Орлов Д.С. Химия почв

Подождите немного. Документ загружается.

тики органического вещества почв обсуждено в главе, посвященной

элементному составу гумусовых веществ.

По С. В. Зонну, илистая фракция аллитных кор (обогащенных алю-

минием) имеет отношение Si0

:Рч

0з<2,5. Коры сиаллитные характери-

зуются отношением Si0

: R

(в илистой фракции

)>2,5.

Сиаллитные

коры подразделяются, в свою очередь, на сиаллитные и феррсиаллит-

ные.

Аллитные коры подразделяются на аллитные (А1

0з резко преоб-

ладает над Ре

0з), ферраллитные (А1

Оз преобладает над Ре

0з) и

ферритные (Fe

преобладает над Si0

и А1

во всей массе коры).

Анализ мольных отношений в этом случае показывает, какие элементы

накапливаются в породе в результате выветривания.

Для оценки потери и накопления щелочных или щелочноземельных

элементов в продуктах выветривания вычисляют мольные отношения

0 + К

0 СаО -f- MgO Na

0 -KK

0 + CaO+MgO

£ ! £_ : ь_

или

—i

<-i—i

! ! 5_

Способ вычисления — аналогичный изложенному выше.

При использовании элементного состава как дополнительного при-

знака для идентификации глинистых минералов также необходимо вы-

числение мольных отношений элементов или ,их окислов. Каолинит ха-

рактеризуется мольным отношением Si:

А1

= 1:1 или Si0

А1

Оз

= 2;

такое же отношение Si:

А1

в мусковите. В минералах группы монтмо-

риллонита отношение Si0

: И

0з повышено до 4.

Следует обратить внимание на то, что при вычислении элювиаль-

но-аккумулятивных коэффициентов ЕА^ форма выражения результатов

анализа не имеет значения. По А. А. Роде, величина EA

для какого-

либо элемента R (или его окисла) выражается формулой:

где Ri и Ro — содержание элемента (его окисла) в изучаемом генети-

ческом горизонте и в неизмененной почвообразованием породе соответ-

ственно; Si и So — то же для элемента (окисла) — стабильного свиде-

теля, не мигрирующего по почвенному профилю. В качестве свидетеля

предлагалось использовать валовое содержание Si0

или Si0

кварца,

а также наиболее устойчивых минералов (турмалин, циркон). В приве-

денной выше формуле содержание окисла (элемента) можно выражать

в любой удобной форме, поскольку пересчетные коэффициенты окисла

на элемент, процента на моли и т. п. входят и в числитель и в знаме-

натель, не влияя, следовательно, на величину коэффициента EA

Фазовый состав почвы

Элементный состав почвы становится сравнительно мало инфор-

мативным, когда приходится решать вопрос о механизмах почвенных

процессов и о тех законах, которым эти процессы подчиняются.

Почвообразование осуществляется в результате множества про-

текающих одновременно или последовательно процессов и химических

реакций. Полной и достаточно стройной классификации этих процессов

пока нет.

В первом приближении почвенно-химические процессы можно под-

разделить на следующие большие группы.

Процессы трансформации органических и минеральных компо-

нентов почвы.

Процессы переноса вещества.

Специфические сложные процессы формирования отдельных поч-

венных горизонтов или почвенного профиля.

Процессы трансформации объединяют химические реакции разло-

жения, синтеза и перестройки различных веществ, входящих в почво-

образующую породу, в состав почвы или привносимых в почвы извне.

К ним относятся все реакции выветривания (разложения) минералов и

горных пород, идущие путем растворения, окисления, восстановления,

гидролиза и т. п. Сюда же входят реакции минерализации органическо-

го вещества, процессы гумификации, реакции образования и растворе-

ния осадков.

Процессы переноса вещества охватывают как внутрипочвенную миг-

рацию (в том числе внутригоризонтную, внутрипедную) вещества, так

я миграцию с переносом вещества через границу почва — сопряженная

среда (атмосфера, воды, породы). Частными видами процессов этой

группы являются элювирование и иллювирование, аккумуляция, вы-

щелачивание, лессиваж.

Процессы преобразования почвы и ее отдельных горизонтов вос-

принимаются как целостное, специфическое явление, но состоящее из

многих частных процессов и реакций. К ним можно отнести оглеение,

оподзоливание и т. п.

