Биохимическое преобразование верхнего слоя литосферы

В данном процессе почва принимает косвенное и непосред­ственное участие. Косвенная роль заключается в том, что без почвы, являющейся основной средой обитания организмов

6S

Глобальные функции почв (педосферы)

Таблица 33

суши, активное биохимическое изменение литосферы было бы, по существу, невозможно, живые организмы и их метаболиты без почвы не представляли бы серьезного фактора глобаль­ного преобразования лика Земли.

Непосредственное участие почвы в рассматриваемом про­цессе многопланово.

W

мическая сторона почвообразования должна представляться' нам в общем как единый для всех условий земной поверхности процесс взаимодействия кислот органического происхождения с основаниями литосферы.

Разумеется, состав и свойства кислот и их соединений с ос­нованиями материнских пород в различных природных усло­виях различны. Но полярность данных компонентов сохра­няется в целом для большей части поверхности Земли, затро­нутой почвообразовательным процессом. Подтверждением это­го являются повсеместность процессов выветривания и агрес­сивный характер гумусовых кислот в почвах различных зон. Причем важно отметить, что растворяющей способностью об­ладают не только фульвокислоты, но и гуминовые кислоты (Пономарева, Плотникова, 1980).

Реальность активного изменения пород почвенными кисло­тами почвы была доказана специальными экспериментами, ко­торые ставились еще в прошлом веке (Мещерский, 1883; Род­зянко, 1890). Из более поздних исследований следует остано­виться на опытах В. В. Пономаревой (1964) по разложению минералов фульвокислотами.

В эксперименте, в котором выяснялось взаимодействие рас­творов фульвокислот с минералами в течение 100 дней (табл. 34), была выявлена их значительная растворяющая

Таблица 34

Разложение минералов водой и фульвокислотами за 100 сут опыта (Пономарева, 1904)

способность. Для всех взятых минералов отмечалась заметная потеря в весе: для нефелина—15,3%, роговой обманки — 5,7, апатита —3,2, микроклина — 2,3%. Другие минералы также растворялись, что проявлялось, в частности, в заметном уве­личении pH растворов после взаимодействия с минералами:

pH

исходный раствор фульвокислот 3,56

тот же раствор после взаимодействия с минералами:

нефелином 6,14

апатитом 4,47

роговой обманкой 4,66

микроклином 4,16

биотитом 6,48

мусковитом 6,14

оливином 5,22

каолином 6,31

известняком 7,35

Сравнительное изучение в течение 6 мес растворяющего дей­ствия четырех растворителей на первичные и глинистые мине­ралы (дистиллированной воды, 0,005 н. лимонной кислоты, 0,005 н. НС1, 0,005 н. фульвокислоты) показало, что наиболь­шим растворяющим действием на минералы характеризова­лись фульвокислоты (табл. 35), несмотря на то что pH их рас­твора (3,10) был значительно выше pH раствора НС1 (2,54).

Таблица 35

Способность растворения минералов, % от растворения в НС1 (Пономарева, 1864)

При этом было зафиксировано интересное явление, которое заключается в следующем: растворимость первичных минера­лов в лимонной кислоте, фульвокислоте и в НС1 варьировала в целом незначительно. Растворимость же глинистых минера­лов, особенно монтмориллонита, в фульвокислотах была в 3—4 раза выше, чем в НС1.

Учет количества отдельных элементов, перешедших в рас­твор, показал, что растворение минералов носит сложный и «еидентичный характер. Например, железо характеризуется исключительно большим выходом в фульвокислоты из роговой ■обманки и слабым из биотита. Обращает на себя также вни­мание довольно слабое извлечение магния фульвокислотами из всех минералов, за исключением монтмориллонита.

Растворяющее действие гуминовых кислот также доказано экспериментальйо (табл. 36). Сводка первых данных по этому

Таблица 36

Растворение минералов гуминовыми и фульвокислотами за 200 сут опыта (Пономарева, Плотникова, 1980)

вопросу сделана К.

Так, было найдено, что раствор гуминовых веществ в ам­миаке растворяет Саз(РО4)г. В опытах Эйхгорна было уста­новлено, что гуминовая кислота способна, растворять, фосфорит и соли других минеральных кислот. . .

Ряд опытов по растворяющей деятельности гуминовых кис­лот был поставлен самим К. Д. Глинкой, который использовал их щелочные растворы. Им было показано заметное растворе­ние под действием данных веществ натролита, гидротомсони- та, каолинита, биотита, некоторых цеолитов.

В результате проведенных экспериментов К. Д. Глинка (1927) пришел к выводу, что щелочные растворы гуминовой группы представляют собой энергичный реактив. «При дейст­вии их на природные алюмосиликаты происходит не только частичное разложение последних, но и сложный обмен между неразложенной частью алюмосиликата и минеральным ком­плексом раствора, причем в обменную реакцию, кроме щело­чей и щелочных земель, уступают и полуторные окислы» ’.

В дальнейшем на роль гуминовых кислот как важных рас­творителей минералов почвообразующих пород обратила вни­мание В. В. Пономарева (1979). В условиях эксперимента было показано, что гуминовые кислоты (ГК) чернозема могут оказывать на минералы такое, же разлагающее действие, как и фульвокислоты (ФК). Однако по своему воздействию на ми­нералы ГК и ФК обладают не только сходством, но и глубо­кими различиями. Так, в условиях опыта гуминовые кислоты совершенно не поглощались порошками первичных минералов и из их растворов не осаждался А1, как это имело место в

' Глинка К. Д. Почвоведение. М., 1927, с. 111.

