3.1: Мінералогія ґрунту

Джим Уоррен і Грем Шпірс

Цілі навчання

Після завершення цієї глави студенти повинні мати можливість:

Визначте загальні мінеральні фази, знайдені в грунті
Поясніть різницю між первинними і вторинними мінералами
Охарактеризуйте вплив континентального зледеніння на розподіл корисних копалин у канадських ґрунтах
Опишіть взаємозв'язок між розміром частинок та мінералами ґрунту
Визначення ізоморфного заміщення та основи катіонообмінної здатності
Поясніть відмінності філосилікатного складу ґрунтів між східною та західною Канадою

ВСТУП

Ґрунтова мінералогія «стосується неорганічних мінералів, виявлених у педосфері та глибині вивітрювання» (Finkl, 1983). Хоча ґрунтова мінералогія значною мірою спирається на дисципліни мінералогії, геології, неорганічної хімії та кристалографії, які самі по собі є науковими дисциплінами, читачеві не потрібно мати багато попередніх знань у цих областях, щоб зрозуміти інформацію, представлену тут. Загальний підхід, прийнятий тут, базується на фактурних фракціях ґрунту (піску, мулу та глини) та містяться в ньому мінеральних компонентів.

Важливість мінеральної фракції ґрунту

Більшість ґрунтів складаються з неорганічних мінеральних матеріалів, які складають переважну основну масу ґрунту. Добре структуровані ґрунти складаються з приблизно 50% твердих речовин, більшість з яких - мінеральні матеріали (рис. 14.1), очевидним винятком є органічні ґрунти (> 30% органічної речовини).

Малюнок 14.1. Загальний об'ємний склад добре структурованого ґрунту та твердих речовин ґрунту. © Джим Уоррен ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

На цій планеті визначено близько 4500 до 5000 названих мінералів (MSA, 1997—2020; MSA, 2004—2020; Mindat, 2020), причому більшість з них або рідкісні, або знайдені в ізольованих кишенях (наприклад, економічні родовища корисних копалин) глибоко в земній корі. Мінерали - це природні неорганічні кристали з визначеним діапазоном хімічного складу. Наприклад, на сьогоднішній день найпоширенішим наземним мінералом, виявленим у канадських ґрунтах, є α-кварц (α-SiO ₂); вимовляється «альфа-кварц», де альфа відноситься до кристалічної форми. Фрагменти гірських порід також знаходяться в грунті, але вони відрізняються від мінералів тим, що породи - це «мінеральні композити», що складаються з фізичних сумішей декількох окремих мінералів. Наприклад, граніт - це магматична порода, що становить переважну більшість Канадського щита. Граніт зазвичай складається з суміші чотирьох типів мінералів: α-кварцу, польового шпату, амфіболи та слюди, які завдяки подрібненню та змішуванню в льодовиках також є загальними мінералами, що містяться в наших ґрунтах. Фрагменти гірських порід зустрічаються лише серед більших частинок ґрунту (тобто розміру піску та більших), оскільки гірські породи розбиваються на все менші фрагменти, їх фізичний розпад зазвичай відбувається вздовж кордонів між сусідніми мінералами, які є найслабшими точками всередині гірських порід, залишаючи окремі дискретні мінерали у вигляді більш дрібних фрагментів.

Більшість мінералів, що містяться в ґрунті, мають загальну різноманітність, тобто вони всюдисущі та присутні у великих кількостях, як правило, мають незначну економічну цінність або зовсім не мають. Типи мінералів у ґрунті представляють лише жменьку (<100) порівняно з усіма відомими мінералами; однак їхня поведінка у ґрунті під час взаємодії з ґрунтовим розчином (ґрунтовою водою), ґрунтовою атмосферою та органічною речовиною ґрунту має величезне значення для хімічних характеристик та природи наших ґрунтів.

Ґрунтові мінерали є природним джерелом поживних речовин рослин, які повільно виділяються з часом під час хімічного вивітрювання. Для завершення життєвого циклу всім рослинам потрібно мінімум 17 поживних елементів (див. Розділ 7). За винятком C, H та O, які рослини отримують з повітря та води, рослини отримують решту 14 елементів (N, P, K, Ca, S, Mg, Fe, B, Cl, Mn, Zn, Cu, Mo та Ni) переважно з самого ґрунту та шляхом додавання добрив, гній та інших поправок (Parikh and James, 2012; Singh and Schulze, 2015). Додаткові чотири елементи (Na, Si, V та Se) мають важливе значення для росту деяких рослин (Havlin et al., 2005). Мінерали ґрунту також сприяють здатності ґрунту утримувати поживні речовини рослин через процеси катіонного та аніонного обміну.

ҐРУНТОВІ МАТЕРИНСЬКІ МАТЕРІАЛИ

Канадські ґрунти дуже молоді порівняно з тими, що знаходяться в тропіках, які ніколи не перероблялися льодовиками (див. Главу 2). Канада містить більше льодовиків, ніж будь-яка інша країна світу (Rutter, 2015), і майже всі канадські ґрунти розроблені на льодовикових відкладеннях пізнього Вісконсіна, які були закладені приблизно від 5,000 до 18 000 років тому. Виняток становлять лише деякі невеликі райони, такі як область Кипарисових пагорбів південної Альберти та Саскачевану; незаледенілі райони північного Юкона та невеликі частини західних північно-західних територій, які не були покриті льодом під час зледеніння пізнього Вісконсіна (див. ). Для порівняння ґрунти, такі як на півдні США, Австралії, Африки та Південної Америки, мають кілька мільйонів років. Тому канадські ґрунти складаються з успадкованих мінералів, отриманих здебільшого з нижньої породи та шляхом транспортування та осадження льодовиковим льодом під час просування льоду або льодовиковими талими водами та вітром під час дезледеніння.

ПЕРВИННИЙ vs. ВТОРИННІ МІНЕРАЛИ

Земну кору можна описати в дуже широкому контексті як складається з двох основних літологій: океанічної кори, що складається здебільшого з магічних та ультрамафічних (багатих Fe та Mg) порід; і континентальної кори, яка містить більше гранітних, метаморфічних та осадових порід. Оскільки грунти розташовані в наземних районах, вони розвиваються переважно з гірських порід континентальної кори, яка в канадському контексті становить близько 85% магматичних і метаморфічних порід і 15% осадових порід.

Корисні копалини, отримані безпосередньо в результаті геологічних і геохімічних процесів в земній корі, відносять до первинних корисних копалин. Дослідження мінеральних поверхонь за допомогою мікроскопа може виявити деякі зміни внаслідок біогеохімічного вивітрювання (Spiers, et al., 1989), але більшість первинних мінералів канадських ґрунтів були лише мінімально змінені хімічними діями за останні 5 000—18 000 років.

Одного разу виведені на поверхню Землі більшість первинних мінералів не є хімічно стійкими. Хоча вони зберігаються в наших грунтах, враховуючи достатню кількість геологічного часу, вони з часом піддадуться біогеохімічним процесам навколишнього середовища і поступово вивільнять свої елементарні компоненти в навколишнє середовище. Первинні мінерали погоджують і розчиняються з різною швидкістю. Як правило, мінерали, що містять Na та K, розчиняються швидше, ніж ті, що містять Ca та Mg, які, в свою чергу, розчиняються швидше, ніж мінерали, що складаються з Si, Al та F Залізо є дещо особливим випадком, оскільки це єдиний основний елемент з двома валентностями (Fe ² ⁺ та Fe ³ ⁺) з розчинністю, що сильно відрізняється залежно від хімічного середовища. За умов відновлення (відсутності кисню) Fe, як правило, розчинний і присутній як іон Fe ² ⁺. В умовах окислення Fe ²⁺ реагує з киснем (окисленим) з утворенням іонів Fe ³⁺, які, в свою чергу, утворюють нерозчинні оксигідроксидні мінерали (ефективно склад іржі). Інші другорядні елементи (наприклад, Mn, As, U тощо) трансформуються аналогічно. Результатом є те, що у міру вивітрювання ґрунти зазвичай виснажуються в Na, K, Ca та Mg, які вилуговуються з ґрунтів, збагачуючись Si, Al та Fe ³⁺ (див. Рис. 14.2). Це також пояснює, чому океани містять підвищені концентрації розчинних солей (Na, K, Cl і SO ₄). Карбонатні мінерали (в основному CaCo ₃) утворюються або розчиняються в залежності від рН їх несучого розчину. Вони випадають в осад в лужних умовах і розчиняються в кислотних умовах. Атмосферний СО ₂ реагує з водою, утворюючи слабку кислоту (H ₂ CO ₃), яка розчиняє карбонат (та інші типи гірських порід). Глибші підземні води мають тенденцію бути лужними, таким чином сприяючи випаданню карбонату, який зазвичай знаходиться глибше в ґрунтових профілів (горизонти С)

Малюнок 14.2. Загальна тенденція хімічного вивітрювання в грунті. Адаптовано з Уоррена (1994); адаптовано Льюїсом Фаусаком. © Джим Уоррен, адаптований Льюїсом Фаусаком, ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Хоча первинні мінерали утворюються геологічними процесами, вторинні мінерали є побічним продуктом хімічного вивітрювання, що утворюється або через часткову хімічну зміну первинних мінералів, або через хімічне осадження в результаті реакції компонентів, розчинених з інших мінералів. Більшість вторинних мінералів - гідратовані алюмосилікати або оксигідроксиди Fe і Al, стійкі в грунтах. Більшість гідратованих алюмосилікатів класифікуються як філлосилікати або глинисті мінерали, які є найбільш поширеними вторинними мінералами в канадських ґрунтах. Це дуже дрібнозернисті листоподібні частинки з дуже високим співвідношенням площі поверхні до маси, що називається питомою площею поверхні (SSA). Оскільки площа поверхні обернено пов'язана з діаметром частинок, фракція розміру глини на сьогоднішній день становить найбільшу мінеральну частину наявної площі поверхні, пов'язану з мінералами ґрунту (глава 5, таблиця 5.1).

Глинисті мінерали також є найбільш хімічно реактивними неорганічними фазами ґрунтів, і кількість та тип глинистого мінералу впливають на багато властивостей ґрунту, включаючи:

пористість і розмір пор;
поведінку набряків;
стисливість і компактність;
сорбційна ємність;
обмінна спроможність; і,
гідропровідність.

Чи можете ви копати його!

Хоча вторинні мінерали утворюються і стабільні в грунтах на поверхні Землі, переважна більшість вторинних мінералів, виявлених в канадських грунтах, утворилися в далекому минулому, до пізнього вісконсінського заледеніння. Більшість ґрунтових мінералів, повторно відкладених під час останнього заледеніння, були отримані з поверхневих відкладень, що утворилися і осідали, ймовірно, неодноразово, протягом тисячоліть до останнього заледеніння. Хоча вторинні мінерали продовжують утворюватися в наших ґрунтах у відповідь на хімічне вивітрювання, загальна кількість, вироблена з моменту останньої льодовикової події, дуже мала порівняно з кількостями, повторно відкладеними під час багатьох повторних заледенінь у минулому.

