность гидрологических процессов и явлений

Формы проявления гидрологической зональности разнообразны. Это:

зональность основных гидрологических характеристик и прежде всего стока поверхностных потоков;

зональность теплового режима поверхностных и грунтовых вод в связи с общими особенностями температурного режима;

зональность солености поверхностных и грунтовых вод;

зональность глубины залегания грунтовых вод.

Зональность стока поверхностных потоков. Основной характеристикой поверхностных водотоков является коэффициент стока, представляющий собой отношение величины стока к сумме осадков за год и площади водосборного бассейна.

К= Q/ iхS, где

Q - величина стока (количество воды, проходящее через живое сечение реки за определенный промежуток времени),

i - сумма осадков за тот же период,

S - площадь водосбора.

Между значениями коэффициента стока и радиационным индексом сухости существует очень тесная связь и каждой градации параметра R/Li соответствует определенная градация величин коэффициента стока. В соответствии с этим значения коэффициента стока в различных природных зонах составляют в среднем:

в тундре, где R/Li меньше 1\3, К больше 0,70 ,

в лесной зоне при значениях R\Li от 1\3 до 1, К - от 0,3 до 0,7,

в степной зоне, где R\Li имеет значения в интервале от 1 до 2, K составляет от 0,1 до 0,3,

в полупустыне и пустыне, при значении R/Li больше 3, К меньше 0,1.

Зонален вид стока: в полярных пустынях сток имеет преимущественно форму движения льда, в тундре преобладает внутрипочвенный сток и поверхностный сток болотного типа, в лесной зоне основным является грунтовый сток; в степях и полупустынях - поверхностный сток (склоновый), в пустынях стока практически нет.

Режим рек так же носит зональные черты и отражает особенности режима осадков территории.

В экваториальном поясе, где осадки выпадают равномерно в течение года, речной сток обилен круглый год и выраженных половодий не бывает.

В тропическом поясе с отчетливо выраженным сухим зимним и влажным летним сезонами, летний сток превосходит значения зимнего стока.

В субтропиках восточных побережий с летними муссонными осадкам наблюдается половодье во вторую половину лета.

В умеренном поясе и на западном побережье субтропической зоны можно выделить четыре типа стока: средиземноморский тип - с преобладанием зимнего стока; морской тип с преобладанием зимнего стока при сильном летнем испарении и равномерном ходе осадков; континентальный тип - с преобладание весеннего стока (дождевого и снегового).

В областях с муссонным типом осадков максимальный сток наблюдается во второй половине периода летних муссонных дождей.

Зональность грунтовых вод (первого водоносного горизонта). Зональность грунтовых вод проявляется в зональности глубины залегания грунтовых вод и в их солености. Глубина залегания грунтовых вод определяется разницей между количеством осадков и испарением. Чем больше разница между этими характеристиками, тем глубже (при прочих равных) залегают грунтовые воды. Вторым фактором, влияющим на глубину залегания грунтовых вод, является глубина залегания водоупорных отложений. Этот фактор азонален и определяется геологическим строением территории. Он может стирать зональные закономерности глубины залегания грунтовых вод и опосредованно определять возникновение азонального типа растительности. Это связано с тем, что грунтовые воды в условиях неглубокого залегания являются дополнительным источником увлажнения почвенной толщи. Количество почвенной влаги в летний, более засушливый период, даже в гумидных районах, ограничено и ее не хватает для древесной растительности, которая испытывает большие потребности во влаге. Близкозалегающие грунтовые воды обеспечивают в этих условиях дополнительное поступление влаги. В более аридных зонах запасов почвенной влаги хватает только для травянистых растений на раннелетний период В сухое время, во второй половине лета, без дополнительного поступления влаги с грунтовыми водами травянистая растительность резко сокращается или прекращает свою вегетацию. Близкое залегание грунтовых вод в долинах реки крупных балок обеспечивает формирование здесь влаголюбивых фитоценозов, не свойственных аридным ландшафтам. Поэтому грунтовым водам принадлежит ведущая роль в формировании и зональных и азональных лесных ландшафтов

