Основы геохимии ландшафтов были заложены

В.В.Добровольский (1989) обращает внимание на принципи­ально различный характер геохимических сопряжений в условиях мезо- и микрорельефа (рис. 9). Если в первом случае ярко выражена односторонняя направленность миграционных потоков, то во вто­ром — направленность двусторонняя. Химические элементы, ми­грирующие с поверхностным стоком в западины, вмываются с фильтрующимися водами и частично обогащают почву. Вместе с тем быстрое иссушение микроповышений вызывает энергичное подтягивание вод по капиллярам. При этом почвенные воды мик­розападин поступают в почвы микроповышений и, в свою оче-

редь, приносят определенные химические соединения. Мы можем констатировать, что в первом случае четко выделяются автоном­ные и подчиненные природные комплексы, а во втором такого полного соподчинения нет.

Сопряженный анализ выявляет характерные для элементарных ПТК химические элементы и позволяет проследить их миграцию внутри комплекса (радиальную) и от одного комплекса к другому (латеральную). С его помощью можно получить различные коэф­фициенты, в том числе наиболее важные — водной миграции и биологического поглощения. Повторные исследования одних и тех же ПТК в полустационарных или стационарных условиях позволя- : ют выявить тенденцию изменения ПТК во времени.

Зоной выщелачивания в геохимии ландшафтов называют преиму­щественно ту часть вертикального профиля элементарного ланд­шафта (фации), в которой под влиянием атмосферных осадков происходит перемещение вещества от поверхности вниз по про­филю. (Строго говоря, этот термин употребляется и в другом смысле: как вынос вещества на значительных по размерам и сложности строения территориях от поверхности Земли, через всю кору вы­ветривания, до коренных пород.)

В качестве примера, обычного в геохимии ландшафтов понима­ния этого термина, можно привести характерный автономный почвенный профиль дерново-подзолистой почвы гумидных облас­тей, где зоной выщелачивания является подзолистый горизонт, и противоположный пример — гидроморфный почвенный профиль аридных областей, где зона выщелачивания практически отсут­ствует (рис. 10). На рисунке слева изображен профиль дерново-под­золистой почвы, сформировавшейся в условиях пермацидного (про­мывного) режима. Здесь труднорастворимые элементы (например, Si и Fe) перемещаются из горизонта А₂ в нижележащий горизонт В, более растворимые (Са) — за пределы почвенного профиля, в

почвообразующую породу (горизонт С) и, наконец, легко раство­римые (Na) — выносятся еще глубже. Таким образом, под зоной выщелачивания здесь подразумевается почвенный горизонт, где процесс выщелачивания наблюдается весьма активно, образуя ха­рактерный горизонт, сильно обедненный химическими вещества­ми, в то время как сам процесс в более ослабленной форме про­должается и далее в глубь почвенного профиля и за его пределами.

Справа на рисунке 10 показано, как при близком залегании грунтовых вод в условиях непромывного (импермацидного) режима аридного климата процессы выщелачивания солей ослаблены нисходящим движением вод, в то время как активно проявляется процесс аккумуляции веществ под действием капиллярного под­нятия влаги. Это приводит к отложению наиболее растворимых солей (Na₂SO₄) на поверхности почвы или вблизи нее, ниже отлагаются менее растворимые соли (CaSO₄) и еще ниже — еще менее раство­римые соли (СаСО₃).

В действительности, в разных фациях процесс выщелачивания может сильно осложняться сезонными колебаниями погодных усло­вий, развитием сезонной мерзлоты, резким колебанием уровня грунтовых вод, появлением и исчезновением верховодки. Все это накладывает отпечаток на условия почвообразования и миграцию химических элементов и оставляет свои следы в вертикальном про­филе фаций. При внимательном изучении этих следов можно уло-

вить сезонную динамику направленности и интенсивности гео­химических процессов (М.А. Глазовская, 1964, 2002).

Условия миграции элементов.Вода — главный фактор миграции элементов. В геохимии ландшафтов все элементы классифициру­ются по их отношению к окислительно-восстановительным и ще-лочно-кислотным условиям среды. Детальная разработка такой клас­сификации сделана А. И. Перельманом (1966, 1979 и др.), разде­лившим все элементы по интенсивности водной миграции в раз­личных геохимических обстановках.

Выделяются три типа окислительно-восстановительных усло­вий: окислительные, восстановительные глеевые и восстановитель­ные сероводородные. В последних двух случаях в среде нет свободно­го кислорода, и обе среды восстановительные, но их свойства в геохимическом отношении весьма различны: глеевая среда благо­приятна для миграции многих металлов (железа, марганца и дру­гих); в сероводородной среде условия для миграции неблагопри­ятны в связи с образованием нерастворимых сульфидов.

По щелочно-кислотным условиям все воды делятся на четыре основных класса (табл. 2). Сильнокислые воды содержат свободную серную кислоту, образующуюся при окислении пирита и других дисульфидов. В природных условиях они встречаются в зонах окис­ления сульфидных месторождений, в угольных шахтах, в вулкани­ческих районах. В таких водах легко мигрирует большинство метал­лов, в том числе Fe, Al, Cu, Zn и др.