МІНЕРАЛИ vs РОЗМІР ЧАСТИНОК

Середня людина із зором 20:20 може розсмоктувати окремі частинки розміром приблизно 30 мкм (0,03 мм) неозброєним оком. Це приблизний поділ (0,05 мм) між піщаними і муловими частинками грунту (рис. 14.3). Для порівняння, товщина людського волосся знаходиться в межах від 0,1 до 0,04 мм. Це означає, що середня людина з досить хорошим поглядом може легко розрізняти окремі частинки розміру піску неозброєним оком (без збільшення), але не може розрізняти більшість окремих частинок мулу і, безумовно, не може вирішити частинки розміру глини. Дослідження частинок розміром мулу вимагає збільшення за допомогою світлового мікроскопа, тоді як частинки розміру глини можуть бути вирішені лише за допомогою електронної мікроскопії (Smart and Tovey, 1981) або атомно-силової мікроскопії (Liu, 2003).

Розподіл ґрунтових мінералів змінюється залежно від розміру частинок (рис. 14.3). Виходячи з фракцій крупності зерен, визначених в Канадській системі класифікації ґрунтів (SCWG 1998), у фракції розміру піску (частинки діаметром 2-0,050 мм) переважають первинні мінерали. Первинними мінералами є в основному кварц, польові шпати та інші первинні силікатні мінерали, тоді як у фракції розміром глини (діаметром <0,002 мм) переважають вторинні філлосилікати та оксигідроксиди заліза та алюмінію. Фракція розміром мулу (діаметр 0,05-0,002 мм) є проміжною за розміром між піском і глиною і зазвичай містить суміш як первинних, так і вторинних мінералів.

Малюнок 14.3. Розмірний розподіл мінералів в грунті. Площа в межах цифри позначає відносну кількість корисних копалин. Фракції розміру частинок на основі Канадської системи класифікації ґрунтів (SCWG, 1998). © Loganathan (1987) адаптований Льюїсом Фаусаком ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Елементарна достаток і мінеральні структури

Існує 91 природний елемент, всі з яких знаходяться в певній концентрації в грунті. У таблиці 14.1 наведено перелік 70 елементів в порядку зменшення чисельності в гірських породах земної кори і в грунтах. Більшість елементів замінюють один одного в межах кристалічної структури мінералів в залежності від їх розміру і валентності. Про це буде більш детально розказано далі в цьому розділі. Залежно від розчинності та стійкості до хімічного вивітрювання, вміст деяких елементів, що містяться в ґрунтових мінералах, збільшується щодо чисельності земної кори (наприклад, Si та O), тоді як концентрація більшості елементів зменшується у міру їх викиду в навколишнє середовище (порівняйте кількість елементів земної кори з ґрунтом достаток; табл. 14.1).

Таблиця 14.1. Загальний вміст (мг кг ^-1) обраних елементів у порядку чисельності в гірських породах континентальної кори та ґрунтах (адаптовано з Боуена, 1979 р.)

Елемент	скоринка	Грунт	Елемент	скоринка	Грунт
O	464000	490000	Б	10	38
СІ	281500	330000	Чт	9.6	14
Аль	81650	71000	См	6	6
Fe	53000	32000	бог	5.4	3.5
Ca	38650	15000	Cs	3	3
Na	26150	10900	День	3	5.7
К	23950	18300	Yb	3	3.9
Мг	21950	8300	Hf	3	7.7
Ti	5050	5100	Бути	2.8	1.5
Р	1050	800	Ер	2.8	3
Мн	950	760	У	2.7	2.2
F	625	270	Br	2.5	43
Ба	425	568	Сн	2	5.8
Sr	375	278	Та	2	1.2
S	260	433	Як	1.8	11
Зр	165	345	Ге	1.5	3
V	135	108	Пн	1.5	1.9
Cl	130	485	Ш	1.5	1.1
Cr	100	84	ЄС	1.2	1.3
Рб	90	120	Хо	1.2	0.8
Ni	75	34	Tb	0.9	0,85
Zn	70	60	Я	0.5	7.1
Ce	60	84	Лу	0.5	0,46
Cu	55	26	Тм	0,48	0,62
У	33	28	Тл	0,45	0,25
Ла	30	41	Cd	0.2	0.6
Нд	28	44	Сб	0.2	1.7
Co	25	12	Бі	0,17	0.5
Sc	22	10	В	0.1	1
Лі	20	31	Hg	0,08	0.1
Нб	20	14	Ag	0,07	0,05
Га	15	21	Се	0,05	0.4
Пб	12	29	Пт	0,001	0,001
Пр	11	6.5	Au	0,001	0,001
Примітка: Не включає водень, вуглець, азот, благородні гази або елементи, знайдені в ультра-слідових (<0,001 мг кг ^-1) кількостях. Найновішу версію цієї таблиці можна знайти на сайті https://earthref.org/GERMRD/10/. Див. Шпилі та ін. (1989a) для окремих елементів ґрунтів Альберти.

Більш детальне вивчення стихійних достатків вказує на те, що на вісім найбільш поширених елементів (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K і Mg) припадає майже вся маса (99%) земної кори (табл. 14.2). Розглядаючи атомні радіуси, далі вказує на те, що майже 85% земної кори за обсягом складається з кисню у вигляді оксидів. Зокрема, мінерали на основі оксидів (O ^2-) утворюють фундаментальну основу більшості мінералів у земній корі з основними катіонами (Si, Al, Fe, Ca, Na, K та Mg), що підходять між атомами кисню на атомному рівні.

Таблиця 14.2. Радіус O ^2- та основних катіонів, чисельність земної кори, радіусні співвідношення та прогнозовані координаційні числа

Елемент	Атомний радіус (нм)	Достаток за масою (%)	Достаток за обсягом (%)	Коефіцієнт радіусу	Прогнозований координаційний номер (CN)
О ^2-	0,14	0,464	0,845	на*	на*
Сі ⁴⁺	0,04	0,282	0,012	0,29	4
Аль ³⁺	0,054	0.0817	0,0083	0,38	4
Фе ³⁺	0.065	0,053	0,0094	0,46	6
Фе ²⁺	0.078	Вкл.**	Вкл.**	0,56	6
Ка ²⁺	0.112	0,0387	0.0361	0,80	8
Na ⁺	0.097	0.0262	0.0285	0.69	6
К ⁺	0.151	0,022	0.0548	1.08	12
^{Мг 2+}	0.072	0,024	0,0054	0,51	6
Всього		0.9909	1
Примітка: na = не застосовується. *: велика кількість Fe ²⁺ входить до складу Fe ³⁺

Кристалічну структуру мінералів на атомарному рівні можна легко візуалізувати, якщо припустити, що кисень та інші іони металів діють як жорсткі сфери з фіксованими радіусами. Хоча це не зовсім так, це корисна концепція для візуалізації кристалічних структур. Геометрія цих жорстких сфер регулюється Правилами Паулінга (Pauling 1929), де перше правило стверджує, що відстань між катіоном та аніоном є сумою їх радіусів. Іони в кристалічній структурі, як правило, збирають стільки протилежно заряджених іонів навколо себе, скільки дозволяє розмір. Кількість іонів O ², які можуть оточувати центральний катіон, називається координаційним числом (CN). Великі катіони (наприклад, K ⁺) мають високі координаційні числа через їх великі обсяги, тоді як малі катіони (наприклад, Si ⁴⁺) мають низькі координаційні числа (рис. 14.4). Також зауважте, що ті катіони з великими атомними радіусами та низькою валентністю (K ⁺ ^{та Na +}) є найбільш мобільними, тоді як ті, що мають менші радіуси та високий заряд (Si ⁴⁺^{, Al 3+} ^{та Fe 3 +}) набагато менш рухливі.

Рисунок 14.4: Відносні розміри (діаметри в нм) основних іонів ґрунту © Maxime Paré ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Оскільки іони мають тенденцію оточувати себе якомога більшою кількістю протилежно заряджених іонів, прогнозування координаційних чисел вимагає використання лише відносних розмірів іонів, виражених у відношенні радіуса:

(1) $\ begin {рівняння*} Радіус\; Коефіцієнт\; RR =\ frac {Радіус\; з\; Катіон} {Радіус\; від\; Аніон\; (O^ {2-})}\ end {рівняння*}$

У таблиці 14.3 наведено діапазони радіусних співвідношень, що відповідають загальним координаційним числам і відповідним структурним одиницям. Деякі перекриття і невизначеність виникають через те, що припущення про трактування іонів як жорстких сфер з постійними радіусами не є суворо вірним. З огляду на це, іони, як правило, взаємозамінні, якщо їх розмір не відрізняється більш ніж на 15%, а їх валентності не відрізняються більше ніж на одну одиницю. Насправді іони не сферичні і їх радіуси трохи змінюються з різними координаційними числами. В результаті деякі елементи мають не одну загальну координаційну геометрію. Наприклад, алюміній зазвичай зустрічається як у чотиригранних (CN=4), так і в октаедричних (CN=6) одиницях. Заміщення катіонів всередині мінеральних структур називається ізоморфним заміщенням і буде більш детально розглянуто далі в цьому розділі.

Геометрію іонів навколо центрального іона можна візуалізувати як координуючий багатогранник. У мінералогії ці багатогранники зазвичай будуються з розташування аніонів; навколо катіонів, але іноді катіони можуть взагалі відсутні. На сьогоднішній день найпоширенішими багатогранними структурами, що складають більшість ґрунтових мінералів, є тетраедр (чотиристороння структура з чотирма атомами кисню, що координують навколо Si) та октаедр (восьмистороння структура з шістьма атомами кисню, що координують навколо алюмінію; рис. 14.5). Оскільки Si і O на сьогоднішній день є найпоширенішими елементами ґрунту, мінерали з чотиригранними структурами складають основу для багатьох загальних первинних мінералів. Листоподібні філлосилікати, що складаються з комбінації тетраедрів кремнезему та октаедронів алюмінію, є вторинними мінералами, що домінують у фракції розміру глини (<0,002 мм). Філлосилікати будуть розглянуті більш детально далі в цьому розділі.

Таблиця 14.3. Радіусні співвідношення координаційних чисел та пов'язаних структурних одиниць для більшості катіонів відносно структурного кисню (O ^2-) у мінералах

R _{катіон/R} _{(O ^2-)} Діапазон	Координаційний номер (CN)	Одиниця багатогранника
0,155-0,225	3	Трикутний
0,225-0,414	4	Тетраедричний
0,414-0,732	6	Восьмигранний
0,732-1	8	Кубічний
>1	12	Кубоктаедр

Малюнок 14.5. а) Ескізи, що представляють одну чотиригранну одиницю. б) Одинарна октаедрична одиниця. © Даршані Кумарагамаж, Univ. of Вінніпег ліцензується на умовах ліцензії CC BY (Зазначення авторства).

Принципова відмінність мінеральних структур полягає в кількості спільних атомів кисню, що виникає між сусідніми тетраедрами. Хоча існує кілька типів мінеральних структур та класифікацій; загалом кажучи, більшість поширених ґрунтових мінералів складаються з повторюваних силікатних тетраедр (SiO ₄) одиниць, які потрапляють в один із чотирьох спрощених загальних типів конструкцій:

ізольовані тетраедри кремнезему (неосилікати);
ланцюги з тетраедри кремнезему (іносилікати);
каркасні тетраедри (тектосилікати); і,
листи тетраедри (поєднані з октаедричними одиницями; філлосилікати).

Деякі загальні ґрунтові мінерали, перераховані відповідно до кількості спільних атомів кисню між сусідніми тетраедрами, наведені в таблиці 14.4.