Соленость грунтовых вод определяется прежде всего количеством осадков, поэтому в гумидных районах грунтовые воды, как правило, пресные, в них преобладают углекислые соли. Чем суше климат, тем больше соленость грунтовых вод, тем больше в них растворено солей. Но, при близком залегании засоленосных горных пород, солевой состав и соленость грунтовых вод даже в гумидных ландшафтах может возрастать, и они приобретают свойства грунтовых вод более аридных зон.

В зоне вечной мерзлоты, если зимой слой сезонного промерзания смыкается с верхней границей вечной мерзлоты, то грунтовые воды зимой не функционируют. Если же глубина залегания слоя вечной мерзлоты больше слоя сезонного протаивая, то грунтовые воды зимой функционируют, они очень холодные и при их прорывах часто возникают такие опасные явления как наледи. Низкие температуры грунтовых вод тундровой зоны определяются подстилающими многолетнемерзлыми породами и являются причиной явления физиологической сухости, которая ограничивает возможности произрастания древесной растительности.

В аридных зонах из-за малого количества осадков фильтрация поверхностных вод осуществляется в значительно меньшей степени, верховодка отсутствует, и горизонты постоянных грунтовых вод залегают на больших глубинах - 10 и более метров (в пустыне Кара-Кум известен колодец, в котором вода залегает на глубине 240 м). Недостаток воды в почвенном слое и глубокое залегание грунтовых вод, не создающих дополнительного поступления влаги, приводят в формированию условий физической сухости, лимитирующей произрастание растительности и, прежде всего древесной. Грунтовые воды в аридных зонах, как правило, солоноватые или соленые. Обогащение солями грунтовых вод происходит в связи с тем, что атмосферная влага по мере фильтрации переходит в пленочное и молекулярное состояние и это уменьшает объем гравитационной влаги и увеличивает содержание солей, поступающих за счет выветривания минеральной толщи. Чем меньше влаги фильтруется через почву, тем больше шансов на ее засоление. Засоление грунтовых вод аридных зон, как правило, хлоридное или сульфатное.

5. Зональность геохимических процессов

ландшафтный зональность гидрологический климатический

Выражением геохимической зональности является

зональность процессов выветривания и типов кор выветривания,

процессов почвообразования и типов почв,

Под корой выветривания понимают континентальные образования, возникающие на земной поверхности в результате выветривания горных пород. Процессы выветривания горных пород (механического разрушения и химического преобразования) определяются такими факторами как колебания температуры, химическое и механическое воздействие атмосферы, воды и живых организмов. Эти факторы в значительной степени подчиняются закону географической зональности и поэтому процессы выветривания также зональны. Зонален и результат этих процессов - кора выветривания. В зависимости от климатических условий меняется механический и химический состав кор выветривания, подвижность химических элементов, высвобождающихся при разрушении минералов горных пород. Каждая природная зона характеризуется определенным набором химических элементов, называемых типоморфными, определяющих химические особенности кор выветривания и формирующихся на них почв.

Физическое выветривание приводит к разрушению монолитности горных пород и к их дезинтеграции под воздействием возникающих в породе напряжений без изменения их химического состава. Источником этих напряжений являются механическое и температурное расширение, рост кристаллов и деятельность живых организмов.

Механическое расширение является реакцией горной породы на уменьшение давления вышележащих блоков горных пород при денудации. В результате такого расширения в монолитных горных породах возникают трещины, параллельные дневной поверхности, которые в дальнейшем расширяются другими процессами физического выветривания.