случае фульвокислот. Это объясняется химическим различием между ГК и ФК,. которое заключается прежде всего в исклю­чительно выраженной способности гуминовых кислот осаж­даться Са, а фульвокислот — А1 (Пономарева, Плотникова, 1980). Данная особенность гуминовых кислот приводит к тому, что они выщелачивают из минералов пониженное количество кальция (см. табл. 36).

Растворяющее воздействие гуминовых кислот на алюмоси­ликатные минералы в условиях эксперимента ставят законо­мерный вопрос, почему несмотря на растворяющее действие, например в черноземах, этих кислот на алюмосиликатные ми­нералы последние в природных условиях остаются устойчивы­ми. В. В. Пономарева данное противоречие объясняет тем, что в естественных степных экосистемах ГК образуются из расти­тельных остатков, богатых кальцием, который блокирует функ­циональные группы гуминовых кислот с самого начала их об­разования.

В заключение характеристики растворяющей способности гумусовых кислот следует также указать на опыты по разла­гающему действию на силикатные минералы (кварц, микро­клин, плагиоклаз, каолинит и др.) 0,005 н. растворов ГК и ФК, а также соляной и Лимонной кислот. Эксперимент длился в течение 200 сут (Пономарева, Рагим-Заде, 1969). Давая интерпретацию данного опыта, В. В. Пономарева отмечает, что каждой из исследованных кислот нельзя дать какую-то об­щую оценку агрессивности по отношению к силикатным мине­ралам вообще. По отношению к разным минералам и элемен­там, входящим в их состав, а также различным срокам раз­ложения на первое место по степени агрессивности может вы­ступать то одна, то другая кислоты. Степень диссоциации кис­лот не имеет решающего значения для степени разложения силикатных минералов. Наиболее сильно диссоциированная соляная кислота не всегда стоит на первом месте по степени агрессивности. Лимонная кислота — быстро действующая, но и быстро расходующая себя кислота. Наиболее длительно дей­ствующими оказались гумусовые кислоты.

Кроме кислот, возникающих при гумусообразовании, важ­ными агентами разрушения и изменения минералов литосфе­ры являются попадающие в почву продукты жизнедеятельно­сти обитающих в ней микроорганизмов (табл. 37, 38). В ре­зультате совместного действия эти агенты оказываются важ­нейшими факторами мобилизации химических элементов, за­консервированных в кристаллических решетках, которые идут на питание различных живых существ биосферы.

Процесс микробиологической деструкции минералов мате­ринских пород особенно наглядно проявляется на ранних ста­диях почвообразования, когда в исходном субстрате еще не накопилось зольных веществ и минералы породы оказываются почти единственным источником питания живых организмов

Таблица З?

Освобождение SiO₂ из минералов под влиянием кислотощелочеобразующих микроорганизмов за 40 и 70 сут (Аристовская, 1980)

(Аристовская, 1980). Этот вывод находит убедительное под­тверждение в специальных работах по первичному почвообра­зованию (Сушкина, Цурупа, 1973; и др.).

Каков же механизм воздей-

Таблица 38

Соотношение между химическими элементами в исходном нефелине и в перешедших в раствор продуктах его деструкции (опыт с Penicillium) (Аристовская, 1980)

Примечание. Содержание SiO₂ было принято за единицу, а содержа­ние остальных элементов отнесено к этой единице.

ствия почвенных микроорга­низмов на минеральный суб­страт материнских пород? Преобразование поверхностно­го слоя литосферы под дейст­вием микроорганизмов почвы включает два противоположно направленных процесса: разру­шение минералов породы и но­вообразование минералов при участии микроорганизмов. Первый процесс может вклю­чать как прямое, так и косвен­ное воздействие микроорганиз­мов на кристаллические ре­шетки минералов, приводящее к переходу в подвижное состо­яние содержащихся в породе элементов. Прямое воздейст­вие может быть двух типов — разрушение с помощью фермен­тов и с помощью микробных слизей.

Экспериментально доказана эффективность прямого воздей­ствия микробных ферментов на минералы, содержащие эле­менты переменной валентности (серу, железо, марганец), ко­торые под действием соответствующих ферментов окисляются или восстанавливаются, что и приводит в конечном счете к разрушению кристаллической решетки (Silverman, 1967; Ля- ликова, 1970; Каровайко и др., 1972; и др.). Таким путем раз­рушаются микроорганизмами рода Thiobacillus пирит, халь­копирит и другие сульфидные минералы.

Не меньшее, а возможно, и большее значение в разруше­нии минералов материнских пород имеет слизеобразование, так как действие микробных слизей по сравнению с фермента­тивным воздействием имеет менее специфический характер.

Однако несмотря на довольно широкое распространение слизеобразующих микроорганизмов и возможность прямой де­струкции минералов ферментами в природе более универсаль­ным средством мобилизации элементов из кристаллических решеток является, по-видимому, косвенное воздействие микро­флоры на минералы (Аристовская, 1980). Оно заключается в разрушении породы с помощью сильных химических реаген­тов, продуцируемых почвенными микроорганизмами в процес­се обмена веществ. Эти реагенты представлены разнообразны­ми минеральными и органическими кислотами, биогенными щелочами, хелатообразователями и, по-видимому, веществами, обладающими сильными редуцирующими свойствами.