Таблиця 14.4. Деякі з поширених ґрунтових мінералів

Обмін киснем в тетраедрі	Загальні мінеральні групи	Приклад назви мінералу	Узагальнений ідеальний склад
Неосилікати	Олівіни	Фостерит	Мг ₂ SiO ₄
Немає спільного доступу
ізольовані тетраедри		Файаліте	Фе (II) ₂ SiO ₄
іносилікати	Піроксени	Енстатит	MgSiO ₃
Один кисень поділився		Діопсид	(Са, Мг) SiO ₃
		Аугіт	(Са, Мг, Фе (II), Al) SiO ₃
іносилікати	Амфіболи	Тремоліт	Са ₂ _{Мг 5} [Si ₈ O ₂₂ (ОН) ₂]
Два кисню поділилися		актиноліт	Са ₂ (Мг, Фе (II)) ₅ [Si ₈ O ₂₂ (ОН) ₂]
		рогова обленда	(Са, Na) (Mg, Fe (II), Al) ₅ [(Al, Si) ₈ O ₂₂ (ОН) ₂]
Філлосилікати		Каолініт	Сі ₂ Ал ₂ О ₅ (ОН) ₄
Три кисню поділилися		москвич	КЛ ₃ (АлСі ₃ О) ₁₀ (ОН ₂)
Тектосилікати всі чотири кисню спільними	каркасні силікати	Кварц	α-SiO ₂
		польові шпати	(Са, На, К) (Ал _х Сі _(3-х)) О ₈

МІНЕРАЛИ ФРАКЦІЇ РОЗМІРУ ПІСКУ (2 мм — 0,05 мм)

Кварц

Кварц (SiO ₂) або, точніше, α-кварц (α-SiO ₂), є найпоширенішим мінералом, що зустрічається в канадських грунтах, зазвичай становить більшість фракції піску (рис. 14.3). Кварц - це каркасний силікат (тектосилікат) з усіма чотирма атомами кисню в його тетраедрони кремнезему, розділені між сусідніми тетраедрами Al, Si ₃ (рис. 14.6). Він належить до гексагональної кристалічної системи.

Коли тетраедри поділяють всі атоми кисню з сусідніми тетраедрами, вони утворюють дуже міцний 3-вимірний каркас зв'язків Si-O. Кварц по суті чистий SiO ₂. Негативний заряд атомів O точно врівноважений Si, що не вимагає інших зв'язкових іонів. Під мікроскопом більшість екземплярів зазвичай мають блискучі фрагменти неправильної форми, що з'являються або білими, молочними, а іноді і прозорими. Для тектосилікатів характерна хімічна структура тривимірного каркаса кварцу. Повторювані одиниці SiO ₂ в чотиригранній конфігурації. Si-O зв'язки є дуже міцними ковалентними зв'язками, високостійкими до атмосферних впливів, але в цілому не хімічно стабільними в грунті. Розчинність кварцу дуже низька, а швидкість вивітрювання (розчинення) надзвичайно повільна. Таким чином, кварц має високу стійкість у ґрунті з повільною швидкістю розчинення порівняно з більшістю інших мінералів, що призводить до набагато більшої стійкості, з відносними кількостями, що накопичуються з часом (наприклад, горизонти Ae підзолистих та лювізолистих ґрунтів). Візуально кварц виглядає зазвичай у вигляді прозорих, білих або сірих склоподібних фрагментів, але іноді існує у вигляді жовтих, коричневих, фіолетових, рожевих або червоних фрагментів, які можна легко побачити неозброєним оком або лінзою руки. Кварц зазвичай становить близько 40-60% фракції піску (2,0-0,05 мм), основну фракцію мулового діапазону (0,05-0,002 мм) і присутній у невеликих кількостях у глинистої (<0,002 мм) фракції канадських ґрунтів (див. Рис.

Малюнок 14.6. Схематичне зображення тривимірної атомної структури кварцу. Ілюстрація з відкритого навчального сайту геології (https://opengeology.org/Mineralogy/1...al-structures/). © Декстер Перкінс, Університет Північної Дакоти (відкритий електронний підручник Мінералогія 2020) ліцензується на умовах ліцензії CC BY-NC-SA (Із Зазначенням Авторства Некомерційна Поширення На Тих Самих Умовах).

польові шпати

Польові шпати насправді є групою мінералів, що складають другу за поширеністю тектосилікатну групу, знайдену в грунті (після кварцу), на частку якої зазвичай припадає 15-35% фракції піску (рис. 14.3). Польові шпати складають велику частину гранітних і метаморфічних порід. Тому польові шпати складають значну частину нашого грунту. Існує багато мінеральних видів, що складають групу польового шпату, причому всі мають загальну формулу X (Al, Si) ₄ O ₈, де X найчастіше K, Na або Ca з іонами Al та Si, що складають чотиригранні одиниці. Інші іони, такі як Ba, Zn, Rb, Sr та Fe ²⁺, також замінюють X у структурах польового шпату (King 2020). Польові шпати зазвичай виглядають брудно-білими, з різними відтінками червоного, оранжевого, коричневого та іноді зеленого. 3D каркас польових шпатів складається з одиниць, починаючи від AlSi ₃ O ₈ до Al ₂ Si ₂ O ₈ в конфігурації «перегнутої стрічки» (рис. 14.7а). K, Na або Ca знайдені в порожнечах перегинів з достатньою кількістю Al, що замінює Si в межах перегнутої стрічкової структури, щоб виробляти негативний структурний заряд для нейтралізації позитивного заряду на катіоні.

Малюнок 14.7. **(а)** Структурне атомне розташування (перегнута стрічка) польових шпатів. © Даршані Кумарагамаг. КУБ.СМ ПО. **(b)** Композиційна потрійна діаграма для мінералів польового шпату. Адаптовано Джимом Уорреном з Кінга (2020). © Король 2020; Даршані Кумарагамаж, Університет Вінніпега, адаптований Джимом Уорреном.

Найбільш поширені мінерали польового шпату і їх діапазони за складом проілюстровані на потрійній діаграмі (рис. 14.7б). Ортоклаз і мікроклін - це мінеральні назви, які даються польовим шпатам з однаковим хімічним складом, в якому переважає калій (KAlSi ₃ O ₈) з незначними кількостями (приблизно до 25%) Na, що замінює K в структурі (рис. 14.7B). Ортоклаз і мікроклін є поліморфами, що означає, що вони мають однаковий хімічний склад, але різні кристалічні форми. Ортоклаз має моноклінну кристалічну форму, тоді як мікроклін - триклінічний. Польові шпати, що містять більше 25% Na, але менше 75% К складають мінерал санідин [(K, Na) AlSi ₃ O ₈]. Польові шпати в межах повного діапазону композицій K і Na (ортоклаз/мікроклін, санідин до альбіту), як правило, називають лужними польовими шпатами (рис. 14.7B). Польові шпати натрію і Са зустрічаються в безперервному ряду, званому плагіоклазовим рядом, зі складами, починаючи від NaAlSi ₃, O ₈ до CaAl ₂_{, Si 2}, O ₈, де заряд на кількість Na і Ca в структурі нейтралізується заміщенням Al на Si. в чотиригранних перегибах. Плагіоклазним польовим шпатам зі специфічними складами дають специфічні назви мінералів, перераховані в таблиці 14.5. Серія плагіоклазів мінералів є прикладом серії твердого розчину, де склад варіюється між двома кінцевими мінералами (тобто альбітом; NaAlSi ₃ O ₈ і анортит; CaAl _{2 Si ₂} O ₈), які мають однакову основну хімічну формулу, але досвід підміни елементів на одному або декількох атомних майданчиках.

Кварц і польові шпати мають однакову питому вагу і твердість, тому вони, як правило, транспортуються і осідають разом. На відміну від кварцу, польові шпати мають кілька площин розщеплення, уздовж яких мінерали руйнуються, роблячи їх крихкими і більш схильними до механічного руйнування при ударі під час фізичного транспортування. Ці площини розщеплення є площинами слабкості, вздовж яких вода та мікробні ексудати можуть проникати та прискорювати їх хімічну зміну. Організми, такі як бактерії та грибкові гіфи, також проникають у ці площини слабкості, щоб посилити деградацію польового шпату. Отже, польові шпати, як правило, вивітрюються і розчиняються швидше порівняно з кварцом (Cousineau, 2020).

Таблиця 14.5. Діапазон за складом для плагіоклазу польових шпатів

Ім'я мінералу	% АнаЛСі ₃ O ₈	% Акаль ₂ Si ₂ O ₈	Діапазон композиції
Альбіт	90-100	0-10	Na (Аль, Si ₃ O ₈) — Na _0.9 Ca _0.1 (Аль _1.1 Si _2.9 O ₈)
Олігоклаз	70-90	10-30	Na _0.9 Са _0.1 (Аль _1.1 Si _2.9 O ₈) — Na _0,7 Са _0,3 (Аль _1.3 Si _2.7 O ₈)
Андезин	50-70	30-50	Na _0,7 Са _0,3 (Аль _1.3 Si _2.7 O ₈) - Na _0,5 Са _0,5 (Аль _1.5 Si _2.5 O ₈)
Лабрадорит	30-50	50-70	Na _0,5 Са _0,5 (Аль _1.5 Сі _2,5 О ₈) - Na _0,3 Са _0,7 (Аль _1,7 Si _2,3 О ₈)
Байтауніт	10-30	70-90	Na _0.3 Са _0,7 (Аль _1.7 Si _2.3 O ₈) - Na _0.1 Са _0,9 (Аль _1.9 Si _2.9 O ₈)
Анортит	0-10	90-100	Na _0.1 Са _0,9 (Аль _1.9 _{Сі 2.9} О ₈) - Са (Аль ₂ Сі ₂ О ₈)

«Важкі» мінерали

«Важкі» мінерали являють собою узагальнену групу «інших» первинних мінералів, які зазвичай зустрічаються лише в незначних кількостях (2-5%) у піщаній фракції канадських ґрунтів. Деякі з цих мінералів мають темний колір через високий вміст Fe і Mg. Інші, такі як гранат і гематит, темно-червоні, а циркон - від жовтого до безбарвного. Важкі мінерали можуть бути виділені з піску та мулових фракцій на основі поділу щільності (Andò, 2020). Важкі мінерали, як правило, не зустрічаються у фракції розміру глини. Важкі мінерали здебільшого, як правило, визначаються як мають щільність частинок (питома вага) більше 2,90 г/см ³ (Andò, 2020). Деякі поширені мінерали, виявлені в піщаній фракції грунтів, наведені в таблиці 14.6. Хоча важкий мінеральний компонент є лише незначним мінеральним компонентом піщаної фракції, він може постачати багато важливих поживних речовин рослин через прогресивне вивітрювання.

Після виділення важка мінеральна фракція може бути досліджена кількома методами, включаючи легку та електронну мікроскопію в поєднанні з комп'ютерними методами машинного навчання (Maitre et al., 2019), порошкову рентгенівську дифракцію та інші фізичні чи хімічні методи. Важкі мінерали, як правило, включають магічні мінерали, як правило, з високою концентрацією Fe і Mg. Макроскопічно піроксени і амфіболи важко відрізнити один від одного, так як обидва вони темного кольору. Як правило, кристали піроксену коротші кристали, тоді як амфіболи мають довші голчасті кристали. Інші мінерали у важкій мінеральній фракції можуть включати гранати (X ₃, Al ₂, Si ₃ O ₁₂ були X можуть бути Mg, Fe (II), Mn або Ca), магнетит (Fe ₃ O ₄), хроміт (Fe, Cr (III), ₂ O ₄), гематит (Fe ₂ O ₃₎), циркон (ZrSiO ₄), рутил (TiO ₂).