Кислые и слабокислые воды весьма характерны для тундровых и лесных ландшафтов. Их кислотность связана с разложением орга­нического вещества и поступлением угольной кислоты и других органических кислот.

В кислых и слабокислых водах легко мигрируют металлы в фор­мах бикарбонатов и комплексных соединений с органическими кислотами. Слабокислые воды очень широко распространены в верхних горизонтах земной коры.

Нейтральные и слабощелочные воды характерны для лесостеп­ных, степных, полупустынных и пустынных ландшафтов. Степень щелочности зависит от отношения бикарбоната кальция к его кар­бонату или же бикарбоната к СО₂. Условия миграции менее благо­приятны для большинства металлов, которые здесь осаждаются в форме нерастворимых гидроокислов карбонатов и других солей. Анионогенные элементы (Si, Ge, As, V, U, Mo, Se и др.), напро­тив, мигрируют в них сравнительно легко. Органические кислоты при разложении органики полностью нейтрализуются СаСО₃ и другими соединениями кальция, магния, натрия и калия, кото­рыми богаты почвы и породы.

Сильнощелочные воды содержат соду. Встречаются они в некото­рых лесостепных ландшафтах, в содовых солончаках и др. В содовых водах легко мигрируют Si, Al, Mo и комплексные карбонатные соеди­нения Си, Zn, Be, V, редких земель итгриевой группы, Se, Zr и др.

Для каждого класса вод характерна своя ассоциация мигриру­ющих элементов и ассоциация малоподвижных элементов — «за­прещенная» (А.И.Перельман, 1979, 1981; Ландшафтно-геохими-ческие основы. 1989). Ионный состав вод, минерализация (хло-ридные, сульфатные, гидрокарбонатные, пресные, соленые и дру­гие воды) также существенно влияют на условия миграции эле­ментов, но меньше, чем различия в классах вод.

Типоморфными элементами называются элементы широко рас­пространенные, но не все. Роль элемента в ландшафте определяет­ся в большинстве случаев не столько его содержанием, сколько интенсивностью его миграции и способностью к аккумуляции (так называемый принцип подвижности компонентов). Например, в почвах солончаков кремния значительно больше, чем натрия или хлора, но типоморфными, определяющими характерные особенности ландшафта, будут именно легкорастворимые соли натрия и хлора, а не кремний или алюминий (А.И.Перельман, 1975).

По типоморфным водным (и воздушным) мигрантам, при од­новременном учете щелочно-кислотных и окислительно-восста­новительных условий, как отмечалось выше, все воды могут быть разделены на 21 класс (табл. 3).

Пользуясь приведенной классификацией, мы можем сказать, что, например, для тундровых ландшафтов весьма характерен кис­лый глеевый класс водной миграции (XII), для ландшафтов тай­ги, хвойно-широколиственных и широколиственных лесов — кис­лый и кислый переходный к кальциевому (III, IV, V), для лесо­степных и степных — кальциевый (VI) и т.д. В каждом ландшафте формируется свой набор ПТК разных классов водной миграции

химических элементов в зависимости от конкретных условий (гео­логического строения, рельефа, уровня залегания и состава грун­товых вод и т.д.).

Геохимические барьеры.Границы между разными геохимиче­скими обстановками называются геохимическими барьерами. По направленности миграционного потока различают барьеры ради­альные и латеральные, которые, в свою очередь, по способу пере­носа веществ подразделяются на диффузные и инфилыпрационные (первые более характерны для аквальных комплексов).

Различают макро-, мезо- и микробарьеры. Барьеры в почвах от­носятся к радиальным микробарьерам, ширина их (мощность) из­меряется сантиметрами или даже миллиметрами. Ширина пере­ходной полосы от природных комплексов нормального увлажне­ния к типичному болоту носит латеральный характер и может из­меряться десятками и сотнями метров; это уже мезобарьеры. Ти­пичный аквальный макробарьер, а также латеральный — устье крупной реки, впадающей в море (или океан), и прибрежная ак­ватория. Здесь происходит смешение пресных и соленых вод и ширина барьера может составлять многие сотни и тысячи метров.

По изменению типов миграции элементов А. И. Перельман (1966, 1977 и др.) выделяет следующие типы барьеров: 1) природные <ме­ханические, физико-химические, биохимические); 2) техногенные. В ланд­шафтных исследованиях, также как и в геохимии ландшафтов, наибольшее внимание уделяется физико-химическим барьерам.

Среди физико-химических барьеров А. И. Перельман (1973) вы­деляет десять основных классов: А — кислородный, возникающий при резкой смене восстановительной среды на окислительную; В — сероводородный или С — глеевый при смене окислительной среды на восстановительную; Д — щелочной при резком повышении рН; Е — кислый при резком понижении рН; F — испарительный; G — сорбционный; Н — термодинамический; J — сульфатный; К — карбо­натный.