Температурное выветривание связано с небольшой теплопроводностью горных пород, которая приводит к сильному нагреванию днем и охлаждению ночью только очень тонкого поверхностного слоя горных пород. Эти температурные контрасты между поверхностью горной породы и ее внутренними частями приводят к растрескиванию и разрушению поверхности монолитной горной породы. Этот тип выветривания наиболее характерен для пустынных и высокогорных районов, летнего периода в тундрах.

Вода, попадающая в трещины горных пород, при замерзании осуществляет дальнейшее расширение трещин. Аналогичное воздействие на горные породы связано с попадающими в трещины растворимыми солями, которые при кристаллизации оказывают на трещины значительное давление. Разрушение горных пород в результате кристаллизации воды происходит практически во всех природных зонах, сезонные температуры в которых опускаются ниже 0⁰С, а в результате кристаллизации солей - в основном в аридных районах.

Существенное воздействие на горные породы оказывают живые организмы. Известно, что растущие корни в благоприятной обстановке способны расклинивать трещины в коренной породе. Поскольку клетчатка стенок клетки крепче многих металлов, а корневые системы проникают на глубину до десяти метров, можно предположить, что это и есть главное средство физического разрушения. Однако на практике трудно установить действенность корней, так как очень часто они следуют по полостям, уже созданным другими агентами. При этом следует помнить о двойном влиянии корневой системы. С одной стороны они действуют как стабилизирующий агент, скрепляющий выветрелый материал, и тем самым препятствующий дальнейшему обнажению свежей породы, с другой они иногда оказывают прямое разрушающее воздействие, например при ветровале крупных деревьев. Животные принимают малое участие в непосредственном разрушении коренных пород, но играют большую роль при нарушении уже образованного обломочного материала, тем самым, усиливая эффективность других процессов выветривания.

Химическое выветривание приводит к разрушению первичных минералов горных пород и формированию новых, вторичных минералов, более соответствующих поверхностным условиям, т.е. к изменению минерального состава горных пород. Химическое выветривание включает процессы растворения, гидратации, гидролиза карбонатизации и окисления, а также комплекс процессов биохимического воздействия.

Возможность химического выветривания определяется рядом свойств самих горных пород, влияющих на их подверженность химическому изменению. Более 98% земной коры слагают 8 химических элементов, самый распространенный из которых - кислород, составляет более половину общего веса земной коры. Далее следуют кремний (менее четверти общего веса земной коры), алюминий, железо, кальций, натрий, калий, магний. По объему почти вся земная кора состоит из анионов кислорода, соединенных с катионами металлов в форме окислов. Наиболее важным из них являются кремнезем (SiO₂), образующий минерал кварц и окислы алюминия (Al₂O₃) и железа (Fe₂O₃). Значительная часть минералов образована силикатными тетраэдрами (Si₂O₄), выступающими в роли «строительных кирпичиков». Благодаря различному типу химических связей между этими тетраэдрами и соединяющими их катионами и замещению части ионов кремния в тетраэдрах алюминием возникает огромное разнообразие силикатных минералов. Основные процессы химического выветривания выражаются в нарушении тетраэдральной решетки и выносе скрепляющих их катионов.

Существенную роль в процессах химического выветривания играет дождевая вода, имеющая сложный химический состав. Она содержит, кроме растворенного атмосферного кислорода и двуокиси углерода, морские соли, окись азота, растворенную азотную кислоту, двуокись серы и растворенную серную кислоту. Эти постоянные компоненты дождевой воды дают ей возможность бесконечно разнообразного воздействия на горные породы. Как только вода просачивается, ее состав испытывает дальнейшие изменения благодаря реакциям с минеральными и органическими фракциями почвы и грунта.

Условно, всю совокупность химических процессов, изменяющих горные породы, принято подразделять на процессы растворения, гидратации, гидролиза, карбонатизации и окисления. Но в природе эти процессы протекают совместно, и их суммарный результат сильно изменяет результаты воздействия каждого из них.