Таблиця 14.6. Деякі поширені мінерали у фракції розміру піску з пов'язаною щільністю

Дракція щільності	Мінеральні	Щільність (г см ^-3)
«Легка» фракція (щільність <2,9 г см ^-3)	кварц	2.65
«Легка» фракція (щільність <2,9 г см ^-3)	польові шпати	2,55-2,76
«Важка» фракція (Щільність >2,9 г см ^-3)	олівін	3.22-4.39
	аугіт (піроксин)	2.96-3.52
	рогова обленда (амфібола)	3.02-3.45
	гематит (Fe ₂ O ₃)	5.26
	магнетит (Fe ₃ O ₄)	5.2

МІНЕРАЛИ ФРАКЦІЇ МУЛОРОЗМІРНОЇ (0,05 — 0,002 мм)

Мулорозмірна фракція ґрунтів є проміжною за розмірами та мінералогією між піщаною та глинистою фракціями. Отже, мулова фракція ефективно містить фізичну суміш мінералів, що містяться як у фракції розміру піску, так і у фракції розміру глини. Тому читачі направляються до цих розділів цієї глави для подальшого обговорення.

Чи можете ви копати його!

Терміни «глина» і «глиняний мінерал» часто використовуються як взаємозамінні і бачать звичайне вживання в науковій літературі; однак їх використання може бути неоднозначним, а іноді і вводити в оману. Термін «глина» зазвичай використовується для позначення глинистого ґрунту або фракції розміру глини (частинки діаметром <0,002 мм). «Глинисті мінерали» відносяться саме до філлосилікатів, які складають більшість «глини» в ґрунті, але не включають оксигідроксиди та аморфні алюмосилікати. Незважаючи на те, що не філлосилікати, у фракції розміром з глину також можуть бути присутніми численні мінерали розміром з пісок, описані вище.

МІНЕРАЛИ ГЛИНИСТОЇ (менше 0,002 мм) ФРАКЦІЇ

Як обговорювалося раніше, фракція глинистого розміру складається здебільшого з вторинних гідратованих алюмосилікатів. Ці мінерали дуже дрібнозернисті і, таким чином, мають дуже високий SSA і становлять найбільшу частину наявної та реактивної мінеральної поверхні в грунті (глава 5, таблиця 5.1). Крім того, мінерали в глинистій фракції мають як постійний, так і змінний pH заряд, здатний залучати та утримувати поживні речовини рослин з прямим і непрямим впливом на родючість ґрунту. Коротше кажучи, вони є найбільш хімічно активними неорганічними фазами в грунті.

ЛИСТОВІ СИЛІКАТИ: ФІЛЛОСИЛІКАТИ

На сьогоднішній день найпоширенішим типом мінералів у фракції розміру глини є силікати аркуша або шару, які називаються філлосилікатами (грецька; філон означає лист або лист), які відображаються як плоскі листові структури на фотографіях (наприклад, Beutelspacher та Van Der Marel, 1968). Філлосилікати - це кристалічні мінерали, зі структурою, що складається з шарів повторюваних атомних одиниць; таким чином дається назва «шар» або «листові» алюмосилікати. Основні шари складаються з чотиригранних та восьмигранних листів, які зустрічаються в різних комбінаціях, утворюючи різні філосилікатні мінеральні види.

Тетраедричні листи складаються з повторюваних тетраедра (чотиригранних) одиниць, кожна з яких містить атом Si, оточений чотирма атомами O. Три з чотирьох атомів O поділяються з сусідніми тетраедричними одиницями, які називаються базальними атомами O. Один неподілений О називається верхівковим О (рис. 14.8). Спільні базальні атоми O об'єднуються, утворюючи аркуші, які тривають у двох вимірах до нескінченності.

Малюнок 14.8. Розташування атомів у чотиригранному аркуші. © Darshani Kumaragamage, Univ. з Вінніпега ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Октаедричні аркуші, знайдені в філлосилікатах, складаються з декількох одиниць октаедра, кожна з яких містить атоми Al та/або Mg, оточені шістьма атомами O або OH ^- групами. Три атоми O (або OH ^- групи) виникають у нижній площині, причому три атоми кисню (або гідроксильні групи) у верхній площині затискають атоми алюмінію або магнію між ними, утворюючи восьмигранну (октаедричну) конфігурацію та псевдогексагональну форму. Ці одиниці об'єднуються шляхом спільного використання атомів O, утворюючи восьмигранний лист, що розширюється в двох вимірах до нескінченності (рис. 14.9). Коли центральний катіон октаедра є тривалентним, таким як алюміній (Al ^{3 +}), лише два з трьох (2/3) ділянок катіонів у октаедричному аркуші вимагають заповнення, щоб нейтралізувати заряд оточуючими атомами O або OH ^- іонами. В даному випадку восьмигранний лист відносять до діоктаедричним (рис. 14.9). Коли центральний катіон октаедра двовалентний, наприклад Mg ²⁺, то всі три з трьох (3/3) ділянок катіонів у восьмигранному аркуші вимагають заповнення, щоб нейтралізувати негативний заряд навколишнього O або OH ^-. В даному випадку восьмигранний лист іменується як триоктаедричний (рис. 14.9).

Малюнок 14.9. Розташування атомів у восьмигранних аркушах. © Darshani Kumaragamage, Univ. of Winnipeg ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Філлосилікатні структури мають чотиригранні та восьмигранні листи, об'єднані для утворення шарів шляхом спільного використання верхівкового атома O тетраедричного листа з атомами O у восьмигранному аркуші. Філлосилікати, що складаються з одного чотиригранного листа і одного восьмигранного листа, називаються філлосилікатами типу 1:1. Ті, що складаються з двох чотиригранних листів, що перетинають один октаедричний лист між ними, називаються філлосилікатами типу 2:1. Філлосилікати складаються з багатьох шарів (тип 1:1 або тип 2:1), укладених один на інший з певною формою склеювання між шарами. Область, розташована між двома сусідніми шарами 1:1 або 2:1, називається міжшаровою областю. Деякі філлосилікати типу 2:1 можуть також містити додатковий октаедричний лист, повністю складений з гідроксидів в області прошарку. Вони називаються філлосилікатами типу 2:1 або 2:2. Основна поведінка та властивості різних філосилікатів значною мірою продиктовані характеристиками, пов'язаними з міжшаровою областю глин, виявлених у даному ґрунті.

ізоморфне заміщення

Крім своїх надзвичайно великих SSA, філлосилікати також електрично заряджені завдяки заміщенню центральних катіонів всередині тетраедричних або восьмигранних листів на інші аналогічного розміру, але різної валентності (табл. 14.2). У таблиці 14.3 наведені діапазони радіусних співвідношень, що відповідають загальним координаційним числам і відповідним їм структурним одиницям. Іони, як правило, взаємозамінні всередині структури, якщо їх розмір не відрізняється більш ніж на 15%, а валентності не відрізняються більше ніж на одну одиницю. Заміна відбувається в момент утворення філлосилікатів. Заміна катіона нижчої валентності на інший аналогічного розміру надає структурі мінералу чистий негативний заряд, оскільки заряд на навколишніх атомах O не врівноважений повністю. Наприклад, тривалентний алюміній (Al ³⁺) може замінити деякі чотиривалентні атоми кремнію (Si ⁴⁺) в чотиригранному аркуші. Менший заряд Al в порівнянні з Si створює дефіцит заряду з отриманим чистим негативним зарядом всередині чотиригранного аркуша структури. Аналогічно, в діоктаедричних листах Mg ²⁺^{, Fe 2+} або інші двовалентні катіони можуть замінити деякі Al ³⁺, що призводить до додаткового негативного заряду, пов'язаного з октаедричним листом структури. Аналогічно Li ⁺, хоча і зустрічається в низькій кількості (табл. 14.1), також іноді замінює Mg ²⁺ в триоктаедричних філлосилікатах (лепідоліт).

Для нейтралізації негативних зарядів, що утворюються ізоморфним заміщенням в структурі філосилікатів, позитивно заряджені катіони притягуються з ґрунтового розчину до поверхні мінералів. Ці заряджені нейтралізуючі катіони, які мігрують в область прошарку філосилікатів, називаються обмінними катіонами. Ці катіони здатні обмінюватися з іншими катіонами в грунтовому розчині. У сукупності загальна велика кількість негативного заряду на глинистій структурі називається катіонообмінною здатністю (ЦВК). Велика кількість ділянок негативного заряду (щільність заряду); розташування негативних зарядів (чотиригранний і/або октаедричний лист), а також тип катіону в області прошарку, що нейтралізує заряд (наприклад, Na ⁺, Ca ²⁺, Mg ²⁺, K ⁺ або інші) все визначити здатність філосилікату розширюватися (набухання глини), і контролювати здатність утримувати грунт і поживні речовини рослин.

Міжшарова область

Окрім залучення та утримання катіонів, характер міжшарової області деяких філосилікатів також може контролюватися водневим зв'язком. У глинистих мінералах типу 1:1 гідроксильні групи, пов'язані з восьмигранним листом в структурі, стикаються з шаром атомів O, утворених верхівковим Os в сусідньому шарі 1:1 (рис. 14.10). Результатом є те, що водневе з'єднання утримує шари 1:1 близько один до одного, утворюючи дуже стабільну структуру. Отже, всі філлосилікати типу 1:1 не розширюються і, таким чином, не набухають.

На відміну від цього, водневий зв'язок не відбувається в глинистих мінералах 2:1, оскільки базальні атоми O у двох сусідніх шарах стикаються один з одним без OH ^- груп (рис. 14.11). Таким чином, одиничні шари утримуються разом слабшими електростатичними силами, пов'язаними з будь-яким нейтралізуючим катіоном, що займає область прошарку для нейтралізації негативних зарядів, пов'язаних з ізоморфним заміщенням всередині структур шару. Міжшарові катіони можуть бути будь-якою комбінацією Ca ²⁺, Mg ²⁺, Na ⁺, K ⁺, NH ⁴⁺, рослинних поживних речовин (Zn ²⁺ Cu ²⁺, Mn ²⁺, Ni ²⁺), заліза (Fe ²⁺, Fe ³⁺), алюмінію (Al ³⁺) або інші катіони. Ці катіони, як правило, обмінні і мають певну кількість води, пов'язаної з катіоном.

Ступінь розширюваності глинистого мінералу 2:1 залежить від загального шару заряду; розташування шарів заряду (чотиригранних проти октаедричних ділянок) та характеру обмінного катіону. Філлосилікати 2:1 з низьким шаром заряду (<0,6 на одиницю формули) - зазвичай пов'язані з октаедричним листом - зазвичай виявляють здатність до набухання. Властивості набухання зазвичай пов'язані зі смектітами (див. Таблицю 14.7). Філлосилікати 2:1 з більш високим шаром заряду (> 0,6 на одиницю формули) - зазвичай пов'язані з тетраедричними листами - набагато рідше виявляють властивості набухання. Філлосилікатами 2:1, що не набухають, є вермикуліти та слюда (табл. 14.7).

Вода є полярною молекулою, що дозволяє розвивати гідратаційні сфери зі змінним катіоном. Двовалентні катіони, такі як Ca ²⁺ і Mg ²⁺, зазвичай мають два шари води, пов'язані з ним в області прошарку глинистих мінералів 2:1 з меншим загальним зарядом шару. Великі одновалентні катіони, такі як Na ⁺ ^{і K +}, очевидно, мають менший заряд, не настільки здатні, як двовалентні катіони, утримувати структури 2:1 разом, і тому можуть дозволити більше молекул води бути включені в область прошарку. У цих умовах структури 2:1 відокремлюють у багато разів свою початкову («суху») конфігурацію, і глина, як кажуть, є набухання глини. Це характерно для групи смектитів з філлосилікатів 2:1 (див. Нижче). Зверніть увагу, що крім води, полярні органічні молекули також можуть мігрувати в область прошарку.