В почвенных разрезах барьеры часто четко прослеживаются по смене состава и окраски горизонтов, по скоплению новообразова­ний. Так, в дерново-подзолистых почвах органическая подстилка является биохимическим барьером на переходе от растительного покрова к минерально-органическому гумусовому горизонту се­рого или даже темно-серого цвета. Гумусовый горизонт, в свою очередь, более или менее постепенно переходит в подзолистый горизонт (вымывания или выщелачивания), обычно белесого цвета и более легкого механического состава, чем гумусовый. При этом нередко особо выделяется переходный горизонт, который и явля­ется барьером — физико-химическим щелочным и одновременно биохимическим. Ниже следует переход к горизонту вмывания <ил­лювиальному). В суглинистых почвах он заметно более тяжелого ме­ханического состава и ярко окрашен в красновато-бурый цвет при-

внесенными в него окислами железа. Это — барьер физико-хими­ческий, сорбционный.

В песчаных дерново-подзолистых почвах обычно дифференциа­ция горизонтов менее четкая, а в горизонте вмывания окислы железа образуют тонкие извилистые полосы — псевдофибры или более или менее сцементированные слои ортзандов, порой до­вольно мощных и плотных. Нередки также ржаво-бурые пятна раз­ных размеров и форм.

В значительно переувлажненных почвах образуются глеевые барь­еры тоже физико-химические сорбционные, изобилующие закис-ными соединениями железа, придающими почве желеобразную структуру и более или менее интенсивный сизый цвет. К этому же типу барьеров можно отнести горизонты дерново-подзолистых почв со скоплением рудяковых зерен (железистых конкреций) или в черноземных почвах горизонты с журавчиками, куколками и про­сто с наличием муки углекислого кальция и т.д.

В зависимости от класса барьера и состава вод, подступающих к барьеру, формируются типы концентрации элементов на физико-химических барьерах (А. И. Перельман, 1973, 1975, 1977 и др.). Биологические барьеры (лесные подстилки, гумусовые горизонты почв, торф, сами растения и т.д.), способные сорбировать раз­личные элементы и соединения, в том числе радионуклидного загрязнения. В качестве механического барьера можно считать, на­пример, перегиб склона, вызывающий в нижней части склона осадконакопление. Известны случаи формирования сплошных дву­сторонних барьеров (Н. С. Касимов, 1972), где воды различного хи­мического состава движутся к барьеру с разных сторон.

М. А. Глазовская (1988) дает широкий спектр барьеров и при­водит общую картину наиболее распространенных геохимических барьеров в почвах разных зон (рис. II) 1 .

Рассмотрим, к примеру, типичный почвенный профиль подзо­лов железисто-гумусовых (рис. 11, V). Верхний горизонт профиля представлен подстилкой (О), которая является мощным биогео­химическим барьером, относящимся к высокоемким окислитель­ным (1). Далее следует элювиальный горизонт (Е или А₂), где в основном идет вынос различных элементов и коллоидов и только в небольшой степени седиментация. Это тоже барьер, но уже фи­зико-химический, сорбционно-седиментационный кислый, мало­емкий окислительный (7). Ниже расположены горизонты: иллю-

1 В индексировании почвенных горизонтов во многих публикациях имеются разночтения. Например, подстилка индексируется как О или как Aq, гумусовый горизонт А или А_ь подзолистый А₂ или Е и т.д. Имеется также много других основных или дополняющих индексов. Этого не стоит пугаться, так как разобрать­ся всегда возможно и по учебникам почвоведения, и по различным инструкциям, а порой и просто по здравому смыслу.

виально-гумусовый, или альфегумусовый (Bh) (9) и иллювиаль-но-железистый, или ферритный и ферралитный (Bf) (10). Оба они также относятся к сорбционно-седиментационным. Накопление гумуса и железа может протекать здесь с разной интенсивностью. Наконец, горизонт С — это обычно малоемкие сорбционные и седиментационные слабокислые и нейтральные барьеры (25).

Для солончака (рис. 11, XVI) характерны солевые барьеры (21, 25), ниже сульфидные (23, 24) с постепенным нарастанием вос­становительной обстановки.

М. А. Глазовская отмечает, что накопление торфа в тундровых ландшафтах свидетельствует о крайне медленном разложении там

Рис. 11. Типы сочетаний геохимических барьеров в почвах.

Почвы: / — тундрово-глеевые; // — торфяно-болотные; /// — глеево-подзолистые; IV—подбуры; V—подзолы железисто-гумусовые; VI—подзолистые; VII — под­золистые и дерново-подзолистые пахотные известкованные; VIII — дерново-кар­бонатные; IX — серые лесные, черноземы оподзоленные; X — черноземы и каш­тановые; XI — лугово-черноземные; XII — красноземы; XIII — бурые пустынно-степные, серо-бурые; XIV — сероземы; XV — солонцы; XVI — солончаки