Большинство исследователей в настоящее время полагают, что среди кислотных продуктов микробного происхождения в процессах выветривания большую роль играют не минераль­ные, а органические кислоты, которые продуцируются как ми­кроскопическими грибами, так и бактериями. Микроскопиче­ские грибы, характеризующиеся способностью к кислотообра- зованию, наиболее часто образуют щавелевую, лимонную и глюконовую кислоты (Wagner, Schwartz, 1965). Бактерии мо­гут образовывать различные органические кислоты — муравь­иную, уксусную, масляную, молочную, щавелевую, винную и др. (Low, Webley, 1959; и др., Новороссова и др., 1977).

Важно отметить, что среди продуцируемых микроорганиз­мами кислот многие обладают способностью к образованию комплексных и внутрикомплексных соединений — хелатов, что повышает их агрессивность по отношению к минералам и де­лает взаимодействие с ними более разнообразным. А. Шатц с соавт. выдвинул в 50-х годах получившее признание предполо­жение, что хелатизация — один из главных факторов почвооб­разования, а выделение микроорганизмами комплексообразо- вателей имеет приспособительное значение, поскольку позво­ляет существовать организмам в среде, где элементы мине­рального питания законсервированы в кристаллических ре­шетках.

Представляет интерес вопрос о соотношении вклада гуму­совых кислот и указанных низкомолекулярных органических кислот в разложение минералов материнских пород. По мне­нию Т. В. Аристовской, более высокое содержание в почвах фульво- и гуминовых кислот не является бесспорным доказа­тельством их главной роли в процессах деструкции минера­лов. Низкомолекулярных кислот в почве содержится действи­тельно меньше: в подзолистых разностях была обнаружена щавелевая, лимонная, фумаровая и некоторые другие органи­ческие кислоты в количестве 5—7% общего углерода сорби­рованных органических веществ. Однако надо учитывать, что данные кислоты в отличие от гумусовых не накапливаются в почве по причине прежде всего их доступности для многих почвенных организмов. Поэтому значение низкомолекулярных кислот, характеризующихся высокой агрессивностью, в преоб­разовании материнского субстрата, может быть значительным несмотря на кратковременность пребывания их в почве.

Среди агентов преобразования минералов заметную роль могут играть биогенные щелочи, вклад которых, однако, в процессы выветривания остается пока слабо изученным. В то же время образование биогенных щелочей — широко распро­страненный в природе процесс, который в отдельных микро­очагах может протекать даже в кислых подзолистых почвах. Основным источником биогенных щелочных соединений могут быть соли слабых органических кислот и сильных оснований, образующихся при разложении растительных остатков, среди продуктов минерализации которых оказываются карбонаты и бикарбонаты. Щелочи образуются также при амонификации белковых веществ. Они могут накапливаться в почве после внесения навоза и других азотсодержащих соединений, а так­же при разложении богатых основаниями пород.

В процессах выветривания в щелочных почвах большое значение имеет биогенная сода. Образование микроорганизма­ми карбонатов и бикарбонатов при минерализации богатого опада приводит к сильному повышению pH почвенных раство­ров, что вызывает разрушение алюмосиликатов (Кутузова, 1973).

К числу реагентов, образуемых с помощью микробов, отно­сятся также сильные восстановители — водород, сероводород, метан и др., которые, по-видимому, в определенных условиях могут также участвовать в процессах преобразования мине­рального субстрата.

Таким образом, биохимический аппарат, которым распола­гает микрофлора почвы для деструкции минералов, в высшей степени гибок и разнообразен. В зависимости от условий сре­ды может быть использовано то или иное из имеющихся средств для освобождения химических элементов из породы (Аристовская, 1980). Последнее заключение можно в равной мере отнести ко всей совокупности почвенных биохимических агентов преобразования литосферы, к которым кроме гумусо­вых кислот и метаболитов микроорганизмов относится также такой существенный фактор, как прижизненные выделения растений (Роде, 1944; Гоголев, 1968; Ковда, 1973; и др.).

Рассмотрим главные результаты биохимического воздейст­вия почвенных агентов выветривания на поверхностную часть литосферы. Здесь необходимо назвать прежде всего перевод законсервированного в массивные глыбы и кристаллические решетки вещества литосферы в подвижное состояние. Дости­гается, это за счет ряда процессов, среди которых следует в первую очередь отметить явления размельчения в результате физического и биохимического выветривания грубого материа­ла массивно-кристаллических пород до размерностей, позво­ляющих перемещаться ему под действием различных факторов на значительные расстояния.

Известно, что дальность переноса частиц умеренно силь­ным ветром значительно возрастает при уменьшении их раз­меров. Если для гравия дальность переноса составляет всего лишь несколько метров, то для тонкого песка она достигает нескольких километров, алеврита — сотен километров. Тон­кий же алеврит и глинистые частицы могут перемещаться во­круг земного шара.

Одна из важнейших форм мобилизации вещества поверх­ностных слоев литосферы — перевод значительной его части в коллоидальные и истинные растворы, обладающие высокой миграционной активностью и способные перемещаться с вод­ными потоками через континентальные пространства до глу­бинных зон Мирового океана.