Понимание всех этих процессов опирается уже не на элементный

состав почвы, а на ее вещественный (молекулярный) состав. В конкрет-

ных реакциях участвуют не атомы, а ионы и молекулы, и поэтому хи-

мия почв реально базируется на свойствах молекул. Характерная чер-

та любой почвы — ее многофазность, когда молекулы одного типа

могут входить в разные фазы и поэтому в неодинаковой степени уча-

ствовать в химических реакциях.

Фазой называется совокупность гомогенных частей гетерогенной

системы, обладающих одинаковым составом и одинаковыми термодина-

мическими свойствами, независимо

от

массы. Иногда фазу определяют

как совокупность всех гомогенных частей системы, одинаковых во всех

точках по составу и по всем химическим и физическим свойствам и от-

граниченных от других частей системы некоторой видимой поверх-

ностью (поверхностью раздела).

Если исходить из этого определения, то становится ясно, что поч-

ва представляет собой многофазную систему. Излагаемые иногда

представления о почве как о трехфазной системе (твердая, жидкая, га-

зообразная фазы) не согласуются со строгим определением понятия

«фаза». Можно, очевидно, говорить о том, что почва представлена твер-

дой, жидкой и газообразной частью, но термин «фаза» употребляется в

химии и термодинамике в строго определенном смысле, и осуществлять

подмену одного термина другим, несмотря на привычные для многих

почвоведов представления, недопустимо.

Общее число твердых фаз в любой почве может быть очень ве-

лико;

полного их перечня пока нет. Многие фазы хорошо различимы

невооруженным глазом или при просмотре в оптическом и электрон-

ном микроскопах. Отдельные фазы составляют совокупности частиц

кварца, слюд, обломков полевых шпатов, кристаллов или обломков кри-

сталлов каолинита, галлуазита и т. д. Особыми фазами представлены

скопления труднорастворимых или легкорастворимых солей, оксидов,

гидроксидов. Одинаковые по составу, но различные по кристалличес-

кому строению компоненты образуют различные фазы; например, кар-

бонат кальция СаСОз может быть представлен кристаллами кальцита

или арагонита. На рис. 6 в качестве примера приведены различаемые в

электронном растровом микроскопе некоторые кристаллические твер-

дые фазы. Вещества, присутствующие в микроколичествах, образуют

микроскопические фазы, не обнаруживаемые даже электронным мик-

роскопом в сложной почвенной системе и выявляемые только метода-

ми химии. Например, цинк в твердых фазах может быть представлен в

форме карбоната ZnCC>3 (смитсонит) или фосфата Zn

(P0

)2-«H20

(гопеит).

Приведенные выше определения фазы были даны в предположении,

что система не находится под действием внешнего поля. Влияние внеш-

них полей может нарушать однородность фазы; наложение электричес-

кого поля на раствор соли (одна фаза) вызывает пространственное раз-

деление ионов в системе, т. е. приводит к неоднородности. Если это не

привело к необратимым изменениям состава, то такая неоднородность

исчезает, как только будет снято внешнее поле.

Внешними полями для почвы всегда являются поле тяготения и

магнитное поле Земли. Кроме того, почва — термодинамически от-

крытая система. В таких условиях передвижение воды под влиянием

гравитационных сил постоянно нарушает однородность почвенного

раствора. За счет движения воды и колебаний температуры осущест-

вляется и обмен почвенного и атмосферного воздуха. Под влиянием

этих сил состав почвенного раствора и почвенного воздуха не остается

неизменным в разных объемах почвы. Однако рассматривать неодина-

ковые по составу части почвенного раствора как разные фазы было бы

неверно, поскольку они не отграничены друг от друга видимой поверх-

ностью раздела, а после снятия внешних сил такая система самопро-

извольно переходит в состояние равновесия. То же следует сказать и

о почвенном воздухе.

Фазовый состав почвы не тождествен вещественному составу поч-

вы.

Число фаз может быть больше числа веществ, составляющих систе-

му. Такой случай уже упоминался: карбонат кальция может образовы-

вать минимум три фазы — кальцит, арагонит, люблинит. Возможен и

противоположный случай, когда число фаз меньше числа составляющих

веществ; очевидно, что при этом одна из фаз (или некоторые фазы)

образованы за счет нескольких составляющих веществ. Типичный при-

мер — почвенный раствор. Практически каждый химический элемент в

почве входит в состав нескольких составляющих веществ и обнаружи-

вается одновременно в нескольких фазах.