Почвенно-геохимические барьеры: биогеохимический кислый: 1 — высокоемкий окислительный; 2 — высокоемкий восстановительный; 3 — умеренно емкий окис­лительный; 4 — умеренно емкий восстановительный; сорбционно-седиментацион-ный кислый: 5 — умеренно и высокоемкий окислительный; 6 — умеренно и высо­коемкий восстановительный; 7 — малоемкий окислительный; 8 — малоемкий восстановительный; 9 — альфегумусовый; 10 — ферритный и ферралитный; // — умеренно и высокоемкий резко восстановительный; биогеохимический нейтральный и слабощелочной: 12 — умеренно емкий окислительный; 13 — умеренно емкий восстановительный; 14 — высокоемкий окислительный; 15 — малоемкий резко окислительный; сорбционно-седиментационный окислительный: 16 — нейтральный и слабощелочной; 17 — высокощелочной солонцовый; карбонатный: 18— окис­лительный; 19— восстановительный; 20— окислительный гипсовый; солевой: 21 — интенсивно испарительный окислительный; 22 — испарительный окислительный; сульфидный: 23— окислительно-восстановительный; 24— восстановительный; сорб­ционные и седиментационные слабокислые и нейтральные барьеры в почвообразующих породах: 25 — малоемкие; 26 — высокоемкие

органического вещества, в то время как в полупустыне и пустыне этот процесс протекает в сто раз быстрее. Отсюда вывод, что тех­ногенное загрязнение ландшафтов нефтепродуктами, пестицида­ми и другими органическими веществами гораздо опаснее на севе­ре, чем на юге.

Приведенные на рис. 11 профили могут помочь разобраться в конкретной полевой обстановке, особенно при описании почвен­ных разрезов.

В комплексных физико-географических исследованиях удобно также использовать табл. 4, составленную И. А. Авессаломовой (1987) по материалам А. И. Перельмана, М.А. Глазовской и др., где пере­чень основных типов и классов геохимических барьеров и накап­ливающихся на них элементов сопровождается указанием типич­ного их местонахождения в ландшафтах.

Ряды биологического поглощения.Биогенная миграция элементов играет огромную роль в функционировании ландшафтов. К насто­ящему времени разработан уже целый ряд геохимических показа­телей, характеризующих, с одной стороны, биологическое погло­щение растениями различных элементов из среды обитания, с Другой, — неодинаковую способность к поглощению элементов различными растениями, произрастающими в одной и той же среде.

Впервые вычисление рядов биологического поглощения было осуществлено Б. Б. Полыновым, изучавшим процессы выветрива­ния гранито-гнейсов в Ильменском заповеднике и роли лишайни-

ков, произрастающих на них. Оказалось, что химические элемен­ты накапливаются в лишайниках неравномерно, о чем свидетель­ствует коэффициент биологического поглощения (Кб), представ­ляющий собой отношение содержания химического элемента в золе

Сопоставление химического состава золы растений, почв и по­род привело ученых к выводу о большой роли биогенеза в форми­ровании минерального состава почв. Исследования Б. Б. Полынова показали, что уже на ранних стадиях почвообразования химиче­ский состав мелкозема, особенно в коллоидной фракции, несет на себе следы обогащения элементами разложившегося органическо­го вещества лишайников. Проследить процесс биолитогенеза мож­но, последовательно сопоставляя химический состав живых расте­ний (или свежего опада) с составом в разной степени разложив­шихся подстилок и верхних горизонтов почвенного профиля.

М.А.Глазовская (1964) отмечает, что «биогенность» глин и почв (особенно верхних горизонтов почв) заставляет учитывать эту осо­бенность при интерпретации рядов выноса и поглощения и разли­чать ряды первичного поглощения (массивная порода — литофиль-ные растения) и ряды вторичного поглощения (мелкоземистые продукты выветривания или почва — растения). Во втором случае присутствуют элементы, которые уже вторично вовлекаются в био­логический круговорот.

Миграционная способность элементов. Вмиграции химических элементов в ландшафтах ведущая роль принадлежит воде. Все гидро­химические показатели можно объединить в три группы (И. А. Авес-саломова, 1987). К первой группе относятся показатели интенсив­ности водной миграции различных элементов. По ним можно стро­ить миграционные ряды для элементарных ландшафтов или их раз­личных ярусов. Показатели второй группы отражают изменение геохимических потоков в них и приходно-расходные (балансовые) соотношения химизма вод. Третья группа включает в себя показа­тели, дающие качественную и количественную характеристики природных вод в абсолютных величинах.

Б. Б. Полынов (1956) объединяет элементы, мигрирующие в растворах, в пять групп в зависимости от их подвижности (табл. 5).

А. И. Перельман (1962) предложил характеризовать интенсив­ность водного перемещения элементов коэффициентом водной ми­грации (К_х), который представляет собой отношение содержания химического элемента в минеральном осадке воды к его содержа­нию в горных породах, дренируемых этими водами:

Химический состав поверхностных вод может также сильно меняться по сезонам года, и коэффициенты водной миграции по­этому должны вычисляться по отношению к среднему химическо­му составу именно того яруса сопряженных фаций, который в дан­ный момент дренируется водотоком. Например, весной химиче­ский состав поверхностно-склоновых паводковых вод уместно срав­нивать с составом подстилки или опада, а в межень — с составом тех пород, которые дренируются грунтовыми водами, питающи­ми поверхностный водоток.

Миграционные коэффициенты и миграционные ряды.В процессе функционирования ландшафта в каждой его элементарной ячей­ке — фации — происходит «вертикальная» (радиальная) мигра­ция элементов. В катенарно сопряженных фациях идет «горизон­тальное» (латеральное) перемещение веществ. В результате в раз­личных ярусах ландшафта одни элементы в больших или меньших количествах выносятся, другие — накапливаются. Определить ин­тенсивность этих процессов можно, сравнивая количество под­вижных элементов в разных ярусах ландшафта с количеством элементов инертных, относительно «неподвижных».