Растворение. Основная часть первичных горных пород обычно не растворяется водой (за исключением галита или каменной соли). Главнейшее значение растворения заключается в его роли переносчика продуктов других процессов выветривания, так как если материал не выносится, он может замедлить или совершенно изменить весь ход разложения породы. Процесс растворения зависит от внешних факторов и, прежде всего от рН среды. Например, растворимость двухвалентного железа или марганца быстро возрастает в слабокислых условиях, но для того, чтобы сделать растворимым алюминий, требуется, чтобы рН среды был не более 4. Поэтому остаточные продукты одной и той же породы в различных ландшафтах (в разных кислотно-щелочных условиях) могут сильно отличаться. Изменения свойств среды объясняют и изменения в процессе переосаждения свойств растворителя при его миграции через почву и кору выветривания.

Гидратация считается началом всех более глубоких химических преобразований горных пород. При взаимодействии с водой большинство силикатных глинистых минералов включает воду в свою молекулярную структуру и при этом сильно разбухают. Это разбухание является главной причиной размельчения крупнозернистых изверженных пород, которые разрушаются благодаря прогрессивному расширению содержащихся в них гидратных минералов.

Гидролиз силикатных минералов представляет собой довольно сложный химических процесс, заключающийся в фактически полном разрушении первичной силикатной решетки и в выносе соединяющих ионов. Перестроенная кремний-алюминиевая решетка вмещает много воды и в результате образуется водный глинистый минерал. Этот процесс приблизительно может быть выражен следующей химической реакцией (на примере калий - содержащего минерала ортоклаза)

2KAlSi₃O₈ + 2H₂O = Al₂Si₂O₅(OH)₄ + K₂O + 4SiO _2,

где KAlSi₃O₈ - ортоклаз, Al₂Si₂O₅(OH)₄ - каолинит, K₂O - растворенная окись калия, SiO _2, -растворенный кремний

Натрий и кальций - содержащие полевые шпаты разлагаются похожим путем. Процесс гидратации в естественных условиях сильно ускоряется при загрязнении воды, особенно в присутствии растворенного СО₂.

Карбонатизация. Растворенный атмосферный СО₂ превращает осадки в очень слабую углекислоту со средним значением рН около 6. Когда дождевая вода проникает в грунт, большая часть СО₂ быстро растворяется в почвенном воздухе и принимает участие в процессах выветривания. В присутствии СО₂ намного ускоряются процессы разложения силикатов. Ускорение и усиление реакции происходит из-за быстрого перехода слабой углекислоты в гидрогенные и бикарбонатные ионы. В таком случае выше приведенная реакция приведет к образованию бикарбоната калия.

2KAlSi₃O₈+ 2H₂O + CO₂ = Al₂Si₂O₅(OH)₄ + K₂CO₃ + 4SiO₂,

где KAlSi₃O₈ - ортоклаз, Al₂Si₂O₅(OH)₄ - каолинит, K₂CO₃ - карбонат калия, SiO₂ - растворенный кремний

Таким образом, при карбонатизации происходит разрушение силикатной структуры ортоклаза с выделением иона калия и, в качестве конечного продукта, образуется глинистый минерал и растворимый остаток.

При разрушении других силикатов происходит образование глинистых минералов с выделением Na₂CO₃ из натрий содержащих шпатов и Ca(HCO₃)₂ для кальций содержащих минералов.

Другим примером химического изменения карбонатной водой горных пород является растворение известняков. Карбонат кальция слаборастворим в чистой воде, но при наличии слабой углекислоты идет следующая реакция:

CaCO₃+ H₂CO₃= Ca ⁺² + 2(HCO₃) ^-

Ионы кальция и бикарбоната затем выносятся в раствор, оставаясь среди загрязнителей воды и аккумулируясь в виде характерного поверхностного остатка. Во многих районах этот остаток содержит железо, которое, окисляясь, придает ярко-красный цвет почве, известной как терра-росса. Объем растворенного карбоната кальция, который может переноситься водой, зависит от количества растворенного СО₂.