Взаимодействие веществ, входящих в разные фазы почвы, опреде-

ляется общими законами химической термодинамики. Условие равно-

весия в многофазной системе достаточно простое: химический потен-

циал |д, любого компонента многофазной системы при равновесии дол-

жен быть одинаковым во всех фазах системы:

^'=\Хх"=\1х'" = ... =Ц,»,

Ц2'=[12" = Й2"'= ...

=\12

уц*

№"=№'"*=

- =

И«'

где \х — химический потенциал г'-того (1-го, 2-го, ..., я-го) компонента

системы. Верхними индексами ц', ц" ... ц

указаны различные фазы

системы. Под компонентом здесь понимаются химически индвидуаль-

ные вещества.

Химический потенциал г-того компонента \ц связан с его активно-

стью простым соотношением:

\и

= in

+ RT In at,

где цр — химический потенциал f-того компонента в стандартном сос-

тоянии, at — его активность, R — газовая постоянная и Г — темпера-

тура. Из условия равенства химических потенциалов вытекает равен-

ство активностей одного и того же компонента во всех фазах системы.

Химический потенциал компонента равен приращению изобарного

потенциала данной фазы при введении в нее дополнительного количе-

ства компонента при прочих постоянных условиях. Исходя из приведен-

ного выше уравнения химический потенциал можно определить как

работу, которую надо затратить, чтобы изменить активность данного

компонента на единицу. В гетерогенных системах, каковыми являются

почвы, возможен самопроизвольный переход данного компонента из

той фазы, где его химический потенциал выше, в ту фазу, где хими-

ческий потенциал изучаемого компонента ниже. В соответствии с эти-

ми положениями химический потенциал (и активность) компонента

может быть использован для описания переноса, миграции и адсорбции

компонента в почве; он необходим и для прогноза потребления тех или

иных элементов растениями.

Если перенос вещества между фазами связан с изменением заря-

дов,

то условие фазовых равновесий формулируется как равенство элек-

трохимических потенциалов:

\i\

+ zF$i =

\i2 +

zFty

где Ц1 и цг — химические потенциалы компонента в двух равновесных

фазах, 2 — заряды (валентности) компонентов, F — число Фарадея,

•ф1 и гр

— электрические потенциалы в соответствующих фазах.

Так как ]x=\xo+RTlna, то, подставляя это выражение в последнее

уравнение, получим:

|л

+ RT In а

-!-

zF^

—

\л

-f RT In a

+ zFty

Отсюда

RT a

г/

^—zFty

= RT\na

—RT

или

i|5j

—

In—-.

zF a

Иными словами, скачок потенциала между фазами в такой системе

является функцией отношения активностей потенциалопределяющего

компонента.

Электрический скачок потенциала характерен для границы раз-

дела коллоидная частица—дисперсионная среда и проявляется в почве

почти у всех частиц, которые по размерам относятся к фракции ила и

физической глины.

В системе твердые фазы почвы—почвенный раствор равновесное

состояние достигается очень редко. В природных условиях однажды

достигнутое равновесие (или приближение к нему) непрерывно сме-

щается вследствие изменения температуры, испарения или гравитацион-

ного перемещения воды, обмена веществ между почвой и корневыми

системами растений, деятельности микрофлоры и почвенной фауны. Но

и в лабораторных условиях равновесные состояния редки. Многие про-

цессы взаимодействия между почвенным раствором и твердыми фаза-

ми идут медленно, в том числе и растворение труднорастворимых со-

лей. Особенно медленно протекают диффузионные процессы, гидролиз

алюмосиликатов. Наблюдаемая в лабораторных экспериментах отно-

сительная стабильность состава вытяжек или суспензий далеко не

всегда служит гарантией достижения равновесия. Чаще дело сводится

к достижению стационарного состояния, когда равновесие еще не до-

стигнуто, но процесс идет настолько медленно, что какие-либо измене-

ния в системе практически не удается обнаружить.

Изложенные особенности почвы как многофазной системы требуют

в каждом конкретном случае внимательного рассмотрения возможности-

приложения простых (или упрощенных) термодинамических уравнений

для анализа системы твердые фазы почвы — почвенный раствор.