Наиболее устойчивым в зоне гипергенеза является кремнезем кварца, который с некоторым допущением можно считать непод­вижным или окислом-свидетелем.

В общем виде вычисление элювиально-аккумулятивных коэф­фициентов сводится к следующему. Допустим, что окисел А не­подвижный, а В — подвижный. В породе эти окислы содержатся в количествах А_х и В_и а в коре выветривания — в количествах А₂и В₂. Потеря окисла в коре выветривания равна:

Если коэффициент меньше нуля (отрицательный), значит, оки­сел выносится (элювиальный процесс), если больше нуля (поло­жительный) — накапливается (аккумуляция). Подобные вычисле­ния можно произвести для различных элементов и затем сравни­вать их по степени подвижности.

Относительный элювиально-аккумулятивный коэффициент (Л^эа), по М. А. Глазовской, — это отношение среднего содержания данного химического элемента в коре выветривания (либо в том или ином почвенном горизонте) к среднему содержанию в породе.

В качестве примера можно привести таблицу валового анализа в процентах на прокаленное вещество, по Б. Б.Полынову (табл. 6).

На основании данных табл. 6 все окислы элементов можно рас­положить по возрастающему значению полученных коэффициен­тов в следующий элювиально-аккумулятивный ряд:

Из этого ряда видно, что К, Са, Na, Ti, Si в коре выветри­вания находятся в меньшем количестве, чем в породе, т.е. про­исходит их убыль (А’эа 1), т.е. обладают меньшей подвижностью, чем первая группа элементов. В то же время о железе можно сказать, что его накопление абсолютно, так как элювиально-аккумулятивный коэффициент намного превышает единицу (4,10). Остаточное это железо или привнесенное со сто­роны, можно определить только при анализе всей ландшафтной обстановки.

Химический анализ может дополняться микроморфологиче­ским, при помощи которого можно отчетливо распознать флюи-дальную микроструктуру, свидетельствующую о миграции вторич­ных минералов в изучаемом горизонте.

В недавнее время было произведено уточнение смыслового со­держания некоторых коэффициентов и предложены другие на­звания.

Коэффициент радиальной дифференциации (К_р) обозначает от­ношение среднего содержания данного химического элемента в том или ином почвенном горизонте к среднему содержанию его в почвооб-разующей породе.

К_р характеризует относительное перераспределение химиче­ского элемента в вертикальном профиле элементарного ландшаф­та (фации). Этот термин был предложен М. А. Глазовской, Н. С. Ка-симовым и др. в 70-х гг. XX в. взамен употреблявшегося ранее тер­мина элювиально-аккумулятивный коэффициент (К^) (М. А. Глазов-ская, 1964). Замена термина была произведена ввиду его недоста­точной точности. В почвах и коре выветривания различное содер­жание элементов в разных горизонтах может быть связано не толь­ко с выщелачиванием и накоплением элементов, но довольно часто является результатом смены пород в вертикальном профиле эле­ментарного ландшафта, т.е. с его литологической гетерогенно­стью. Поэтому правильнее говорить о радиальной дифференциа­ции элементов без утверждения, что это результат исключительно элювиального и аккумулятивного процессов.

То же относится и к термину коэффициент латеральной диффе­ренциации (К_л). Он характеризует относительное перераспределе­ние по геохимическому сопряжению и означает отношение средне­го содержания элемента в минеральных горизонтах почв и коре вы­ветривания (рыхлых наносов) геохимически подчиненного элементар­ного ландшафта к его среднему содержанию в тех же горизонтах авто­номного ландшафта. Этот термин введен взамен термина коэффи­циент местной миграции <К_ы).

Каскадные ландшафтно-геохимические системы.В отличие от эле­ментарных ландшафтно-геохимических систем (ЭЛГС) или элемен­тарных ландшафтов (фаций), где прослеживаются исключительно радиальные (нисходящие и восходящие) потоки химических элемен­тов, в геохимии ландшафтов выделяются каскадные ландшафтно-геохимические системы (КЛГС), представляющие собой парагене-тические ассоциации элементарных систем, целостность которых определяется потоками вещества, энергии от верхних гипсо­метрических уровней рельефа к нижним (М. А. Глазовская, 1976, 1981), т.е. объединяемые однонаправленными потоками. К каскад­ным геохимическим системам применим также термин арены, среди которых, по соотношению площадей начальных и конечных зве­ньев, выделяют: а) линейные, б) рассеяния, в) концентрации

(М.А.Глазовская, 1976, Н.П.Солнцева, 1984). Выделяют также КЛГС локальные (топологические), совпадающие с водосборами первого порядка (до нескольких квадратных километров) и регио­нальные — всех прочих размерностей. При этом, даже локальные системы далеко не всегда оказываются монолитными, т.е. более или менее однородными в геологическом строении, не включаю­щими реликтовые элементы прошлых эпох. Чаще они бывают гете-ролитны; гетеролитность, а также гетерохронность — непремен­ная черта всех региональных КЛГС.