У деяких випадках міжшаровий катіон у філлосилікатах типу 2:1 може стати гідроксильованим у шість разів (октаедрична координація). Такий випадок з Al, Mg і Fe. У цих випадках прошарок заповнюється додатковим октаедричним листом, який не поділяє атоми O з основним шаром 2:1, але пов'язаний з воднем з сусідніми оксидними поверхнями, утворюючи філосилікат, який має структуру типу 2:1: 1 (або 2:2). Ці типи філлосилікатів відносять до хлоритної групи або, більш загалом, хлорит.

Загальні філлосилікати

Існує близько 50 різних видів філлосилікатів, але більшість з них рідкісні або зустрічаються в грунтах, виявлених у зв'язку зі специфічними геологічними родовищами (наприклад, галоїзит у ґрунтах вулканічного попелу у вологих регіонах). Загальна схема класифікації деяких найбільш поширених філлосилікатів приведена в таблиці 14.7. П'ять видів філлосилікатів (каолініт, смектит (монтморилоніт і бейделліт), слюди (включаючи водну слюду або іліт), вермикуліт і хлорит), зазвичай ідентифіковані в канадських грунтах, детально розглядаються нижче.

Таблиця 14.7. Загальна схема класифікації деяких філлосилікатів

Тип	Група x = заряд за одиницю формули	Підгрупа	Приклад видів	Ідеалізована одиниця формули*
1:1	Каолініт x ~ 0	Каолініт	Каолініт	Сі ₂, Ал ₂ О ₅ (ОН) ₄
			Halloy сайт	Сі ₂, Ал ₂ О ₅ (ОН) ₄ 2Н ₂ О
		Серпантини	Серпантин	Сі ₂, _{Мг 3} О ₅ (ОН) ₄
2:1	Пірофіліт-тальк x ~ 0	пірофіліт	пірофіліт	Сі ₄, Ал ₂ О ₁₀ (ОН) ₂
	Пірофіліт-тальк x ~ 0	Тальк	Тальк	Сі ₄, _{Мг 3} О ₁₀ (ОН) ₂
	Смектит х ≈ 0,25-0,6	Діоктаедральний	монтморилоніт	0,33М+Сі ₄ (Ал _1,67, _{Мг 0,33}) О ₁₀ (ОН) ₂
			Бейделліт	0,33М+ (Сі _3.67 Аль _0.33) (Аль _2,00) Або ₁₀ (ОН) ₂
			Нонтроніт	0,33М+ (Сі _3.67 Ал _0,33) (Фе (ІІІ) _2,00) О ₁₀ (ОН) ₂
		Триоктаедричний	Сапоніт	0,33М+ (Сі _3,67 Ал _0,33) (_{Мг 3,00}) О ₁₀ (ОН) ₂
		Триоктаедричний	Гекторит
	Вермикуліт х ≈ 0,6-0,9	Діоктаедральний	Діоктаедричний вермикуліт	0,86 М+ (Сі _3,47 Аль _0,53) (Ал _1,67 _{Мг 0,33}) О ₁₀ (ОН) ₂
	Вермикуліт х ≈ 0,6-0,9	Триоктаедричний	Триоктаедричний вермикуліт	0,86 М+ (Сі _3,47 Аль _0,53) (Ал _1,67 _{Мг 0,33}) О ₁₀ (ОН) ₂
	Слюда х ≈ 1	Діоктаедральний	москвич	К _1.00 (Сі _3.00 Аль _1.00) (Аль _2.00) О ₁₀ (ОН) ₂
		Діоктаедральний	Парагоніт
		Триоктаедричний	Біотит	К _1.00 (Сі _3.00 Ал _1.00) (Фе (ІІ) _3.00) О ₁₀ (ОН) ₂
		Триоктаедричний	Флогопіт
2:1:1	Хлорит х = змінна	Діоктаедральний	Донбас сайт	(Аль ₂ (ОН) ₆) (Сі, Ал) ₄ Аль ₂ О ₁₀ (ОН) ₂
		Тридіоктаедричний	Судоїт	(_{Мг 3} (ОН) ₆) (Сі, Ал) ₄ Аль ₂ О ₁₀ (ОН) ₂
		Ді-триоктаедричні	Феррі-судоїт	(Ал ₂ (ОН) ₆) (Сі, Ал) ₄ (Мг, Фе) ₃ О ₁₀ (ОН) ₂
		Триоктаедричний	Клінохлор	(_{Мг 3} (ОН) ₆) (Сі, Ал) ₄ (Мг, Фе) ₃ О ₁₀ (ОН) ₂
*Послідовність елементів в межах ідеалізованої формули одиниці слідує порядку: обмінний катіон (якщо такий є) або міжшаровий октаедричний лист; чотиригранні катіони; октаедричні катіони; кисень і гідроксили. Всередині кожного аркуша за основним катіоном (наприклад, кремнезем) слідують ізоморфічно замінюючі катіони.

Каолініт - глинистий мінерал типу 1:1, побудований з одного чотиригранного листа і одного восьмигранного листа (рис. 14.10). Шари 1:1 утримуються водневими зв'язками між шарами, так що структура не розширюється, оскільки молекули води не можуть потрапити в область прошарку. Каолініт проявляє дуже мало набухання при намоканні або усадку при висиханні. Прошарок не оголюється, і тому питома площа поверхні низька. Мінерал майже не має ізоморфного заміщення; тому ці каолінітові мінерали мають низький поверхневий заряд і низький ЦВК, хоча вони мають незначні змінні місця заряду на краях. Каолініт є найпоширенішим філлосилікатним типом 1:1 і повсюдно зустрічається в канадських грунтах.

Малюнок 14.10. Ідеалізована структура каолініту. © Darshani Kumaragamage, Univ. of Вінніпег ліцензується за ліцензією CC BY (Зазначення авторства).

Смектит - це вільно розширюваний філосилікат типу 2:1 (рис. 14.11). Існує два поширені види смектиту: монтмориллоніт і бейделліт. Кількість ізоморфного заміщення в обох мінералах помірна порівняно з іншими філлосилікатами типу 2:1. Заряд шару для смектитів знаходиться в діапазоні приблизно від 0,25 до 0,6 сайтів на одиницю формули (M ^x+ (Si, Al) ₄ (Al, Mg) ₂ O ₁₀ (OH) ₂), де M ^{x +}, як правило, відноситься до обмінних катіонів (наприклад, Na ⁺, Mg ²⁺, K ⁺, Са ²⁺ і т.д.). Монтмориллоніт і бейделліт потрапляють в один і той же діапазон загального шару заряду, але диференціюються виходячи з розташування шару заряду в структурі (табл. 14.7). Більша частина шару заряду в монтморилоніті сидить у восьмигранному аркуші, тоді як більша частина пов'язана з чотиригранним листом бейделліту. Питома площа поверхні висока (близько 800 м ² г ^-1) і молекули води і катіони можуть потрапляти в міжшаровий простір.

Багаті смектітом грунти липкі при намоканні і утворюють великі тріщини в сухих умовах. Важкі глинисті текстуровані ґрунти, що містять > 60% глини, з яких принаймні половина - смектит, визначаються як Vertisols в Канаді (SCGW, 1998). Ці ґрунти описуються як «самомульчування», оскільки багаторазові цикли змочування та сушіння утворюють ковзання, які є полірованими поверхнями на протилежних поверхнях пед вздовж ґрунтових тріщин, що утворюються там, де ґрунтові матеріали рухаються вперед і назад повз один одного, оскільки великі безперервні тріщини знову відкриваються та закриваються при змочуванні та висушування. Процес формування ґрунту, що спричиняє утворення слинкенслайдів, називається аргіллі-педотурбацією, особливо поширеним у вертизольних ґрунтах, утворених у багатих смектитом льодовиково-лакустринових материнських матеріалах, знайдених у провінціях Прерії.

Малюнок 14.11. Ідеалізована структура смектиту та вермикуліту. © Darshani Kumaragamage, Univ. of Winnipeg ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Слюда, включаючи водну слюду/іліт, - це глинисті мінерали типу 2:1 з двома чотиригранними листами, що прошаровують восьмигранний лист. Шари 2:1 щільно тримаються між собою великими K ⁺ в області прошарку (рис. 14.12). Структура слюди схожа на структуру смектитів за винятком того, що шар заряду набагато вище (близько 1 на одиницю формули) і ізоморфне заміщення відбувається майже виключно в чотиригранних листах. Калій майже виключно займає область прошарку. Дуже високий шар заряду в поєднанні з розташуванням шихти в чотиригранних листах дуже близько до області прошарку запобігає розширенню мінералу. Слюда - це первинні мінерали, отримані з гранітних і метаморфічних порід Канадського щита. У грунті від часткового вивітрювання слюди утворюються водні слюди/іліти. Слюда і водна слюда/іліт зустрічаються майже у всіх грунтах Канади. Існує два поширених виду слюди, диференційованих за характером восьмигранного листа, а саме діоктаедричний москвич і триоктаедричний біотит (табл. 14.7).

Водна слюда/іліт є продуктом часткового вивітрювання слюди, при цьому частина (до 20-30%) прошарку K ⁺ видаляється з області прошарку і замінюється іншими обмінними катіонами. Також спостерігається втрата чотиригранного Al ³⁺ від структури. Водна слюда/іліт зазвичай виробляється через вивітрювання діоктаедричного мусковіту, тоді як триоктаедрична структура біотиту зазвичай повністю руйнується через відносну легкість хімічної атаки на залізо (Fe (II)) у структурі.

Хоча основна структура слюди і водної слюди/іліту аналогічні смектиту, властивості сильно відрізняються насамперед через більшу кількість ізоморфного заміщення в тетраедричному аркуші, де Al ³⁺ замінений на Si ⁴⁺ (рис. 14.12). Сильний негативний заряд, розташований в чотиригранних листах близько до міжшарової поверхні, врівноважується К ⁺, фіксуючи між собою сусідні шари. Таким чином, мінерал має обмежене розширення, оскільки молекули води не можуть потрапити в міжшаровий простір. Оскільки K ⁺ потрапляють у решітку, що перешкоджає розширенню, ЦВК низька.

Малюнок 14.12. Ідеалізована структура слюди мусковітів. © Darshani Kumaragamage, Univ. of Вінніпег ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Вермикуліт - це філлосилікат типу 2:1, який структурно схожий на смектит і слюду. Шаровий заряд знаходиться в діапазоні від 0,6 до 0,9 ділянки на одиницю формули (M ^x+ (Si, Al) ₄ Al ₂ O ₁₀ (OH) ₂), яка є проміжною між слюдою і смектітами (рис. 14.13). Як і в слюдях, шар заряду розташовується майже виключно в межах чотиригранного листа. Розширюваність вермикуліту обмежена і він має помірні характеристики набухання та усадки. При поєднанні шару заряду нижче, ніж слюда, але вище смектиту і при більшості ізоморфного заміщення знаходиться в чотиригранному листі вермикуліт має високий поверхневий заряд і високий ЦВК. Оскільки структура схожа на слюду, вермикуліт здатний захоплювати іони K ⁺ в області прошарку, повертаючи структуру частково нагадувати водну слюду/іліт.