В результате длительного действия почвенных агентов вы­ветривания и мобилизации вещества земной коры достигается одно из главнейших условий динамического развития и функ­ционирования зоны гипергенеза^[2] — образование фонда ла­бильных соединений и элементов, создающего необходимые предпосылки для различного типа миграции веществ и круго­воротов.

Другим важным следствием почвенного выветривания ока­зывается резкое возрастание удельной поверхности преобра­зованных почвообразованием исходных массивно-кристалли­ческих пород. Представление о размерах поверхности мелкозе­ма, образующегося в результате воздействия почвообразова­тельного процесса, дают расчеты, показывающие, что суммар­ная поверхность 1 м³ суглинка составляет более 10 км². Если теперь учесть, что поверхность 1 м³ плотной горной породы, не затронутой выветриванием и почвообразованием, составляет всего около 6 м², то становится ощутимым то колоссальное — в сотни тысяч раз — увеличение активной поверхности суб­страта, имеющее место в ходе превращения монолитной исход­ной породы в разнородный мелкозем.

При этом необходимо подчеркнуть особую роль почвенных биохимических агентов выветривания, приводящих к образо­ванию наиболее деятельной субколлоидальной и коллоидаль­ной фаз, отличающихся наибольшей удельной поверхностью.

Чисто же физическое выветривание, связанное с измельчением породы в результате повторяющегося ее нагревания и охлаж­дения, может, по-видимому, диспергировать субстрат преиму­щественно до пылеватой фракции (Чижиков, I960).

Резкое возрастание активной поверхности имеет исключи­тельное значение для процессов, происходящих в верхних слоях литосферы. Б. Б. Полынов (1934) подчеркивает, что громадное количество молекулярных сил, которые до раздроб­ления твердого тела уравновешивались между собой, после раздробления вступает во взаимодействие с новой средой. Естественно, чем больше поверхность, тем успешнее протекают эти взаимодействия.

Благодаря сильной диспергации материала возникает но­вый мощный фактор взаимодействия — поверхностные силы, которые обусловливают проявление целого ряда природных процессов — поглощение газов, паров жидкости, адсорбцию элементов и соединений из растворов и др.

К числу важнейших изменений, происходящих в литосфере под воздействием или при участии мобильных продуктов поч­вообразования, относятся синтез в зоне гипергенеза различ­ных минералов и соединений и концентрация ряда элементов (табл. 39).

Таблица 39

Концентрация железа и марганца в объектах литосферы и биосферы (Глазовская, Добровольская, 1984)

Б. Б. Полынов указывает на новообразование многих ми­нералов. Например, мобилизованный в ходе выветривания кремнезем, отличающийся высокой миграционной способ­ностью, может выпадать из раствора в виде желеобразных студней или в форме хлопьев различных размеров. Свежие гели • кремнезема в определенных условиях постепенно кри­сталлизуются по схеме: опал — халцедон — кварц.

Новообразования кремнезема могут отмечаться в различ­ных природных условиях. Так, В. А. Ковда с соавт. (1958) указывают на гидрогенную его аккумуляцию. Значительное накопление кремнезема, мобилизованного в ходе почвообразо­вания— выветривания, было отмечено Л. И. Прасоловым (1914), который при изучении почв Забайкалья обнаружил особые корочки, облегающие поверхность обломков породы и состоящие на 80—85% из свободного аморфного кремнезема. Б. А. Зимовцом (1963) в Приамурье были обнаружены ново­образования аморфного кремнезема на поверхности щебня в нижней части профиля бурых лесных почв. По мнению авто­ра, данные новообразования сформировались в результате со­единения кремния, полуторных окислов и частично щелочно­земельных элементов. Аккумуляции способствовало глубокое промерзание почвогрунтов.

Известны также другие разнообразные формы минераль­ных соединений, образующихся в зоне почвообразования и вы­ветривания. Например, новообразования коагелей глинозема, из которых видное место занимают коллоидные соединения алюминия с кремнеземом.

Особое место среди вадозных¹ соединений занимают со­единения железа (Зонн, 1982), и прежде всего коллоидальная гидроокись железа, через которую «проходит» почти вся мас­са попадающего в зону выветривания железа. Эту форму же­леза Б. Б. Полынов (1956) называет активной. По его мне­нию, активное состояние коллоидальной гидроокиси железа обусловливается тремя основными свойствами: 1) способ­ностью, свойственной всем минеральным коллоидам (пока они находятся в поверхностной части коры выветривания), много­кратно переходить и возвращаться в различные степени дис­персности и, в частности, из гелеобразного состояния в золь и обратно; 2) способностью к восстановлению и вторичному окислению, связанному с переходом в формы закисных соеди­нений даже вадозного самородного железа; 3) способностью через форму закисного железа переходить в истинный (моле­кулярный) раствор с ионами Fe.

Среди соединений, образующихся в зоне выветривания, можно также назвать вадозные минералы фосфора, марганца, легкорастворимые углекислые, сернокислые, хлористые соли и др. Особое место занимают сложные органоминеральные соединения и глинистые минералы, образующиеся в процессе выветривания исходных пород. Эти формы, так же как и оха- ^[3] растеризованная выше гидроокись железа, несомненно, дол­жны быть отнесены к категории активных соединений, играю­щих важную роль в процессах, происходящих при выветрива­нии. Кроме того, для многих продуктов, возникающих в зоне гипергенеза, характерна также повышенная сложность и из­менчивость их состава, что дало основания А. Е. Ферсману называть их мутабельными.