Окисление. Окисление как один из процессов химического выветривания понимается как химическое соединение с кислородом. Этот процесс особенно характерен для такого широко распространенного элемента как железо. Оно входит в состав многих породообразующих минералов - биотитов, авгитов, амфиболитов и высвобождается при том или ином химическом процессе, быстро окисляется и существует в виде гематита (Fe₂O₃) или его гидратного эквивалента - лиманита. Именно трехвалентное железо окрашивает многие почвы в красный, коричневый или желтый цвет.

Биологическое воздействие представляет собой совокупность химических процессов преобразования горных пород, происходящих под воздействием биологических агентов - растительности и микроорганизмов в почве и верхних горизонтах коры выветривания. Воздействие биологических агентов проявляется непосредственно, в виде специфических биохимических реакций или опосредованно, в виде простого ускорения других процессов химического выветривания.

Двумя важнейшими реакциями выветривания, которые имеют биохимическую природу, являются восстановление и комплексирование. Многие анаэробные бактерии получают часть необходимого им кислорода путем восстановления железа, одного из самых распространенных элементов в горных породах, до двухвалентной формы, а в некоторых случаях - до собственно металла. В результате образуются двухвалентные соединения, которые значительно лучше растворяются в воде, чем первичные трехвалентные. Поэтому, восстановление является основным путем мобилизации железа и выноса его из почвы.

Комплексирование заключается в объединении катионов металлов с молекулой углеводорода и является фундаментальным процессом в поддержании жизни растений. Корни окружаются концентрацией гидрогенных ионов, которые могут обмениваться с катионами соседних ионов. Затем катионы металлов абсорбируются растениями путем комплексирования. Образующиеся комплексные соединения растворимы только в органических растворителях, и нерастворимы в воде. Подобным образом действуют лишайники, изымающие практически все нужные им элементы из коренных пород, на которых растут до тех пор, пока поверхностный слой не будет полностью разрушен.

Опосредованное воздействие биологических агентов проявляется, например, во влиянии растительности на качество и количество фильтрующейся воды. Путем перехватывания влаги растительный покров регулирует количество осадков, достигающих собственно земной поверхности. Оседание на поверхности листовых пластин химических элементов, содержащихся в атмосферных осадках, изменяет их химический состав. Гумус и микроорганизмы почвы влияют на скорость, с которой вода перемещается через почвенные горизонты и изменяют количественный и качественный состав элементов, содержащихся в фильтрующейся воде. Особенно важным фактором, влияющим на ход химических процессов, как было сказано выше, является содержание в почвенных водах углекислого газа. В процессе жизнедеятельности окисляющих бактерий, разлагающих органические остатки, и дыхания корней растений концентрация СО₂ в почвенном воздухе повышается с 0,2 до 2%, а в отдельных случаях до 10% , что значительно превышает содержание углекислого газа в атмосферном воздухе. На количество СО₂ в почвенном воздухе влияет ряд факторов:

температура (деятельность бактерий сильно замедляется с падением температуры ниже 10⁰С);

содержание влаги (биологическая активность значительно снижается, когда содержание влаги опускается ниже 10%);

аэрация почв;

характер растительного покрова.

В результате совокупного воздействия этих факторов содержание СО₂ сильно меняется в зависимости от сезона и местных особенностей. Это сказывается на растворимости таких продуктов выветривания как железистые и алюмосодержащие соединения.

Как было сказано выше, выветривание неразрывно связано с климатом. Взаимосвязь между климатическими параметрами и характером и типом выветривания хорошо передают схемы Пельтье. Эти схемы построены исходя из следующих упрощений:

механическое выветривание почти полностью обусловлено попеременным замерзанием и оттаиванием,

химическое выветривание в такой степени зависит от наличия воды, что его интенсивность должна прямо соответствовать количеству осадков.