Хлорит - це назва мінералу, а також групи філлосилікатів типу 2:1:1 (або 2:2), побудованих із структури шару 2:1 з гідроксидним шаром в області прошарку (Kohut and Warren 2002). Мінеральний хлорит - найпоширеніший мінеральний вид в групі хлоритів. Структура складається з шару гідроксиду Al, Mg або Fe в шестикратній (восьмигранній) координації в області прошарку між шарами типу 2:1 (рис. 14.13). Цей міжшаровий гідроксильний шар не поділяє атоми O з основним шаром 2:1. Гідроксидний шар є воднем, зв'язаним з сусідніми шарами 2:1 і не розширюється (рис. 14.13). Кількість ізоморфного заміщення є змінною, але оскільки структура не розширюється, тому загальна ЦВК низька.

Малюнок 14.13. Ідеалізована структура тридіоктаедричного хлориту. © Darshani Kumaragamage, Univ. з Вінніпега ліцензується за ліцензією CC BY (Attribution).

Обмінна ємність та питома площа поверхні

Глина розміру фракції більшості канадських ґрунтів зазвичай містить суміш п'яти поширених філлосилікатів разом з невеликою кількістю аморфних алюмосилікатів і Fe та/або Al оксигідроксиду. Пропорції здебільшого залежать від походження ґрунтових вихідних матеріалів. Варіації загального іонного обміну та адсорбційних властивостей ґрунтів залежать від присутньої суміші філосилікатів. Дві основні відмінності між філлосилікатами є їх ЦВК і величина реактивної площі поверхні зведені в таблиці 14.8. Каолініт має дуже мало ізоморфного заміщення і не розширюється. Отже, він має дуже низький ЦВК і вся площа поверхні пов'язана з зовнішніми поверхнями конструкції. Водна слюда/іліт і хлорити мають значну кількість ізоморфного заміщення; однак, оскільки їх міжшарові ділянки містять або щільно пов'язаний K ⁺, або додатковий гідроксидний шар відповідно, що гальмує розширення шару. Таким чином, ЦВК обмежена, а структури не розширюються. Смектити мають проміжну кількість ізоморфного заміщення в поєднанні зі здатністю пропускати обмінні катіони в область прошарку. Отже, як ЦВК, так і загальна площа поверхні є високою. Грунти, що містять смектити, відзначаються високою пластичністю, зчепленням і вираженою здатністю набухати при намоканні і усадку при висиханні. Вермикуліти мають більше ізоморфного заміщення порівняно зі смектітами і, таким чином, мають вищий ЦВК; однак більша частина заряду в вермикулітах зосереджена в тетраедричних аркушах ближче до області прошарку і тому має більшу електростатичну привабливість для обмінних катіонів в область прошарку. В результаті, хоча загальна площа поверхні вермикуліту схожа зі смектітами, розширення шару вермикулітових структур обмежена через обмежене надходження води в область прошарку.

Таблиця 14.8. Діапазони катіонообмінної здатності (ЦВК) та площі внутрішньої та зовнішньої поверхні у звичайних філосилікатів та інших колоїдів. (Адаптовано з Вейля та Брейді, 2017)

Філлосилікат/колоїдні	ЦВК (смоль (+) кг ^-1)	Зовнішня поверхня (м ² г ^-1)	Площа внутрішньої поверхні (м ² г ^-1)
Каолініт	2-16	5-15	~0
Хлорит	10 - 40	5-20	~0
водна слюда/Іліт	20 - 40	100 - 125	~0
Смектит	60 - 120	80 - 140	570 - 660
Вермикуліт	100 - 150	70 - 120	600 - 700
Аморфні алюмосилікати	5 - 350	500 - 1450	~0
Fe/Al	~0 - 3	200 - 500	~0
окси-гідроксиди

Чи можете ви копати його!

Хоча це не підтверджено, деякі дані свідчать про те, що філлосилікати можуть бути шаблоном для синтезу РНК з простих компонентів і були каталізатором абіотичного походження самого життя на цій планеті (Berman, 2019). Глинисті мінерали виступають дуже ефективними каталізаторами при полімеризації амінокислот і нуклеотидів. РНК, адсорбована до глинистих мінералів, може бути інкапсульована в везикулах. Після утворення такі везикули могли рости і ділитися шляхом включення жирних кислот, таким чином опосередковуючи реплікацію везикул через цикли росту і поділу (Brack, 2013)

ПОШИРЕННЯ ФІЛЛОСИЛІКАТІВ В КАНАДСЬКИХ ҐРУНТАХ

Розподіл філлосилікатів у канадському ґрунті дещо змінюється залежно від фізіографічного регіону (Kodama, 1979); більшість філлосилікатів успадковуються від материнських матеріалів, що відкладені відступом континентальних льодовиків під час пізнього плейстоцену. Наприклад, деякі глинисті мінерали, такі як каолініт, слюда, (тобто біотит і мусковіт) і хлорит, успадковуються безпосередньо від Канадського щита. Інші в Кордильєрському регіоні та регіонах внутрішніх рівнин походять від льодовикової деградації опадів крейдяного періоду (65 мільйонів років тому). Порівняння даних для глинистих відокремлених ґрунтів, наприклад, від Внутрішніх рівнин західної Канади з даними, виявленими у східній Канаді (низовина Святого Лаврентія), показує чітку різницю між суїтою глинистих мінералів (табл. 14.9). Як правило, повідомляється, що регіон внутрішніх рівнин західної Канади містить смектит, глину розміром слюду, хлорит та деякі каолініти (Кодама, 1979; Дудас і Павлук, 1982; Spiers et al. 1989a; Spiers et al. 1989b; Уоррен і Дудас, 1992). На відміну від цього, глиниста частка ґрунтів із Західної низовини Святого Лаврентія (Онтаріо) походить із значно старіших відкладень, утворених протягом девонського (359 мільйонів) та силурійського (443 мільйона) періодів і переважають глинистої слюди, хлорит, вермикуліт та каолініт з деякими повідомленнями про сліди смектит (Кодама, 1979). Батьківські матеріали в обох регіонах мали внески від Канадського щита. Є лише слабкі докази змін у різноманітних глинистих мінеральних колекціях з різних фізіографічних регіонів, і кореляція марна між родовими типами ґрунту. Виняток становлять підзолисті ґрунти та меншою мірою брунізольні та глизольні ґрунти, де успадковані хлоритові мінерали, як видається, погодяться до розширюваних філлосилікатів (Kodama, 1979).

Таблиця 14.9. Діапазон достатку філлосилікатів зазвичай зустрічається у глинистих фракціях ґрунтів Внутрішніх рівнин та Західної низовини Святого Лаврентія

Інтер'єр Рівнини Регіон		Сент-Лоуренс-низовина
Філлосилікатний	кг ^-1	Філлосилікатний	кг ^-1
Каолініт	70-110	Каолініт	120-150
дискретний москвич	250-340	дискретний москвич	350-450
монтморилоніт	470-490	Вермикуліт	180-220
Хлорит	120-160	Хлорит	240-300
Вермикуліт	слід	Смектит	слід

Аморфні алюмосилікати

Інші водні алюмосилікати також знаходяться в грунті, але відрізняються структурно від філлосилікатів. Вони описуються як аморфні (відсутні форми або форми) або нанокристалічні і не мають певної впорядкованої кристалічної структури, як філлосилікати. Алофан та імоголіт є прикладами аморфних алюмосилікатних мінералів, які зазвичай утворюються під час швидкого вивітрювання в грунтах вулканічного попелу, виявлених у вологому кліматі таких країн, як Нова Зеландія, Чилі та Японія. Вулканічний попіл швидко вивітрюється і, як правило, розчиняється, виділяючи велику кількість розчинного алюмінію та кремнезему, які можуть осаджуватися як алофан або імоголіт. Аморфні алюмосилікати не розширюються, але надзвичайно малі (діаметр <4 нм) з надзвичайно високою питомою площею поверхні (700-1500 м ² г ^-1) і дуже високою іонообмінною здатністю. Хоча вони зустрічаються в достатку в грунтах вулканічного попелу, вони можуть зустрічатися в невеликих кількостях в деяких грунтах разом з філлосилікатами. Імоголіт, наприклад, задокументований в деяких гумо-залізолистих підзолистих ґрунтах у Британській Колумбії (Grand and Lavkulich, 2013; 2015); в інших місцях Канади (McKeague and Kodama, 1981; Wang et al., 1991) та Солодізовані солонецькі ґрунти в Альберті (Spiers et al., 1984).

ОКСИГІДРОКСИДИ ЗАЛІЗА І АЛЮМІНІЮ

Оксигідроксидні глини (сесквіоксиди) - це вторинні оксиди, гідроксиди і оксидні мінерали Fe, Al і Mn. Деякі добре кристалізуються (наприклад, гіббіт, гематит, гетіт), а інші - аморфні. Ці мінерали є звичайним джерелом червоних, жовтих, коричневих і синюватих відтінків, що спостерігаються в грунті. Кристалічні оксидні глини складаються з листів кисню і/або гідроксильних груп у восьмигранному розташуванні з Fe, Al або Mn. Вони не мають в своїх структурах чотиригранних листів Si. Октаедричні структури цих мінералів утримуються водневим зв'язком, тому вони не розширюються. Пізніше було встановлено, що оксиди заліза та гідроксиди, які колись називали «лімонітом», насправді є сумішшю мінералів оксигідроксиду Fe.

Ці мінерали не несуть ідентифікованих постійних негативних зарядів, але мають високий поверхневий заряд, пов'язаний з поверхневими гідроксильними групами. Таким чином, обмінна здатність оксигідроксидів сильно залежить від рН від зміни поверхневих зарядів внаслідок протонації гідроксильних груп при низькому рН, що виробляє позитивні заряди, і дисоціації гідроксильних груп при високому рН, що виробляє негативні заряди. Мінерали оксигідроксиду називаються амфотерними через їх змінну ЦВК. Ці мінерали, як правило, мають чистий ЦВК при високому рН і чистий аніонообмінний потенціал при низьких діапазонах рН.

Оксигідроксиди зазвичай зустрічаються в невеликих кількостях в канадських грунтах (Grand and Lavkulich, 2013; 2015; Spiers et al., 1984). Вони високореактивні з дуже високою питомою площею поверхні. Наявність цих мінералів суттєво впливає на такі властивості ґрунту, як адсорбція та обмін іонів. Наприклад, оксигідроксиди Fe здатні адсорбувати та утримувати велику кількість фосфатних, молібдатних та боратних іонів з ґрунтового розчину, а також поглинати такі метали, як Cu, Pb, Zn, Co, Cr та Ni. Деякі поширені оксигідроксиди Fe наведені в таблиці 14.10.

Таблиця 14.10. Деякі поширені вторинні оксигідроксиди заліза, знайдені в грунті

Мінеральні	Формула	Нотатки
Гетіт	α-феох	Найбільш поширені і рясні оксигідроксиди заліза в грунтах. Від жовтого до коричнево-жовтого. Дуже дрібний розмір частинок. Швидко випадає з Fe ³⁺ в розчині. Дуже маленькі (<0,5 мкм) голчасті кристали.
Лепідокроцит	γ-феох	Зустрічається в погано дренованих грунтах у вигляді яскраво-помаранчевих плям, але НЕ поширених. Утворюється шляхом окислення осадженого Fe (II) (OH) ₂ при відсутності СО ₂ при рН 5-7. Надзвичайно дрібні (0,1-0,5 мкм) кристали у формі планки.
Гематит	α-Fe ₂ О ₃	Другий в достатку до гетіту. Переважає в тропічних грунтах. Утворюється через зневоднення гетиту і ферригідриту. Дуже малі кількості надають червоний колір ґрунту.
Ферригідрит (він же водний гідроксид заліза)	(Fe (III)) ₂ О ₃ · 0,5 Н ₂ О, але також 5Fe ₂ O ₃ · 9H ₂ O	Високо мінливий склад. Осаджує безпосередньо з Fe багатою киснем води або бактерій через біологічну активність. Червоно-помаранчевий. Утворює нанокристали. Метастабільні.