В качестве одного из основных результатов биохимическо­го и химического преобразования литосферы следует назвать обособление в ее поверхностной части коры выветривания, формирование которой тесно связано с почвообразовательным процессом и в значительной мере является его следствием.

Вопрос о соотношении почво- и корообразования — один из узловых при выявлении роли почвы в развитии коры выветри­вания. Ответы на него могут быть разными. Некоторые иссле­дователи полагают, что современные коры выветривания и почвы пространственно совмещены и что, например, кора вы­ветривания водоразделов — остаточный продукт изменения верхней части литосферы под действием только почвообразо­вательного процесса.

Мы считаем, что данный вопрос не может иметь односто­роннего решения, так как полное совмещение почвы и коры выветривания скорее исключение, чем правило. В большинстве случаев коры выветривания отличаются значительно большей мощностью, чем почвы, поскольку нижняя граница у первых может проходить на глубине более 100 м, а у почв она обычно не превышает нескольких метров. В то же время развитие почти любой коры выветриванця идет при весьма тесном взаи­модействии с почвой, несмотря на маломощность последней. Это взаимодействие осуществляется прежде всего через рас­творы, которые формируются в почвенных горизонтах и затем под действием сил гравитации часто проникают в различные части коры выветривания, осуществляя те или иные измене­ния в ней. Это проникновение особенно значительно в усло­виях гумидного климата, где кора выветривания отличается мощной зоной выщелачивания (Глазовская, 1964, 1972; и др.).

Переходя к конкретной характеристике коры выветрива­ния, остановимся на учении Б. Б. Полынова (1934) о формах кор выветривания и их распределении.

Б. Б. Полынов разделяет коры выветривания массивно-кри­сталлических пород на остаточные и аккумулятивные. Он счи­тает, что формы накопления остаточных продуктов выветрива­ния следует искать, очевидно, в таких местах, которые ниот­куда не получают продуктов выветривания путем стока и от­куда продукты выветривания, образовавшиеся in situ, могут в большей или меньшей степени удаляться. Такие скопления остаточных продуктов массивно-кристаллических пород, обыч­но залегающие в автоморфных водораздельных местоположе­ниях, Б. Б. Полынов называет ортоэлювием. Выделяются гру­бообломочный, обызвесткованный, сиаллитный и аллитный ор­тоэлювии, отличающиеся степенью изменения исходной по­роды.

Примером грубообломочного ортоэлювия могут служить россыпи крупных осколков кристаллических пород, щебень или крупнозернистый песок, состоящий из зерен разрушаю­щихся пород. Накопление грубого материала происходит, ко­гда в силу тех или иных причин не создаются условия для за­крепления образующегося при выветривании мелкозема. Та­кого именно происхождения остаточная кора выветривания из обломочного материала в высокогорных областях, где «рабо­тает» не только вода, но и лед, таковы россыпи так называе­мых гольцов горной тайги. В этих случаях состав обломочно­го материала мало отличается от состава ненарушенных пород.

Следующий тип — обызвесткованный ортоэлювий. Он фор­мируется, когда скопления продуктов выветривания одеваются растительным покровом, который ослабляет эффекты механи­ческой денудации, и когда выносу подвергаются главным об­разом лишь соединения, способные растворяться в воде. Обыз­весткованный ортоэлювий можно встретить, например, в гор­ных степях на гранитных, гнейсовых, базальтовых и других изверженных породах. В толщах продуктов выветривания на крупных обломках коренной породы нередко встречаются вы­деления углекислого кальция в форме белой пленки или на­течной корки, покрывающие щебень и крупные глыбы, преиму­щественно их нижнюю поверхность. Основным материалом для этих форм кальция послужили скорее всего кальций разру? шенной горной породы и углекислота воздуха, циркулирующе­го в среде продуктов выветривания.

Третий тип — сиаллитный ортоэлювий, который можно встретить в умеренных широтах на плоских вершинах масси­вов первичных пород, покрытых лесной растительностью. Здесь благодаря развитию полнопрофильных почв, защищающих коры выветривания от чрезмерной механической .денудации, и большому количеству агрессивных растворов процесс преоб­разования исходной породы заходит достаточно далеко, и в ортоэлювии за счет вымывания щелочных и щелочно-земель­ных оснований и кремнезема накапливаются полуторные окислы.

Б. Б. Полыновым выделен также аллитный ортоэлювий, представляющий собой остаточные продукты наиболее npo^L двинутого выветривания, примером которого может служить аллитная кора выветривания влажных тропических стран.

Все указанные типы остаточного ортоэлювия Б. Б. Полы­нов именует фазами, или формами, и рассматривает их как находящиеся в генетической связи с аккумулятивными кора­ми выветривания, занимающими более низкие гипсометриче­ские уровни и образующимися в основном за счет накопления продуктов, вынесенных из остаточных кор выветривания. Б. Б. Полынов выделяет следующие основные формы аккуму­лятивных кор выветривания: а) хлоридно-сульфатные (пре­имущественно аллювиальные), б) карбонатные (преимущест­венно делювиальные и пролювиальные), в) сиаллитные на­носы.

Сопряженность остаточных и аккумулятивных кор вывет­ривания можно сформулировать в виде следующих трех поло­жений (Полынов, 1956):

1. Обызвесткованный ортоэлювий водоразделов сопрягается с расположенной на более низких уровнях аккумулятивной хлоридно-сульфатной корой выветривания в форме наноса, обогащенного хлоридами и сульфатами (гобийский тип).