Таким образом, районы, в которых циклы замерзания - протаивания наиболее действенны и температура часто переходит через точку замерзания, являются ареной наиболее активного проявления физического выветривания.

Кроме климата на ход процессов выветривания оказывает влияние рельеф, вернее интенсивность тектонических движений, о чем указывал Н.М. Страхов. Он предполагал, что обычно химическое выветривание преобладает над механическим. Особенно действенно оно в тропической зоне. Территория вторичного максимума приурочена к влажным районам умеренных широт, хотя скорость выветривания здесь в 20 раз ниже, чем в тропиках. Относительно мощному механическому выветриванию климат благоприятствует только в пустынях и на крайнем севере. Однако Н.М.Страхов подчеркивал, что с увеличением амплитуды рельефа, механическая денудация в форме поверхностного смыва становится настолько интенсивной, что она в итоге совершенно подавляет химическое выветривание. Для достижения такого состояния в гумидных районах тропической зоны необходимо исключительно быстрое тектоническое поднятие, тогда как в умеренных широтах условия для механической денудации гораздо лучше и преобладать она может и при относительно небольших тектонических поднятиях.

Арктическая зона характеризуется преобладанием физического выветривания, особенно морозного, обусловленного низкими температурами. Коры выветривания представлены малоизмененными обломочными отложениями малой мощности. Процессы химического выветривания не выражены, вторичных глинистых минералов не образуется. Перенос водными потоками продуктов разложения ослаблен, органических соединений очень мало, почвы практически отсутствуют.

Тундра. Так же как в предыдущей зоне преобладают процессы физического выветривания с очень незначительной активностью химического. Из-за низких температур, несмотря на обилие воды, деятельность микроорганизмов подавлена. Следствием этого является медленный биологический круговорот атомов, малая продуктивность растительной массы, ослабленная минерализация органических остатков. Типоморфными и вместе с тем самыми подвижными элементами являются, ион водорода и двухвалентное железо (Н+, Fe²⁺).

В лесной зоне с умеренно теплым климатом морозное выветривание ослабляется, и активизируются процессы химического выветривания. Активно протекают процессы гидратации, в меньшей степени гидролиза и карбонатизации. С влагой вниз перемещаются (выщелачиваются) растворимые продукты химического выветривания и, прежде всего, щелочи и щелочные земли. В разложении и переносе минеральных веществ существенную роль играют гумусовые соединения (фульвокислоты и их соли) почвы и микроорганизмы (преимущественно грибы). Кора выветривания в этих условиях представляет собой комплекс продуктов выветривания сиаллитно-глиногенного состава (смесь гидратов алюминия, железа и кремния). Типоморфные элементы - ион водорода, алюминий, железо, кремний. В большом дефиците кальций, и многие редкие элементы - кобальт, фтор, молибден, йод.

В степной зоне с умеренно теплым климатом и непромывным режимом формируется сиаллитно-карбонатная кора выветривания, лессовидная, обогащенная карбонатами кальция и магния и калия. Вымытые Cl^- SO₄^2- и частично Na, Mg и K входят в состав образующихся глинистых минералов - сиаллитов, содержащих Si и Al₂O₃ - монтмориллонита, бейделлита и др. В почвах и коре выветривания существуют как нисходящие, так и восходящие потоки, что приводит к формированию горизонтов, обогащенных солями (хлоридами и сульфатами). Благодаря содержанию кальция грунтовые и почвенные воды имеют слабощелочную реакцию и отличаются высокой прозрачность: коллоиды не вымываются, фиксируясь в коре выветривания. Типоморфными элементами являются кальций, магний, натрий.