В зависимости от поставленных целей исследования выбирается один из трех типов моделей каскадных систем (табл. 7). Первый тип — модели функциональные или этологические латеральной геохимической миграции и дифференциации природных зон. Наи­более распространенный и сложный для использования третий тип моделей — гетеролитный и гетерохронный, включающий разно­родные геологические отложения и разновозрастные элементы ландшафтов, названный моделями структурной геохимической дифференциации.

Первый тип моделей удобен для изучения суточных, сезонных, годовых процессов (преимущественно на локальных, монолитных синхронных системах), в котором литология и климатические усло­вия, а также возраст относительно постоянны. Такие модели раз­рабатываются главным образом на стационарах, реже в процессе полустационарных исследований (В.А.Снытко, 1978 и др.).

Модели второго типа лишь условно называются миграцион­ными, так как во всех трех моделях изучается миграция элементов. В этом типе моделей в отличие от первого исследуется суммарный эффект миграционных процессов продолжительностью десятки,

‘ См.: Ландшафтно-геохимические основы фонового мониторинга природной среды. — М., 1989.

сотни, первые тысячи лет, т. е. периода, сопоставимого с длитель­ностью формирования генетического профиля современных почв. При этом система должна иметь более или менее однородный лито-и палеогеохимический фон. Именно этот тип моделей часто ис­пользуется для установления основных особенностей латеральной геохимической миграции и дифференциации природных зон.

Наиболее распространенный и одновременно сложный для ис­пользования — третий тип моделей (гетеролитный и гетерохрон-ный), включающий разнородные геологические отложения и раз­новозрастные элементы ландшафтов, названный моделями струк­турной геохимической дифференциации. Исследования с исполь­зованием этого типа моделей позволили перейти к ландшафтно-геохимическому районированию обширных территорий, в том числе для целей мониторинга.

Ландшафтная катена. Термин «катена» введен почвоведами (Miln, 1935). Изначально он означает ряд взаимосвязанных разновидно­стей почв, расположенных на склоне. Связь между ними осуще­ствляется под действием сил гравитации в основном водным сто­ком, но еще не канализированным, не собранным в ручьи (так называемый делювиальный, плоскостной смыв), поэтому изна­чально термин в его классическом виде можно применить и к ПТК, но лишь фациального ранга (к цепочке фаций на склоне). На эле­ментарных (фациальных) катенах или микрокатенах (рис. 12) выявляются наиболее тесные, непосредственные связи; здесь ярко

видны различия между поступлением и выносом веществ в разных фациях.

Термин широко вошел в геохимию ландшафтов, обогатившись Представлением о сопряженных природных комплексах, объеди­няемых однонаправленной миграцией химических элементов.

В элювиальные (автономные) фации, расположенные в верх­нем звене катены, поступление веществ происходит только из ат­мосферы, вынос — через фильтрацию вниз (в радиальном направ­лении) и испарение в атмосферу. Кроме того, вынос осуществля­ется с латеральным (боковым) стоком. В трансэлювиальных фаци­ях, в верхней (выпуклой) части склона, основным процессом становится латеральный вынос, т. е. транзит материала, поступаю­щего сюда сверху, из автономных фаций с поверхностным и внут-рипочвенным стоком и следующего далее вниз по склону. В ниж­ней части склона, в трансаккумулятивных фациях, как только склон становится вогнутым, частицы теряют скорость и начинается их накопление, происходит частичная аккумуляция принесенного сверху материала. В супераквальных фациях уровень грунтовых вод приближен к поверхности, и фации получают подпитку снизу — дополнительные вещества в процессе капиллярного поднятия вла­ги. Наконец, субаквальные (подводные) фации — особые природ­ные комплексы, режим которых определяется, в первую очередь, водоемом, но, конечно, и влиянием веществ, принесенных сверху, из природных комплексов его бассейна.

Главное заключается в том, что в катене всегда происходят три процесса — вынос, транзит и аккумуляция, поэтому есть хотя бы три звена: автономное (иначе — автоморфное, элювиальное), тран­зитное и аккумулятивное. Автономное звено во многом определяет цепь дальнейших трансформаций, поэтому оно называется глав­ным, а остальные — подчиненными.

Катена может заканчиваться не водоемом, а, например, сухой котловиной или делювиальным шлейфом, и тогда сопряжение будет неполным. Среди элювиальных фаций могут встретиться замкну­тые понижения — элювиально-аккумулятивные фации (М. А. Глазов-ская, 1964, 2002). Трансаккумулятивные фации часто характе­ризуются одновременно и накоплением, и выносом материала, и тогда их правильнее было бы называть трансэлювиально-аккумуля­тивными.

При геохимическом изучении ландшафтных катен, в первую очередь, интересно установить характер взаимоотношения между почвообразующей породой и почвой. Н.С.Касимов (И.П.Гаври-лова, Н.С.Касимов, 1989) различает три типа литогеохимической Дифференциации катен: 1 — монолитные, характеризующиеся оди­наковым (монотонным) составом почвообразующих пород; 2 — ге-Теролитные, с концентрацией элементов в породах подчиненных позиций (в нижней части склона); 3 — гетеролитные, с обеднени-

ем пород от автономных элементарных ландшафтов к подчинен­ным (вниз по катене).