2. Сиаллитный ортоэлювий водоразделов сопрягается с рас­положенными на более низких уровнях аккумулятивной кар­бонатной и хлоридно-сульфатной корами выветривания. При этом вся толща сиаллитного ортоэлювия служит областью пи­тания для карбонатных аккумуляций, а для хлоридно-суль- фатных к ней прибавляется и толща карбонатной коры выве­тривания (северомонгольский тип).

3. Аллитный ортоэлювий водоразделов сопрягается с рас­положенными на более низких уровнях аккумулятивными ко­рами выветривания: сиаллитной, карбонатной и на самом низ­ком уровне — хлоридно-сульфатной корой выветривания (тип бассейнов Конго и Замбези).

Важно, однако, подчеркнуть, что Б. Б. Полынов эти поло­жения не рассматривает как строго обязательные. Выведенные закономерности никоим образом не могут быть универсальны­ми законами распределения продуктов выветривания, кото­рым отвечали бы все случаи такового. Этого не может быть прежде всего потому, что выведенные положения суть законо­мерности лишь одного порядка — одной зависимости от гео­морфологических условий. Действительное же современное распределение продуктов выветривания значительно сложнее и обусловливается в той или иной степени и климатическими и историко-геологическими моментами.

Среди положений о формах коры выветривания, развитых Б. Б. Полыновым, необходимо также отметить его предложе­ние выделить кроме ортоэлювия, также параэлювий и неоэлю­вий. Параэлювий — остаточная кора выветривания, форми­рующаяся на осадочных породах значительного возраста (ме­ловых, палеогеновых и др.) в водораздельных условиях. Нео­элювий— это кора выветривания отдельных участков совре­менных наносов (аллювиальных, делювиальных и др.), кото­рая перестала быть аккумулятивной благодаря затуханию привноса свежего материала в связи с эрозионным расчлене­нием поверхности и образованием новых водораздельных эле­ментов (выход пойм и дельт из режима поёмности и др.). В выделении параэлювия и неоэлювия отразилось стремление

Б. Б. Полынова учесть реальное разнообразие кор выветрива­ния в связи с действием различных факторов — литологиче­ских, исторических и др. Однако он ясно понимал, что при су­ществующем уровне знаний ни выветривание, ни продукты его не могут быть строго дифференцированы.

Другое важное положение в учении Б. Б. Полынова о ко­рах выветривания — его обобщение о рядах подвижности эле­ментов в циклах их миграции. Эти ряды не имеют абсолют­ный характер, что следует из материалов, полученных на ос­нове сопоставления данных по среднему количественному со­ставу массивных пород и плотного остатка воды рек, бассей­ны которых располагаются преимущественно в области мас-

коре выветривания суммировали накопленные данные о пре­образовании верхних слоев литосферы в зоне выветривания, полученные многими исследователями, в том числе выдающи­мися русскими учеными В. В. Докучаевым, В. И. Вернад­ским, Б. А. Земятченским, К. Д. Глинкой, А. Е. Ферсманом и др. Дальнейшие работы способствовали детализации, до­полнению и уточнению учения о коре выветривания, которое к настоящему времени существенно расширилось и углуби­лось. Были получены новые данные и выдвинуты положения об определяющей роли почвообразования в развитии кор вы­ветривания.

Среди работ, специально рассматривающих вопрос о соот­ношении почво- и корообразования, следует прежде всего на­звать исследования В. П. Петрова, в которых он доказывает неразрывность почв и кор выветривания и, по существу, со­впадение их пространственных границ. При этом под корой выветривания В. П. Петров (1967) понимает только продукты изменения (выветривания) тех или иных материнских пород, оставшихся на месте их первоначального залегания. Такая оговорка позволяет считать, что почво- и корообразование мо­гут пространственно совмещаться, но не быть полностью тож­дественными друг другу.

Интересные и аргументированные суждения по вопросу почво- и корообразования были высказаны В. М. Фридландом (1964). Он считает, что, как правило, «почва, будучи менее мощной, чем кора выветривания, в то же время значительно сложнее ее, как по протекающим в ней процессам, так и по составу. В почве идут (или могут идти) все процессы, проте­кающие в коре выветривания, но к ним еще присоединяются и процессы, обусловленные активным биологическим обменом, процессы, связанные с особыми условиями, возникающими в толще почвы, где влияние биологических и климатических факторов проявляется особенно резко. Почва в целом и каж­дый генетический ее горизонт имеют своеобразные геохимиче­ские режимы, определяющие суть идущих в них процессов, в том числе и процессов внутрипочвенного выветривания, кото­рые могут существенно отличаться от внепочвенного выветри­вания» ^[4].

В настоящее время большинство почвоведов считают, что между почвой и корой выветривания проводить знак равен­ства нельзя. Однако до сих пор в вопросе о соотношении поч­во- и корообразования остается много неясного. В частности, неясно, где проходит нижняя граница почвы. Этот вопрос был специально рассмотрен (Никитин, 1980). Здесь же лишь отме­тим, что, по данным ряда исследователей (Глазовская, I960; Зонн, 1964; Роговой, Наркевич, 1968; Таргульян и др., 1974, 1984; и др.), многие почвы следует считать более мощными, чем полагали до недавнего времени. Таким образом, непосред­ственное преобразование литосферы под действием почвообра­зовательного процесса осуществляется на большую глубину, чем считалось ранее.