ГЛАВА 3

СОЕДИНЕНИЯ ЩЕЛОЧНЫХ И ЩЕЛОЧНОЗЕМЕЛЬНЫХ

ЭЛЕМЕНТОВ В ПОЧВАХ

Содержание в почвах элементов I и II групп периодической систе-

мы элементов Д. И. Менделеева варьирует в очень широких пределах,

а формы их соединений разнообразны. В наибольших количествах в

почвах и породах присутствуют макроэлементы Na, К, Mg и Са; их со-

держание достигает целых процентов (весовых) или 0,3—0,9 М/кг

(табл. 7). Остальные элементы по количественному содержанию долж-

ны быть отнесены к микро- и ультрамикроэлементам.

Таблица 7

Среднее содержание элементов I и II групп

в почвах и литосфере, %

Элемент

Литосфера

0,02

2,0

1,1

4-Ю-

ыо-

Почва

0,003

0,63

1,36

п-10-

6-Ю-

Эле-

мент

Са

Ва

Литосфера

/г-10"

2,1

2,6

0,05

0,10

•—

Почва

л-10-*

0,63

1,37

0,05

0,06

8-10-'

К щелочным металлам относятся только элементы подгруппы Li—

Cs,

окислы которых при взаимодействии с водой образуют щелочи. Для

этих элементов характерна легкая отдача единственного внешнего элек-

трона с образованием одновалентного катиона и отсутствие тенденции

к присоединению электронов. Внешняя электронная оболочка у них

представлена одним электроном s

, но у К, Rb и Cs имеются предше-

ствующие незаполненные орбиты.

В соответствии с содержанием реальную конституционную роль

из щелочных металлов играют только К и Na, они участвуют в построе-

нии многих соединений, формирующих почвенную массу.

В почвах и породах К и Na входят в состав нескольких групп со-

единений. Преобладающая часть сосредоточена в кислых и основных

полевых шпатах и слюдах, важными формами соединений являются об-

менные катионы К

и Na+, входящие в почвенный поглощающий комп-

лекс,

и, наконец, растворимые соли. В почвах засоленного ряда К+ и

Na+ водорастворимых солей могут доминировать.

Соотношение разных форм соединений К и Na хорошо иллюстри-

руется схемой Н. И. Горбунова распределения элементов по различным

видам резервов. Валовое содержание элемента Н. И. Горбунов назы-

вает общим резервом, который включает непосредственный, ближний

и потенциальный резервы. Количество элемента, извлекаемое из почвы

принятыми в агрохимии вытяжками, называется непосредственным ре-

зервом. В него входят катионы растворимых солей и обменные катио-

яы.

Содержание элементов в илистой фракции почв составляет его

ближний резерв. Это преимущественно катионы межслоевых позиций

минералов с разбухающей или стабильной решеткой. Элементы потен-

циального резерва представлены преимущественно кислыми плагиокла-

зами и калиевыми полевыми шпатами, которые входят во фракции ме-

Таблица 8

Распределение К и Na по резервам (по Горбунову, 1978) мг/100 г почвы

Почва

Дерново-подзолистая

Чернозем типичный

•Солонец столбчатый

Солонец содово-суль-

фатный

Глубина,

см

0—10

29—37

48—56

100—110

0—10

70—80

270

1-3

3—15

15—30

40—50

60-75

200

0— 2

2—20

20—30

30—40

54—70

потенци-

альный

Калий

1408

1324

1273

939

1082

950

934

Натрий

361

376

343

434

465

422

1002

904

924

1276

808

Резерв

ближний

236

295

378

520

622

671

739

129

179

199

163

119

161

145

186

169

147

непосред-

ственный

224

316

217

195

207

228

273

общий

1651

1626

1660

1469

1718

1636

1685

496

779

858

«14

658

1103

1244

1317

1673

1228

ханических элементов более 0,001 мм. Распределение К и Na по резер-

вам некоторых почв показано в табл. 8.

Общее содержание (или общий резерв) зависит от механического

и минералогического состава почв. В легких почвах все виды резервов

ниже, особенно, если фракция более 0,001 мм обогащена кварцем. В поч-

вах, развитых на каолинитовых глинах, резервы ниже, чем в почвах,

обогащенных смектитовыми минералами. Ближний резерв в значитель-

ной мере зависит от емкости катионного обмена. Доля непосредствен-

ных резервов калия и натрия максимальна в засоленных почвах.