Подобно миграции элементов в почвах можно выделить три типа латерально-миграционной дифференциации катен: 1 — аккумуля­тивный, с концентрацией элементов в почвах подчиненных пози­ций; 2 — транзитный, без существенных различий в верхнем и нижнем звеньях катены; 3 — транзитный, с обеднением гетеро­номных почв относительно автономных.

Сочетание этих видов дифференциации дает девять возможных видов латеральной геохимической сопряженности почв и почво-образующих пород в катенах. Это характеризует геохимическую топо- и литосенсорность почв, т. е. их способность изменять свой химический состав в пространстве в связи с изменением рельефа и химизма почвообразующих пород.

Выявление на микрокатенах геохимической сопряженности между почвой и почвообразующей породой имеет очень важное значение для понимания связей между биотой и геомой и тенден­ций динамики ПТК. Не зная, что такое катена, нельзя заниматься экологическими проблемами: измеряя загрязнение, мы обязательно должны оценить его в подчиненных, аккумулятивных комплек­сах, наоборот, оценивая потенциальное плодородие полей, не­пременно надо отбирать пробы в автономных комплексах.

В современном ландшафтоведении получил признание термин ландшафтная катена (В. А. Николаев, 1990), обозначающий цепочку закономерно сменяющих друг друга морфологических единиц ланд­шафта (фаций, подурочищ, урочищ, местностей) от водораздела вниз по склону, к его подножию и до ближайшего водоприемного объекта, связанных однонаправленным потоком вещества и энер­гии.

По-видимому, говоря о ландшафтных катенах, наряду с мик-рокатенами, можно говорить и о гораздо более сложных мезо-, макро- и мегакатенах (В. А. Николаев, 1990). Ярким примером ре­гиональных макрокатен являются катенарные сопряжения ланд­шафтов полесий — ополий, характерных для юга лесной зоны Вос­точно-Европейской равнины. Эти катены, многократно повторяясь (с некоторыми вариациями), образуют широкий пояс полесий и ополий, протянувшийся от Западной Европы до Предуралья.

Ландшафты полесий и ополий сопряжены в своем происхожде­нии и обусловливают контрастную дифференциацию природных условий Центра России на острова более южного, широколиствен­но-лесного и лесостепного облика (ополья), и окружающие их пониженные равнины — более северного, таежного облика (поле­сья). Ополья и похожие на них предополья — возвышенные, эро-зионно расчлененные, сложенные лёссовидными суглинками; по­лесья — низменные, песчаные, мало эродированные. Казалось бы, что переходные ландшафты предполесий (почти полесий) — долж-

ны занимать и промежуточное высотное положение. Но, вопреки прежним представлениям (рис. 13), предполесья оказались, как пра­вило, на той же высоте, или даже выше, чем ополья (рис. 14 и 15), и это обстоятельство может помочь в выработке гипотез о генезисе этих ландшафтов.

Известное явление фёнового эффекта обычно связывается с при­родой горных территорий, так как при больших перепадах высот оно очень ярко выражено. Но и на равнине, как и в горах, орогра­фия способствует преобразованию воздушных масс по мере их продвижения (в умеренных широтах в средней полосе Русской рав­нины — на восток, так как преобладает западный перенос). Из-за относительно пониженного положения полесий (рис. 15), вслед-

ствие адиабатического расширения столба воздуха над полесьем понижаются температура и давление, создается недонасыщенность воздуха водяным паром, а вследствие этого — возможность допол­нительного насыщения его особенно в период вегетации транспи-рационной влагой над этими обширными, значительно залесен­ными низменностями. Впоследствии в процессе дальнейшего про­движения воздушных масс на восток и надвигания их на слабо-выпуклые верхние части склонов местных возвышенностей (где располагаются ландшафты предполесий), при адиабатическом сжа­тии происходит потеря влаги, выпадение осадков. Далее, в полосе перехода (где расположены ландшафты предополий) наблюдается нормальный режим увлажнения (соответствующий данной подзо­не и данному сектору материка), и, наконец, на восточных мак­росклонах местных возвышенностей — фёновый эффект, способ­ствующий образованию ополий (ландшафтов более южного обли­ка, с серыми лесными почвами или с черноземами).

Чем больше и глубже котловина полесья, тем ярче выражен эффект. Таким образом, каждый ландшафт имеет свой климат, как указывал Н. А. Солнцев. От климата зависят и процессы преоб­разования почвообразующей породы, и образования почвы.