Дискуссионным остается вопрос и о соотношении почвы и коры выветривания, когда последняя развита недостаточно и имеет небольшую мощность, например при почвообразовании на выходах скальных пород. В этом случае может наблю­даться пространственное совмещение данных объектов и кора выветривания формируется полностью за счет внутрипочвен­ного выветривания, оказываясь составной частью почвенного профиля.

Остается нерешенным вопрос о взаимоотношении почво- и корообразования в случае мощных кор выветривания, напри­мер, во влажных тропиках, где коры во много раз могут пре­вышать мощность почвы (Фридланд, 1964; Зонн, 1974). Хотя полного пространственного совмещения почвы и коры вывет­ривания здесь не происходит, роль почвообразования в разви­тии горизонтов коры, залегающих под почвой, остается пер­востепенной. Можно полагать, что и в этом случае коры вы­ветривания находятся под активнейшим влиянием почвообра­зования, в первую очередь его продуктов: органических ве­ществ, углекислоты и др. Органические вещества, содержа­щиеся в почвенных растворах, определяют возможность су­ществования огромного мира микроорганизмов, играющих, по мнению авторов, решающую роль в процессах выветривания. Таким образом, почвообразование и его продукты должны рассматриваться как факторы процессов выветривания (Фрид- ланд, 1964).

Следовательно, можно утверждать, что одним из важней- щих результатов преобразования литосферы под действием почвообразования и его продуктов является кора выветрива­ния континентов.

Существенным достижением в учении о корах выветрива­ния явилось углубление представлений о стадиях и типах вы­ветривания. Первоначальная схема Б. Б. Полынова (1934) о рассмотренном выше четырехстадийном развитии остаточной коры выветривания постепенно детализировалась с учетом но­вых данных о реальном разнообразии корообразования. Так, К. И. Лукашев (1958) различает шесть геохимических типов выветривания: литогенный, сиаллитно-гл инистый сиаллитно- карбонатный, сиаллитно-хлоридно-сульфатный, сиаллитно-фер- ритный и аллитный.

В. М. Фридланд (1964) среди тропических кор выветрива­ния выделяет: аллиты — коры с резким преобладанием окис­лов алюминия над окислами железа; ферраллиты — коры без резкого преобладания окислов железа или алюминия; альфер- риты — коры, в которых резко преобладают окислы железа, а окислы алюминия содержатся в ничтожных количествах. Кро­ме перечисленных групп кор выветривания выделяются сиал­литные и сиаллитно-ферритные коры (преимущественно акку­мулятивные), состоящие преимущественно из первичных, в том числе и легко выветривающихся минералов. Сиаллитные коры делятся на кислые, насыщенные и засоленные. Во всех выделенных крупных группах кор выветривания необходимо отделять в качестве самостоятельных кварцевые и высоко­кварцевые коры выветривания, а также коры с конкрециями и с горизонтами латерита. Дальнейшее разделение крупных групп кор выветривания следует вести по их минералогиче­скому составу. Можно, например, выделять галлуазитово-гёти- товые ферраллиты, гидраргиллито-каолинитовые аллиты, квар- цево-слюдисто-каолинитовые сиаллиты и др.

В связи с изменчивостью природных условий и неодинако­вой длительностью процессов образуются многочисленные формы кор выветривания. Среди наиболее обычных и лучше изученных остаточных (элювиальных) кор выветривания В. А. Ковда (1973) называет:

1) скальный элювий, покрывающий поверхность скал и скальные углубления;

2) обломочный элювий, представленный неокатанными об­ломками и материалом разрушенной породы (в основном в гор­ных условиях);

3) мелкоземистый карбонатный элювий — первичный, на­пример на изверженных породах Армении, Крыма, Монголии,, или вторичный (неоэлювий), например лёссовидные суглинки,, лёссы или сыртовые суглинки Евразии;

4) мелкоземистый сиаллитный элювий, насыщенный или не­

насыщенный с комплексом сиаллитных минералов (каолинит, галлуазит, слюды), например покровные суглинки Русской рав­нины; ’

5) оглиненный монтмориллонитовый элювий и неоэлювий,, образованный в условиях относительно сухого климата;

6) оглиненный железистый каолинитовый элювий и неоэлю­вий влажных субтропических и тропических областей;

7) ферритный и ферраллитный элювий и неоэлювий влаж­ных и периодически сухих субтропиков и тропиков;

8) аллитный (бокситовый) элювий экваториальных влаж­ных тропиков (с абсолютным преобладанием минералов гид­роокиси алюминия).

При достаточной геологической продолжительности форми­рования и отсутствия эрозионного сноса определенные разно­видности элювиальной коры выветривания могут рассматри­ваться как ряд последовательных етадий (Ковда, 1975). Это нередко наблюдается во влажном тропическом и субтропиче­ском климате. В условиях более холодного или более сухого- климата, меньшей продолжительности выветривания и при на­личии эрозии элювий в своем развитии достигает лишь ранних стадий.

В последние годы большое внимание уделяется изучению не только остаточных, но и переотложенных кор выветривания^ формирующихся прежде всего в условиях пересеченного рель­ефа, обусловливающего переотложение гипергенных продуктов. Все больший интерес вызывают гидроморфные коры выветри­вания, развивающиеся при близком залегании грунтовых вод. и обычно находящиеся в геохимическом сопряжении с остаточ­ными автоморфными корами (Добровольский, 1969).