Калий входит в состав полевых шпатов и алюмосиликатов группы

слюд, особенно в состав иллитов. Калиевые полевые шпаты, встречаю-

щиеся в почвах, представлены микроклином, ортоклазом, санидином,

адуляром, общая формула которых K[AlSi30e]. Санидин, как и анорто-

клаз,

содержит и калий и натрий — (К, Na) -[AlSisOs]. Содержание ка-

лия в слюдах и полевых шпатах составляет 8—14% (табл. 9), но может

значительно варьировать в зависимости от наличия примесей или вы-

ветрелости минералов.

Натрий входит в состав конечного члена изоморфного ряда пла-

гиоклазов — альбита Na [AlSisOs], расчетное содержание Na в кото-

Таблица 9

Некоторые К- и Na-содержащие минералы

Минерал

Полевые шпаты

ортоклаз

альбит

Фельдшпатиды

нефелин

Na-нефелин

К-нефелин

лейцит

анальцим

Слюды

биотит

мусковит

флогопит

Гидрослюды

гидромусковит

Иллит

Сульфаты

тенардит

мирабилит

глауберит

полигалит

Бораты

бура

Нитраты

натриевая селитра

калиевая селитра

Хлориды

га лит

карналит

Формула

K[AlSi

]

Na [AlSi

]

mNaAlSi0

+raKAlSi0

+pCaAlSi0

+NaAlSi

KAlSi

NaAlSi

-H

K(Mg, Fe)3lAlSi

Oio](OH, F)

KAl

[AlSi

](OH)

KMg

[AlSi

](OH, F)

KAl

[(Si, А1)

Ою](ОН)

-пН

-10H

Ca(S0

)

MgCa

(S0

)

-2H

-10H

NaN0

KN0

NaCl

MgCl

-KCl-6H

Содержание, %

••—

—

—.

•—

—

9,8

8,6

—

5,4

—

13,9

—

38,6

—

ром составляет 7,8%, а также в состав других плагиоклазов, представ-

ленных изоморфными смесями альбита и анортита Са [Al

Si208].

Натрий и калий образуют однотипные соединения, но геохимичес-

кое поведение их различно. Об этом свидетельствует уже то, что нат-

рий содержится преимущественно в полевых шпатах и фельдшпатидах,

а калий — в слюдах и слюдоподобных минералах. Эти различия обус-

ловлены химическими особенностями элементов. При одинаковом за-

ряде ионы К

и Na+ существенно различаются по ионным радиусам и

степени гидратации:

Показатель Na- K

Ионный радиус, А 0,98 1,33

Число гидратации (молекул 9—11 5—6

0 на ион)

Радиус гидратированных 7,9 5,3

ионов, А

Приуроченность калия к слюдам обусловлена их кристаллохимиче-

скими особенностями. Слюды относятся к трехслойным силикатам, в

которых октаэдрический слой гидраргиллитового типа заключен между

двумя слоями кремнекислородных тетраэдров. В тетраэдрических слоях

около четверти ионов Si

замещены на А1

+, что создает избыточный

отрицательный заряд, который компенсируется ионами калия. В струк-

туре мусковита внешние атомы кислорода тетраэдрических слоев рас-

положены так, что образуют гексагональные кольца. Два трехслой-

ных пакета, образующие элементарную ячейку мусковита, совмещены

таким образом, что противоположные гексагональные кольца совпада-

ют, образуя пустоты, в которых и размещаются ионы К

в двенадцати-

кратной координации. Радиус иона К

равен 1,33 А, радиус иона кис-

лорода, соответствующий в первом приближении радиусу этих пустот,

равен 1,36

А.

Таким образом, калий плотно входит в пустоты и прочно

связывает пакеты слюды, что выгодно в термодинамическом отноше-

нии. Меньший по размерам ион Na+ (радиус 0,98 А), а тем более Li+

(радиус 0,68 А) не могут обеспечить столь выигрышного положения в

структуре слюды.

В каркасных силикатах ионы металлов расположены в пустотах же-

сткой решетки и меньший по размерам ион Na+ может легче занимать

различные положения.

Эти особенности Na и К отражаются на их распределении по ре-

зервам и по фракциям механических элементов почвы. Полевые шпаты

и другие, как их иногда называют, первичные минералы тяготеют к

крупным фракциям, тогда как слюдоподобные минералы — к тонко-

Таблица 10

Содержание Na и К в механических фракциях

глубокостолбчатого солонца, % (по Манучарову, 1973)

Фракция, мм

менее 0,001

0,001—0,005

0,005—0,01

0,01—0,05

0,05—0,25

0,25—0,5

Почва в целом

Гор.