В распределении полесий, предполесий, ополий, предополий, кроме поверхностного стока, по-видимому, сказывается явление механического переноса и сепарации твердых частиц ветром. Об­ширные выположенные песчаные равнины полесий, наподобие гигантских котловин выдувания, поставляют песок и пыль в воз­душный поток, направленный к востоку. Часть этого материала, в первую очередь крупнозернистого песка, переносится на неболь­шие расстояния (подобно метелевому переносу снега) и осажда­ется на близлежащих плоскоравнинных территориях полесий, а также на пологих склонах западной экспозиции местных возвы­шенностей (в предполесьях). Чем мельче частицы, тем дальше они могут пролететь от очага развеивания. Вследствие этого на склонах западной экспозиции, вплоть до вершинной поверхности поло­жительных форм рельефа, почвообразующие породы могут быть и песчаными, и супесчаными, реже — суглинистыми. Здесь и фор­мируются ландшафты предполесий. Но самая мелкая пыль активно осаждается за высотным барьером, на склоне противоположной экспозиции, где формируется лёссовый покров, сначала предопо-

‘ лий (с лёссовидными суглинками и супесями), а затем уже с гос-подством лёссовых пород, свойственных опольям.

Больше всего осадков выпадает на ветроударных склонах, за­нятых предполесьями, о чем свидетельствует их маломощный чет­вертичный покров: коренные (часто карбонатные) породы здесь залегают ближе всего к поверхности, порой обнажаются в поч­венной прикопке. Получается, что предполесья несколько боль­ше подвержены действию ветра и воды, хотя сама эрозия здесь в большей мере плоскостная, так как эрозионных форм почти нет или они слабо выражены (лощинообразные, с пологими скло­нами).

Таким образом, если под катеной подразумевать ряд ПТК от вершины возвышенности до водоприемного понижения, то в це­почке ландшафтов полесье — ополье мы имеем две мезокатены: предполесье — полесье—долина реки и пред ополье — ополье—до­лина реки. Но обе эти катены тесно связаны между собой преобла­дающим западным переносом воздушных масс и составляют не­прерывную цепь геохимически и геофизически взаимосвязанных и взаимозависимых природных комплексов. Отсюда следует важ­ный методический вывод: во-первых, надо исследовать не только ополье как таковое (в данном случае это скорее аналитический подход), но и всю ландшафтную катену, началом которой оно является. А во-вторых, изучать не только каждую катену в отдель­ности, но и их цепь в непрерывном взаимодействии (синтез, ин­тегральный подход). Без тщательного анализа невозможна инте­грация, поэтому очень важна постоянная готовность к разноуров­невому анализу и синтезу.

Ф.Н. Мильков (1974) ввел в географию понятие о склоновой микрозональности ландшафтов. Природные комплексы склонов — парагенетические системы, тесно связанные в своем происхожде­нии и развитии однонаправленными склоновыми процессами. Это и есть ландшафтные катены. Считая, что выпукло-вогнутые скло­ны наиболее широко распространены на суше, Ф. Н. Мильков вы­делил на их примере четыре основные склоновые ландшафтные микрозоны — А, В, С, D.

Микрозона А — пологие присетевые и приводораздельные скло­ны, где зональные черты ландшафта мало нарушены склоновыми процессами. Их можно отнести к элювиальным ПТК или же к трансэлювиальным с преобладанием элювиальных процессов. Мик­розона В — прибровочная часть склона, чаще всего выпуклая, зна­чительной крутизны, с проявлением процессов энергичного смы­ва почв, обычно более сухая. Это типичные трансэлювиальные ПТК. Микрозона С — средняя часть склона, где процессы плоскостного смыва ослабевают и начинается аккумуляция материала. ПТК этих участков можно отнести к переходным между трансэлювиальны­ми и трансаккумулятивными. Микрозона D расположена на стыке

склона с равниной. Здесь образуются делювиальные шлейфы. ПТК этой микрозоны трансаккумулятивные.

В зависимости от формы склона микрозоны могут быть развиты по-разному. Например, на крутом выпуклом склоне господствует микрозона В; микрозоны А и D развиты слабо; микрозона Сможет отсутствовать вовсе. На склонах другой формы могут быть развиты все зоны, но ширина их может оказаться очень различной. Слож­ные склоны рассматриваются как совокупность простых, на них соответственно усложняется и чередование микрозон. Например, для древнеоползневого склона характерен следующий ряд: А, В, С, В, С, В, С, D; для свежего оползневого склона — А, В, D, В, С, D.

Ф. Н. Мильковым и его учениками построены классификации систем склоновых ландшафтных микрозон с учетом как природ­ных, так и антропогенных факторов (Бережной, 1983 и др.).

Комплексное ландшафтное профилирование как самостоятель­ный вид работ или как один из методических приемов картогра­фирования чаще всего является ни чем иным, как изучением кате-нарно сопряженных ПТК или склоновой ландшафтной микрозо­нальности, выявлением свойств склоновых ПТК, пространствен­ного их размещения, приуроченности к определенным геолого-геоморфологическим условиям, особенностей радиальных и лате­ральных связей.

Источник статьи: http://helpiks.org/5-34449.html

Вам также может понравиться

Декоративный бассейн на даче: творческий подход к созданию и комфорту отдыха

Лето — время, когда мы стремимся побегать по

Строительство и ремонт сауны на даче: Здоровье и релаксация в окружении природы

Собственная дача является прекрасным местом для отдыха

Ящики с землей для теплицы

Почему эффективны ящики в теплице? В настоящее время

Ящики пластмассовые для клумбы

Клумба из ящиков: фото, идеи, как сделать своими руками