В полупустынях умеренного пояса химическое выветривание и водная миграция химических элементов ослаблены и образование глинистых минералов происходит замедленными темпами. В аридных пустынях (субтропических и тропических) господствует физическое выветривание, стимулированное резкими суточными колебаниями температуры. В этих ландшафтных зонах миграция растворов преимущественно восходящая, они нейтральные или слабощелочные. Подъем грунтовых вод приводит к формированию горизонтов, обогащенных легко растворимыми солями (хлоридами и сульфатами щелочных и щелочноземельных металлов и содой). Типоморфными являются кальций, магний, калий, частично натрий и хлор. На солончаках к типоморфным элементам относится также сера.

Во влажных тропиках и субтропиках химическое выветривание охватывает слои земной коры в десятки метров и завершается полным разложением минералов, так как почвенные воды, обогащенные углекислым газом и большим количеством органических кислот, образующихся при быстром разложении обильных растительных остатков, обладают большой разрушительной силой. Из почв вымываются и переходят в раствор большая часть оснований и почти вся окись кремния. Накапливаются наименее подвижные продукты разложения гидроокислы железа и алюминия, которые образуют коллоидные осадки, сохраняются в почве и придают ей красный цвет. Тропические коры выветривания имеют сиаллитно-ферралитный и аллитный состав, типоморфными элементами являются - Н⁺, алюминий, железо, типоморфными соединениями - гидраты алюминия, железа, латериты, бокситы, каолины.

Зональность почвенного покрова и процессов почвообразования. Под почвой понимают поверхностные рыхлые накопления состоящие из минеральной части (мелкораздробленных горных пород в различной стадии выветривания) и органических масс образующихся от разложения преимущественно растительных остатков. Минеральная часть почв является источником легко растворимых (подвижных) минеральных солей, необходимых для жизнедеятельности растений. Органические остатки после своего распада, образуют специфические органические соединения (гумусовые кислоты), в том числе и растворимые в воде. Между продуктами распада неорганических и органической части происходят обменные реакции, приводящие к образованию новообразований, сохраняющихся в почве в виде твердых веществ, растворов и коллоидных смесей (органо-минеральные комплексы). Процессы разрушения как минеральной так и органической частей и обменные реакции происходят только в воде и их интенсивность определяется количеством, температурой и интенсивностью циркуляции воды. Поэтому характер почв в плакорных (водораздельных) условиях определяется средним количеством атмосферных осадков при определенных температурных условиях, т.е. является зональным. При дополнительном увлажнении (поступлении грунтовых вод вследствие их близкого залегания) возникают интразональные почвы.

Неорганическая часть почв является результатом распада горных пород, содержащих соли кремниевой кислоты - силикатов (алюмосиликатов - полевых шпатов и железомагнезиальных силикатов - оливинов, пироксенов и биотитов) и окислов кремния (80% и 20 % неорганической части почвы соответственно). К ним нужно прибавить растворимый углекислый кальций (известняковый шпат), имеющий органическое происхождение. В зависимости от конкретных климатических условий минеральная часть почв подвергается выщелачиванию. Поэтому растворимая часть почв отражает зональные условия, а нерастворимая - азональна и одинакова во всех природных зонах.