Л,

0,29

1,20

1,34

1,16

0,24

0,09

0,74

2,02

1,98

1,40

1,33

0,60

0,14

1,46

Гор.

0,31

1,44

1,28

0,88

0,44

0,04

0,84

2,20

1,96

1,37

1,05

0,50

0,07

1,24

дисперсной части почв. В табл. 10 приведены примеры распределения

Na и К по механическим фракциям.

Оба элемента резко дифференцированы по фракциям механических

элементов. В песчаных фракциях солонца резко понижено содержание

Na и К — в 10 и даже 20 раз по сравнению с почвой в целом, что

вызвано преобладанием кварца или других минералов, не содержащих

рассматриваемых элементов. В пылеватой фракции содержание К и

Na нарастает, но затем содержание натрия резко уменьшается во фрак-

ции <0,001 мм, а количество калия непрерывно нарастает от среднего

песка к илу. Это объясняется тем, что в илистой фракции преобладают

слоистые силикаты с повышенным содержанием калия.

Специфика калия и натрия проявляется также в зональном рас-

пределении обменных К

и Na+. Обменный Na+ присутствует в значи-

тельных количествах только в солонцах и засоленных почвах как след-

ствие накопления натриевых солей в почвенном растворе. Обменный

распределен в различных почвах более равномерно в соответствии

с содержанием слюдистых минералов и емкостью катионного обмена.

Это создает необходимые условия для питания калием растений. Об-

менный К+ считается доступным растениям, и его определяют метода-

ми вытеснения; например, по методу Масловой ион К

вытесняют из

почвы 1 н. раствором CH

COONH

ПК

+СНзСООНН

=^ГШН4

+СНзСОО-+К

Почвы, богатые калием, содержат 0,3—0,5 мг-экв обменного К

в 100 г.

Сродство калия к слюдам удерживает его в составе почв и рых-

лых горных пород более прочно, чем натрий.

В результате этих особенностей почвы аккумулятивных ландшаф-

тов накапливают преимущественно натриевые, а не калиевые соли.

В почвенных растворах солончаков количество Na обычно в десятки

раз превышает содержание К (табл. 11).

Таблица 11

Содержание Na и К в некоторых соляных аккумуляциях

пустынь (по Ковде, 1973)

Объект

Почвенный раствор

солончака (Голодная

степь)

Почвенный раствор

солончака (Фергана)

Рапа (русло р. Уз-

бой)

г/л

93,40

35,61

105,07

М/л

4,06

1,55

4,57

г/л

7,03

1,23

0,34

М/л

0,18

0,03

0,009

Эта разница еще больше возрастает, если сравнивать не массы,

а количества вещества. Поскольку атомные массы Na и К различаются

почти в два раза (23 и 39), то при вычислении числа молей соотноше-

ние Na : К изменяется в пользу Na в 1,7 раза (23:39). Следовательно,

геохимическое и почвенно-химическое поведение К резко отлично от

поведения Na, хотя они и являются ближайшими соседями в периоди-

ческой системе элементов.

Соединения Са и Mg более разнообразны в почвах, чем соедине-

ния щелочных металлов, и кроме устойчивых силикатов они входят в

состав карбонатов и сульфатов, накапливающихся не только в крайне

аридных условиях, как это характерно для К и Na, но и лугово-степ-

ных почвах, и даже в некоторых почвах таежной зоны.

Конституционное значение из элементов II группы имеют только

Са и Mg; барий иногда накапливается в областях карбонатных акку-

муляций (см. рис. 6,г).

Устойчивых в условиях земной коры соединений щелочных земель

(подгруппа кальция) много больше, чем соединений щелочных метал-

лов.

Они также входят в состав полевых шпатов, фельдшпатидов и дру-

гих силикатов (пироксены, амфиболы, оливины, гранаты). Магний при-

сутствует в слюдоподобных минералах (тальк), слюдах, хлоритах

(табл. 12). Силикаты относительно устойчивы в почвенных условиях

и образуют тот основной минералогический скелет, на основе которого

формируется твердая часть почвы.

Важную почвенно-химическую и геохимическую роль играют про-

стые кальциевые и магниевые соли: карбонаты, сульфаты, фосфаты,

хлориды и фториды.

Растворимость хлоридов щелочей и щелочных земель велика и

составляет от 34 г безводного КС1 в 100 г воды до 75 г/100 г для

СаС1