КАРБОНАТИ

Деякі поширені карбонатні мінерали, виявлені в грунті, представлені в таблиці 14.11. Більшість карбонатів ґрунту походять з первинних джерел, успадковуються від осадових порід, а деякі - вторинні опади, які зазвичай зустрічаються в підповерхневих горизонтах. Кристалічна структура багатьох карбонатних мінералів відображає тригональну симетрію карбонатного іона, яка зазвичай виникає у поєднанні з Ca, Na, U, Fe, Al, Mn, Ba, Zn, Cu, Pb та іншими елементами. Відомо близько 80 карбонатних мінералів; однак найпоширенішими карбонатними мінералами, що зустрічаються в канадських ґрунтах, є кальцит (CaCo ₃) та доломіт (Ca, Mg) CO ₃), отриманий переважно з палеозойської породи. Більшість карбонатних мінералів, як правило, містять сліди інших карбонатних пов'язаних елементів (див. Вище), заміщених в їх структури.

Кальцит малорозчинний, але розчинність збільшується при нижчих значеннях рН ґрунту і зазвичай не зустрічається в грунтах зі значеннями рН менше 6,0. Кальцит зазвичай розчиняється з солюму і вилуговується, щоб знову відкладатися в нижній профіль грунту, іноді спостерігається як вторинні бульби кальциту (Miller et al., 1987; Wang and Anderson, 2000). Арагоніт та інші мінерали карбонату кальцію не є ні поширеними, ні стабільними в ґрунтах.

Таблиця 14.11. Деякі поширені карбонатні мінерали

Мінеральні	Ідеальна формула	Нотатки
Кальцит*	СаКо ₃	Основний мінеральний компонент у вапняку. Зазвичай нестійкий і розчиняється у верхньому розчині, але може осаджуватися в горизонті С, як правило, при субвологих або сухих кліматичних режимах.
Арагоніт*	СаКо ₃	Похідний з викопних оболонок геологічного походження. Нестійкий і розчиняється в грунті.
Доломіт	(Са, Мг) СО ₃	Виведено з осадових порід (долокаменю) геологічного походження. Нестійкий і розчиняється в грунті.
сидерит	Фе (II) СО ₃	Вихідні з осадових або метаморфічних порід. Нестійкий в грунті, але дуже повільно розчиняється.
Магнезит	МГСО ₃	Добре розчинний в грунті.
Трона	Na ₂ СО ₃	Добре розчинний в грунті. Зустрічається переважно в солонецьких ґрунтах при високому рН (~ 9,5)
*Кальцит і арагоніт - це поліморфи з тією ж хімічною формулою, але різною кристалічною структурою.

Доломіт (Ca, Mg (CO ₃) ₂) є поширеним кальцієво-магнієвим карбонатним мінералом, який міститься в грунті, отриманому з долокам'яної породи. Як і кальцит, доломіт розчиняється з верхнього профілю, сприяючи кальцію осадженню вторинного кальциту в нижньому профілі, тоді як компонент магнію в основному вилуговується або поглинається корінням рослин. Деякі Mg ²⁺ можуть замінити Ca ²⁺ у вторинних карбонатах, але кількість незначна (< 10%), в першу чергу відбувається, якщо вилуговування обмежене (Санкт-Арно, 1979).

Карбонати надають ґрунту ряд властивостей, які включають:

підтримання високої насиченості основи;
підтримання високих обмінних Ca і Mg;
підтримання рН >7;
адсорбуючі/осадження PO ₄ ^3- іонів;
адсорбуючі/осадження металів (наприклад, Al, Zn, Pb, Fe, Ni, Mn); і,
стабілізуючі глини і структуру грунту.

ФОСФОРНІ МІНЕРАЛИ

Основні фосфатні мінерали

Середня кількість земної кори Р повідомляється як 1050 мг кг ^-1, тоді як загальний вміст Р у ґрунтах зазвичай знаходиться в межах 400-800 мг ^-1 кг. Фосфат може легко поєднуватися з приблизно 30 різними елементами, утворюючи понад 300 мінералів, які містять P (Bleam, 2017). Деякі з них є первинними фосфатсодержащими мінералами, отриманими з осадових та магматичних порід, але більшість мінералів, що містять фосфат, які PO ₄ замінені на їх структури як незначну «домішку».

Найбільш поширені «чисті» первинні фосфатні мінерали відносять під назвою групи «апатит» і дають загальну хімічну формулу: Ca ₅ (PO ₄) ₃ (F, Cl, OH). Апатит зазвичай зустрічається у вигляді дуже дрібних гексагональних кристалів з різноманітними кольорами, включаючи зелений, синювато-зелений, коричневий, білий, жовтий, червоний, сірий та інші залежно від домішок. Назви специфічного мінералу для трьох загальних кінцевих елементів апатиту такі:

фтороапатит Ca ₅ (PO ₄) ₃ F
хлороапатит Ca ₅ (PO ₄) ₃ Cl
гідроксиапатит Ca ₅ (PO ₄) ₃ ОН

У природі ці мінерали зустрічаються як домішки, зазвичай переважають один з трьох компонентів (F, Cl і OH) в залежності від джерела. Гірський фосфат або фосфорит, як правило, містить найвищу концентрацію цих мінералів і видобувається здебільшого для виробництва фосфорних добрив. У ґрунтах апатит може походити майже з будь-якої магматичної або метаморфічної породи, що відбуваються здебільшого як додаткові фази (Nezat et al., 2007), але рідко як основна мінеральна фаза в гірській породі. Мінеральна структура може також містити заміни з величезною різноманітністю іонів, включаючи карбонат (CO ₃ ^2-), арсенат (SaO ₄ ^2-), V, Th, Pb, Sr, Ba, U та рідкоземельні елементи.

Вторинні фосфатні мін

Зазвичай фосфат у ґрунті легко реагує з Ca ²⁺, Al ³⁺ та Fe ²⁺ та Fe ³⁺, утворюючи різноманітні вторинні опади (табл. 14.12). Сюди входять фосфати, отримані з первинних мінеральних джерел, і фосфорні добрива. Фосфати заліза (вівіаніт і стрингіт) частіше зустрічаються в субоксичних грунтах, де розчинене залізо більш рясне. Фосфати алюмінію (варізіт) найчастіше асоціюються з кислими ґрунтами, де фосфат спочатку випадає в осад як аморфний проміжний продукт, який з часом перетворюється на варизит (Lindsay et al., 1959). Вторинні фосфати кальцію зазвичай зустрічаються в вапняних ґрунтах, що містять вапняк (мінеральний кальцит) як джерело кальцію (Kar et al., 2012). Вторинний брушит зазвичай випадає в осад у вапняних ґрунтах внаслідок розміщення високих концентрацій добрив у смугах для рослинництва (McLaughlin et al., 2011).

Таблиця 14.12. Деякі поширені вторинні фосфатні мінерали, які зустрічаються в ґрун

Група	Ім'я мінералу	Ідеальна формула	Виникнення
Залізо	Вівіаніт	Фе (II) ₃ (РО ₄) ·2,8 ч ₂ О	Затоплені/вологі ґрунти
Фосфати	Strengite	Fe (III) (ОН) ₂ (Н ₂ РО ₄) або FePO ₂ · 2H ₂ О	Затоплені/вологі ґрунти
Фосфати алюмінію	Варісцит	Ал (ОН) ₂ (Н ₂ РО ₄) або АлПО ₄ · 2 Н ₂ О	Кислі грунти
фосфати кальцію	Бразіт	ЧаПО ₄ · 2 Н ₂ О	вапняні грунти

СУЛЬФАТИ І СУЛЬФІДИ

Сульфідні мінерали відсутні в добре або недосконало дренованих грунтах, але можуть бути знайдені в деяких погано дренованих глейзольних або органічних грунтах. Сульфідний мінеральний пірит (FeS ₂) є дуже поширеним первинним мінералом у відходах шахт, але може зустрічатися в сланцях (осадової породи, що сприяє деяким ґрунтам) та як осад у деяких приливних ґрунтах у відповідь на сильно скорочувальні умови. Пірит після впливу атмосфери легко окислюється, виділяючи залізо і сірчану кислоту:

2ФЕС ₂ + 7О ₂ + 2Н ₂ О → ^{2Фе 2+} 4Н ⁺ 4СО ₄ ^2-

Оскільки відновлене залізо (Fe (II)) в сульфідній структурі виділяється, воно окислюється і випадає в осад у вигляді оксигідроксиду. Окислення відновленого S поєднується з водою для отримання сильної кислоти (H ₂ SO ₄). Антропогенна експозиція сульфідних мінералів при гірничих роботах або інших розкопках в першу чергу відповідає за дренаж кислотних порід (ARD). Значення рН ґрунту менше 2,0 можуть бути наслідком окислення сульфідів. Сульфат, отриманий в результаті окислення сульфідів або інших джерел, утворюють гіпс (табл. 14.13) зазвичай у відповідь на високий рН і наявність розчинного Са.

Таблиця 14.13. Деякі мінерали, що містять сірки

Тип	Мінеральні	Ідеальна формула
Сульфіди	Пірит	ФеС ₂
	Пирротит	Fe _(1-х) S (х = від 0 до 0,2)
	Сфалерит	ZnS
	Галена	ПБс
	Халькопірит	чашки ₂
	Арсенопірит	ФЕАС
	Пентландит	(Фе, Ні) ₉ S ₈
	Кінобар	ГГ
	Марказит	ФеС ₂
Сульфати	Гіпс	КаСО ₄ · 2 Ч ₂ О
Сульфати	Барит	Басо ₄

РЕЗЮМЕ

Підсумовуючи, материнський матеріал більшості мінералів ґрунтів Канади був відкладений фізичною дією льодовиків. Більшість мінералів у цих ґрунтах отримані або з Канадського щита, або перероблені та перероблені та перероблені з інших джерел під час зледенінь у тисячоліттях до пізнього вісконсінського зледеніння. Первинні мінерали, що складають більшу частину піщаної фракції канадських ґрунтів, зазвичай переважають кварц і польовий шпат з незначною кількістю важких мінералів. Хімічне вивітрювання крупної фракції піску сприяє утворенню компонентів вторинних мінералів та поживних речовин для засвоєння рослин. Філлосилікати домінують у фракції розміру глини і складають найбільш хімічно активну неорганічну фазу в грунті. Відмінності між філлосилікатним складом глинисторозмірної фракції, виявленої в регіонах західної та східної Канади, обумовлені насамперед джерелом вихідних матеріалів. Мул, проміжний за розмірним діапазоном між піщано-крупною і глинистою фракціями, містить фізичну суміш мінералів з цих фракцій.

ПОСИЛАННЯ

Андо, С. 2020. Гравіметричне поділ важких мінералів у відкладах і гірських породах. Мінерали. 10 (3): 273

Берман, Джей Дж. 2019. Клінічний путівник еволюції. Переклад стародавніх генів в прецизійну медицину. Академічна преса. 357 с.