Интенсивность химического выветривания минеральной части почв зависит от длительности теплых (с температурой более 0⁰С) и холодных периодов, от длительности сухих и влажных периодов и общего количества поступающих осадков, ибо при равных температурах разные соединения требуют разного количества воды (разных объемных соотношений). Например, для растворения единицы объема карбоната кальция при температуре 0⁰С требуется 10⁴ частей воды, водного сернокислого кальция (гипса) - 10³ частей воды, а хлористого натрия (поваренной соли) - 3 части. Так как поступающее количество воды (осадков) зонально, зональны и процессы растворения, определяющие химических состав почвенных горизонтов. При малых количествах осадков (аридная зона) растворяются легкорастворимые хлориды (NaCl), при увеличении количества осадков - растворяются среднерастворимые соединения, например гипс (зона умеренного и достаточного увлажнения), а при систематическом увлажнении начнется вымывание труднорастворимых соединений, например углекислого кальция (зоны достаточного и избыточного увлажнения). Поэтому в гумидных зонах из верхних почвенных горизонтов вынесены все растворимые соединения, в том числе и CaCO₃, и в коллоидных соединениях лесных почв преобладает водородный ион (из диссоциированной воды) и отсутствует кальций. Образующиеся при разложении растительных остатков органические кислоты придают почвенным растворам кислый характер. Агрессивные кислые почвенные воды интенсивно разрушают как минеральную часть почв, в том числе и силикаты, так и органическую. Коагуляция мелких частичек почв в этих условиях очень слабая и почвы бесструктурны или имеют мелкоплитчатую структуру, неустойчивую в воде. Почвы зон обильного увлажнения различаются повышенным содержанием гидратов окислов железа разной степени гидратации. В зависимости от степени гидратации, эти гидраты придают почвам разную окраску: от бурой (подзолистые почвы таежной зоны), желтоватой (почвы зоны широколиственных лесов умеренного пояса и субтропических лесов) до красной (красноцветные почвы тропической зоны).

Влияние разной растворимости на характер почвенного профиля отчетливо выражен в лесостепной зоне. Осадков в этой зоне выпадает меньше, чем в лесной, промываемость почв ниже, поэтому в нижних горизонтах почвенного профиля (на глубине 1.2-1.3 м) скапливаются труднорастворимые углекислые соли. На суглинистых материнских породах в почвенном поглощающем комплексе появляется кальций, который препятствует вымыванию и, тем самым, способствует накоплению органических соединений. В результате, формируются почвы, сходные с черноземами (деградированные черноземы). На песчаных отложениях сохраняются геохимические условия лесной зоны (дефицит кальция и углекислых солей, наличие в почвенном поглощающем комплексе водородного иона). Обильный растительный опад листьев и луговых трав приводит к накоплению гумуса в верхней части почвенного профиля. Но малое количество кальция, которое содержится в минеральной части почв, не хватает для нейтрализации кислот, образующихся при разложении органических остатков. Почвенные растворы кислые, происходит выщелачивание и формируются выщелоченные серые лесные почвы, сходные как с подзолистыми почвами, так и с деградированными черноземами.

По мере увеличения засушливости происходит уменьшение выщелоченности углекислого кальция и постепенный подъем горизонта его накопления к поверхности. В более низких горизонтах начинают скапливаться среднерастворимые соли (гипс). В аридных условиях, в почвах пустынь (сероземах) гипсовый горизонт может лежать на глубине 15-20 см.

В почвенном поглощающем комплексе черноземов, темно-каштановых, светло-каштановых и сероземных почв преобладает кальций. Но, по мере аридизации, его значение в накоплении органических веществ уменьшается. Это объясняется ослаблением выщелачивания легкорастворимых солей (NaCl) и диссоциированный в растворах натрий замещает в почвенном поглощающем комплексе кальций. Он способствует появлению щелочной реакции, которая наиболее выражена в сероземах. В случае почти полного замещения в почвенно-поглощающем комплексе кальция натрием почвообразование идет по солонцовому типу. Происходит ухудшение условий произрастания растительной массы, снижается ее объем и возрастает интенсивность распада органических соединений. В тех участках пустынной и полупустынной зон, где наблюдается близповерхностное залегание грунтовых вод, подъем солей, в том числе и легко растворимых, происходит интенсивнее и почвообразование идет по солончаковому типу.

Аналогичная картина зональности наблюдается в тропической зоне. От пустынь к саваннам происходит увеличение увлажнения, рост биомассы и поступления органических веществ в почву. Наличие засушливого сезона позволяет органическим веществам накапливаться в верхних горизонтах почв, и формируются сильногумусированные темные почвы саванн. При приближении к экваториальной зоне и увеличении количества осадков, несмотря на увеличение биомассы, почвы саванн постепенно переходят в слабогумусные выщелоченные ферраллитные почвы зоны влажных тропических лесов.