Материалы, накопленные при изучении различных типов- выветривания, свидетельствуют также о сильном влиянии ис­ходных пород на состав и соотношение процессов, формирую­щих коры выветривания. Так, В. О. Таргульяном (1971) было показано, что в холодных гумидных областях на массивно­кристаллических и песчаных полимиктовых породах, с одной стороны, и рыхлых суглинистых отложениях, с другой, почво­образование и выветривание существенно различаются по своей направленности. Эти различия, в частности, касаются лреобразования тонкодисперсной фазы. Было отмечено, что стадийная трансформация глинистых силикатов оказывается более продвинутой в почвах на песках.

Кратко рассмотрим вопрос о строении коры выветривания. Наиболее удобно для этой цели использовать данные по оста­точным корам выветривания влажных тропиков, где создаются наиболее благоприятные условия для формирования полнораз­витых кор, достигающих нередко мощности в 60—80 м и более.

Наиболее характерная особенность остаточной коры — за­кономерное изменение состава, что морфологически прояв­ляется в виде профильного ее строения и обособления горизон­тов или зон с различными свойствами. Эти горизонты являются генетически сопряженными и обособляются в процессе форми­рования коры выветривания. Они обычно имеют нерезкие гра­ницы и постепенно переходят один в другой.

В полном профиле остаточной коры выветривания на из­верженных породах в гумидных тропических ландшафтах мож­но выделить снизу вверх по мере усиления изменений исходно­го субстрата следующие горизонты (Добровольский, 1969):

1. Горизонт щебенчатой коры выветривания, представляю­щий собой слабо измененные породы с преобладанием первич­ных минералов или продуктов их преобразования. Окраска го­ризонта в случае кислых пород имеет светлые тона, основ­ных— темные.

2. Г идрослюдисто-гидрохлоритовый горизонт отличается значительно меньшей прочностью, чем исходная порода. Струк­тура породы сохраняется лишь внешне, так как большая часть первичных минералов в процессе выветривания полностью за­мещается новообразованными минералами, представленными главным образом гидрослюдами и гидрохлоритами. Значитель­ная часть оснований выщелачивается и гидратируется. Гори­зонт обычно имеет пеструю окраску с преобладанием темнова­тых и зеленоватых тонов.

3. Горизонт глиноземистых и железистых глин характери­зуется более или менее вязкой консистенцией с отдельными участками рыхлого щебнистого материала бурой, охристой или белесой с ржавыми пятнами окраски. Для горизонта характер­ны процессы гидролиза, в результате которого силикаты частич­но распадаются на гидроокислы, а щелочи и щелочные земли почти нацело выносятся. Типичным является образование гли­нистых минералов — каолинита, монтмориллонита, нонтро- нита.

4. Охристый ожелезненный горизонт представляет самую верхнюю часть остаточной коры выветривания. Структура ис­ходной породы здесь полностью утрачивается. В результате .активно идущих процессов гидролиза и окисления образуются конечные продукты элювиального выветривания — гидроокислы железа, марганца и, при определенных условиях, алюминия. В горизонте содержатся, кроме того, глинистые минералы и остаточный кварц.

Приведенное описание характеризует лишь самые общие черты полнопрофильных остаточных кор выветривания, разви­тых во влажных тропиках, наиболее благоприятных для коро­образования. Реальный набор кор выветривания отличается весьма большим разнообразием, так как определяется конкрет­ным сочетанием многих факторов среды. Так, в гумидных рай­онах умеренного пояса из-за меньшей теплообеспеченности и относительной молодости послеледниковых ландшафтов обра­зуется неполноразвитый, укороченный профиль (Гинзбург, 1963; Перельман, 1965).

В заключение характеристики биохимического изменения литосферы под действием почвообразования и его продуктов коснемся современного состояния вопроса о рядах подвижно­сти элементов и соединений, вовлекаемых в процессы мигра­ции при почво- и порообразовании.

К настоящему времени существенно дополнены и развиты первые положения о миграционных рядах, сформулированные Б. Б. Полыновым. Прежде всего благодаря накопившемуся ма­териалу стало возможным выявление и количественное описа­ние различных форм миграции элементов: биогенной, водной, воздушной, механической, техногенной (Перельман, 1975; Гла- зовская, 1976; и др.). Другое важное достижение в этой обла­сти— конкретизация рядов подвижности для различных при­родных условий. Было выявлено значительное разнообразие этих рядов в связи с сильной изменчивостью геохимической об­становки в зоне гипергенеза (Перельман, 1955; Ковда, 1973; Соколов, 1978; и др.). В связи с этим конкретные миграцион­ные ряды не только могут, но и должны довольно часто отли­чаться от ряда подвижности .Б. Б. Полынова, который пред­ставлял собой первый осредненный вариант, составленный для дренируемых территорий,' сложенных кристаллическими поро­дами.

Можно согласиться с мнением А. И. Перельмана, который считает, что для каждого массива выветривающихся пород ха­рактерны свои особые ряды миграции, определяемые как био- климатическими, так и геолого-геоморфологическими условия­ми выветривания. Следовательно, любые обобщенные схемы миграции могут рассматриваться лишь как приближенные.