Beutelspacher, H., і Г. Ван Дер Марель, 1968. Атлас електронної мікроскопії глинистих мінералів та їх домішок. Малюнок атлас. Ельзев'є. 333с.

Блим, Ф.Ф. 2017. Хімія ґрунту та навколишнього середовища, 2-е видання. Академічна преса. 573 с.

Брек, А. 2013. Глинисті мінерали і походження життя. Глава 10.4. Розробки в галузі глиняної науки. Ельзев'є. 507-521с.

Боуен, Н Дж М, 1979. Екологічна хімія елементів. Академічна преса, Лондон, Нью-Йорк.

Кузіно, П.А. 2020. Особисте спілкування.

Дудас, М.Дж. і Павлук, С. 1982. Повторна оцінка залягання інтерстратифікованих та інших філлосилікатів у ґрунтах південної Альберти. Канадський журнал ґрунтознавства. 62:61-69.

Фаннінг, Д., Рабенхорст, М. та Р. Фіцпатрік. 2017 рік. Історичні розробки в розумінні кислотних сульфатних ґрунтів. Геодерма 308:191-206. http://dx.doi.org/10.1016/j.geoderma.2017.07.006

Фінал C.W. 1981. Мінералогія ґрунту. В кн.: Мінералогія. Енциклопедія наук про Землю. Спрінгер, Бостон, Массачусетс. https://doi.org/10.1007/0-387-30720-6_133

Гранд, С.І., Лавкулич Л.М. Потенційний вплив слабокристалічних мінералів на хімію ґрунтів у підзолах південно-західної Канади. Європейський журнал ґрунтознавства 64 (5) :651-660.

Гранд, С і Л.М. Лавкулич. — 2015. Мінеральні фази короткого порядку контролюють розподіл важливих макроелементів у груботекстурованих лісових ґрунтах прибережної Британської Колумбії, Канада. Рослина і грунт. ДОІ 10.1007/с11104-014-2372-6

Гавлін, Дж. Л, Тісдейл С.Л., Нельсон В.Л., Бітон, Д.Д. 2005. Родючість ґрунту та добрива: Вступ до управління поживними речовинами, 7-е видання. Пірсон. 528с.

Кар, Г., Пік, Д. і Дж. Шонау. 2012 рік. Просторовий розподіл та хімічне видоутворення фосфору ґрунту в смуговому застосуванні. Грунтознавче товариство Америки Журнал 76 (6): 2297-2306. Номер користувача: 10.2136/сссай2012.0146

Кінг, Г.М., 2020. Польовий шпат. Геологія.com. https://geology.com/minerals/feldspar.shtml

Кодама, Г. 1979. Глинисті мінерали в канадських ґрунтах; їх походження, поширення та зміна. Канадський журнал ґрунтознавства. 59:37-58.

Когут, C.K. і Уоррен, C.J., 2002. Хлорити. У Amonette, JE Bleam, В.Ф. Шульц, Д.Г. і Дж. Б. Діксон (ред.). Мінералогія ґрунту з екологічним застосуванням. Грунтознавче товариство Америки Серія книг. № 7, Медісон, Вісконсин. 531-553стор.

Ліндсей, В.Л. Піч, М.Кларк, J.S. 1959. Критерії розчинності для існування варисциту в грунтах. Журнал товариства наук про ґрунт Америки. 23 (5): 357-360.

Логанатан, С. 1987. Якість ґрунту, Фізичні властивості ґрунту. http://www.fao.org/3/AC172E/AC172E04.htm#ch4

Лю, К. Лі, Х. Сюй, Ф.Хуан, П.М. 2003. Атомно-силова мікроскопія ґрунтових неорганічних колоїдів. Ґрунтознавство та живлення рослин. 49 (1): 17-23.

Метр Дж., Бушар К., Бедар Л.П. 2019. Розпізнавання мінеральних зерен за допомогою комп'ютерного зору та машинного навчання. Комп'ютери та науки про Землю 130:84-93.

Макліг, Дж. А. і Х. Кодама. 1981 рік. Імоголіт в цементованих горизонтах деяких ґрунтів Британської Колумбії. Геодерма 25 (3-4): 189-197.

Маклафлін, М.Дж., Макбіт, Т.М., Смерник, Р., Стейсі, С.П., Аджибойе, Б. і Г.Гуппі. 2011. Хімічна природа накопичення Р в сільськогосподарських ґрунтах - наслідки для управління добривами та проектування: австралійська перспектива. Рослинний грунт 349:69 —87.

Міллер, Дж., Дудас, М. і Лонгстафф, Ф.Дж. 1987. Ідентифікація педогенних карбонатних мінералів за допомогою стабільних ізотопів вуглецю та кисню, рентгенівської дифракції та SEM-аналізу. Канадський журнал ґрунтознавства. 67:953-958.

Міндат. 2020 рік. https://www.mindat.org/

Мінералогічне товариство Америки (MSA) 1997-2020. http://www.minsocam.org/msa/collectors_corner/faq/faqmingen.htm

Мінералогічне товариство Америки (MSA) 2004-2020. http://www.handbookofmineralogy.org/search.html?p=all

Незат, К.А. Блюм, Д.Д. Янай, Р.Д. і Гамбург, S.P. 2007. Послідовна екстракція для визначення розподілу апатиту в гранітоїдних ґрунтових мінеральних басейнів із застосуванням до вивітрювання в Експериментальному лісі Хаббард-Брук, штат Нью-Гн, США. Прикладна геохімія. 22 (11): 2406-2421.

Паріх, С.Дж. та Джеймс, Б.Р. 2012. Грунт: фундамент сільського господарства. Знання про природу освіти. 3 (10): 2

Полінг, Л. 1929. Розглянуто принципи, що визначають структуру складних іонних кристалів. Журнал Американського хімічного товариства. 51 (4): 1010-1026.

Руттер, Н.В. і Уайт, М. 2015. Зледеніння. Канадська енциклопедія. https://www.thecanadianencyclopedia.ca/en/article/glaciation

Смарт, П. і Товей, Н.К. 1981. Електронна мікроскопія ґрунтів і відкладень: приклади. Преса Оксфордського університету. 400стор.

Робоча група з класифікації ґрунтів (SCWG), 1998. Канадська система класифікації ґрунтів. 3-е видання. Сільське господарство та агропродовольство Канади. Публікація 1646. 187с.

Шпірс, Г.А., М.Дж. Дудас і Л.В.Турченек. 1989а. Хімічний та мінералогічний склад ґрунтових материнських матеріалів північно-східної Альберти. Канадський журнал ґрунтознавства. 69:721-738.

Шпірс, Г.А., Дудас М.М., Мюленбахс і Л.В.Турченек. 1989б. Мінералогія та ізотопна геохімія кисню глин з поверхневих відкладень в районі Атабаска. Канадський журнал наук про Землю. 21:53-60.

Шпірс, Г.А., Павлук, С., М.Дж. Дудас. 1984. Аутентигенне мінеральне утворення шляхом солідизації. Канадський журнал ґрунтознавства. 64:515 532.

Сент-Арно, Р.Дж. 1979. Природа та розподіл вторинних карбонатів ґрунту в ландшафтах стосовно розчинних співвідношень Mg ^++/Ca ⁺⁺. Канадський журнал ґрунтознавства. 59:87-98.

Ван, Д. і Андерсон, D.W. 2000. Педогенний карбонат у чорноземних ґрунтах та ландшафтах південно-східного Саскачевану. Канадський журнал ґрунтознавства. 80:251-261.

Ван, К., Росс Г.Дж., Торранс, Дж. К., Кодама, Н. 1991. Формування підзолистих B горизонтів та педогенного іміголіту під впливом мікрорельєфу всередині педона. Геодерма. 50:63-77.

Уоррен, С.Дж. і Дудас, М.Дж. 1992. Підкислення, що примикає до елементарного запасу сірки: I Мінеральне вивітрювання. Канадський журнал ґрунтознавства. 72:113-126.

Вайль, Р.Р. і Брейді, Н.К. 2017. Природа і властивості ґрунтів. 15-е видання. Пірсон Освіта. 1086 стор.

Про авторів

Джеймс (Джим) Уоррен, Ph.D. P.Geo., спеціаліст із земельних ресурсів, Міністерство сільського господарства Онтаріо, продовольство та сільські справи, Гелф, Онтаріо, Канада.

Джим Уоррен (ліцензований за ліцензією CC BY-NC-ND)

Джим Уоррен P.Geo. є екологічним грунтознавцем з різноманітним досвідом досліджень, консалтингу та викладання. Я випускник обох Університету Гвельфа (B.Sc. (Agr), ґрунтознавство) та Університет Альберти (M.Sc. Ґрунтознавство; Кандидат хімії ґрунтів). Я проводив дослідження в галузі агрономії, геохімії та мінералогії в Університеті Гельфа та Університеті Ватерлоо, перш ніж стати приватним консультантом з дренажу кислотних шахт. В даний час я працюю спеціалістом із земельних ресурсів, який проводить обстеження ґрунтів та педологічну роботу з Міністерством сільського господарства Онтаріо, продовольства та сільських справ, а також ад'юнкт-професор Університету Гвельфа. Я навчався на курсах ґрунтознавства, мінералогії ґрунтів, хімії ґрунтів, геохімії та педології як сесійний лектор у чотирьох університетах (Альберта, Гельф, Ватерлоо та Торонто). Я є автором або співавтором понад 100 публікацій у рецензованих журналах; розділах книг, матеріалах конференцій та доповідях.

Як я зацікавився грунтами? Ну, я виріс на фермі, де в підлітковому віці багато часу проводив на тракторі, займаючись ґрунтообробними роботами, і мав багато часу на роздуми. Одне з питань, яке я задавав собі протягом довгих днів у полі, було: «Що змушує рослини рости?» З цим я витратив наступні кілька десятиліть, намагаючись зрозуміти ґрунти, щоб відповісти на це питання. Квест триває.

Грем Спірс, кафедра моніторингу навколишнього середовища та професор Школи навколишнього середовища, Департамент наук про Землю/Відділ біології, Університет Лаврентія, Садбері, Онтаріо, Канада.

Грем Шпієрс (ліцензована за ліцензією CC BY-NC-ND)

Грем Шпірс в даний час викладає в Школі навколишнього середовища, відділі наук про Землю та відділі біології Лаурентіанського університету. Я отримав ступінь бакалавра наук про Землю та ботаніки в Університеті Вайкато в Новій Зеландії, а також ступінь магістра наук та доктора філософії в Університеті Альберти, спеціалізуючись на педології, глинистої мінералогії та хімії. Маючи досвід комерційної лабораторії та консалтингу по всій Канаді, я був пов'язаний з дослідницькими програмами в університетах Альберти, Гельфа, Ватерлоо, Лаврентіана та Нью-Брансвік. Результатом моїх досліджень стали численні технічні та наукові публікації та презентації з аналітичної хімії, водної хімії, екології, екології, біології рослин та ґрунтознавства. До того, як відвідувати університет на повний робочий день, я був новозеландським молочним фермером протягом 10 років, заробляючи ступінь бакалавра як довгострокове хобі між доїннями. У Садбері я беру участь у дослідницьких ініціативах, що вивчають вплив як історичних, так і сучасних антропогенних викидів металів на ґрунти, річки та озера, а також рослинність в межах Sudbury Smelter Footprint. Я беру активну участь у різноманітних дослідницьких програмах по всій Канаді, активно співпрацюю з дослідниками в Росії (Московський державний університет і Російська академія наук), Австралії, Нової Зеландії, Китаю, Перу та ПАР.